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
7., vollständig überarbeitete und aktualisierte Auflage Mit 328 Abbildungen, davon 33 in Farbe
Autoren Professor Dr. Martin Okrusch Institut für Mineralogie 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 3-540-23812-3 7. Auflage Springer Berlin Heidelberg New York
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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 Wissensstand 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 kristallographischen Grundbegriffen wie Kristallklasse, Bravais-Gitter und Miller’sche Indizes, die für das Verständnis der Mineralbeschreibungen in Teil I notwendig sind; auch die Einführung zur Petrographie wurde etwas ausführlicher gestaltet. Die spezielle Mineralogie 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, zusätzlich aufgenommen werden. Wesentliche Erweiterungen erfuhren die Kapitel zum Vulkanismus 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 nehmen. 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 einzelner Lagerstättentypen wurden Lagerstätten von weltwirtschaftlicher Bedeutung stärker herausgestellt. Im Kapitel über Sedimente und Sedimentgesteine erfuhren die Karbonatgesteine, 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. Völlig neu gestaltet und erweitert wurden die Kapitel zum Aufbau des Erdinnern, zum Aufbau und Stoffbestand des Mondes sowie über Meteorite. Ein neues Kapitel zur Einführung 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 Anforderungen hinausgeht. Für Geowissenschaftler anderer Vertiefungsrichtungen wie Sedimentologie, 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 Geowissenschaftlern in ihrem beruflichen Leben, aber auch mineralbegeisterten Laien als Nachschlagewerk gute Dienste tut. Voraussetzungen für ein erfolgreiches Arbeiten mit die-
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Vorwort zur 7. Auflage
sem Buch sind Grundkenntnisse in Experimentalphysik, anorganischer und möglichst auch in physikalischer Chemie sowie in allgemeiner Geologie; für Studierende der Mineralogie ist ein tieferes Eindringen in die Kristallographie selbstverständlich. Auch jungen Geowissenschaftlern und interessierten Laien sind heute die Grundzüge der Plattentektonik 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 Kollegen 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 verpflichtet 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 (Heidelberg) danke ich sehr für die vertrauensvolle Zusammenarbeit, für Geduld und Verständnis. 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 Verständnis für die verstärkte Arbeitsbelastung in den letzten beiden Jahren entgegengebracht 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 Geowissenschaften, aber auch unter interessierten Mineraliensammlern finden möge. In einer Zeit, in der dich die geowissenschaftlichen Studiengänge an den deutschen Universitäten im Umbruch befinden, möge das hier vorgelegte Werk dazu beitragen, dass die Mineralogie weiterhin als eigenständige Stimme im Gesamtkonzert der Geowissenschaften zu hören ist. Martin Okrusch Würzburg, im Januar 2005
Vorwort zur 1. Auflage
Das vorliegende Buch ist eine Einführung in die Mineralogie, Petrologie und Lagerstättenkunde auf genetischer Grundlage. Es widmet sich dem speziellen Teil des Faches, wobei Grundkenntnisse aus dem allgemeinen Teil – der allgemeinen Mineralogie und der Kristallographie – vorausgesetzt werden. Darüber hinaus sind neben geologischen Kenntnissen Grundlagen der allgemeinen, anorganischen und physikalischen 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 Anlehnung an die Systematik von H. Strunz. Teil II ist der Petrologie und Lagerstättenkunde gewidmet. Er gliedert sich: A in die magmatische Abfolge mit Systematik und Genese der magmatischen Gesteine einschließlich der Mineral- und Lagerstättenbildung, die mit magmatischen Vorgängen im Zusammenhang steht, B in die sedimentäre Abfolge mit den Verwitterungsprodukten, Sedimenten und Sedimentgesteinen einschließlich der Mineral- und Lagerstättenbildung, C die Gesteinsmetamorphose einschließlich der Ultrametamorphose und der Metasomatose. Ein abschließender Teil III widmet sich dem Stoffbestand von Erde und Mond und in einem kurzen Abschnitt auch den Meteoriten. Den einschlägigen experimentellen Zustandsdiagrammen – Ein-, Zwei- und DreiKomponentensystemen – 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 durchgeführt 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 wählen, dürfte das Buch auch bei den Anforderungen im Hauptstudium (Aufbaustudium) hilfreich sein. In allen Fällen kann es in Verbindung und zur Ergänzung von Vorlesungen 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 Interesse entgegenbringen, um sich Grundkenntnisse zu erwerben oder es beruflich als Informationsquelle zu nützen. Verlag und Verfasser möchten glauben, dass das vorliegende Buch innerhalb des deutschsprachigen Schrifttums eine derzeit spürbare Lücke schließen hilft. Die Kristallbilder sind dem Atlas der Kristallformen von V. Goldschmidt, die Kristallstrukturen großenteils dem Strukturbericht entnommen und umgezeichnet worden. 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. Bei der Fertigung des Buches erfuhr ich aus dem hiesigen Institut mannigfaltige Hilfe. Herr Prof. Martin Okrusch übernahm die kritische Durchsicht des Manuskrip-
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Vorwort zur 1. Auflage
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 Originalaufnahmen 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 stammen 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 Zusammenarbeit, 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 1.1 1.2 1.3 1.4 1.5
1.6 1.7 1.8 1.9
Einführung und Grundbegriffe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1 Minerale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2 Kristalle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4 Mineralarten und Mineralvarietäten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10 Vorkommen der Minerale, speziell als Bestandteile der Erdkruste . . . . . . . . . . . . 11 Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12 1.5.1 Mineralinhalt . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12 1.5.2 Beziehungen zwischen chemischer Zusammensetzung und Mineralinhalt: Heteromorphie von Gesteinen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12 1.5.3 Gefüge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13 1.5.4 Geologischer Verband . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 Mineral- und Erzlagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 Abgrenzung der gesteinsbildenden Vorgänge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 Mineralogische Wissenschaften und ihre Anwendungsgebiete in Technik, Industrie und Bergbau . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15 Bestimmung von Mineralen mit einfachen Hilfsmitteln . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 Nachschlagewerke . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
Teil I Spezielle Mineralogie – Eine Auswahl wichtiger Minerale
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17
2 2.1 2.2 2.3
Elemente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19 Metalle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20 Metalloide (Halbmetalle) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24 Nichtmetalle . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24 Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29 Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29
3 3.1 3.2 3.3 3.4 3.5
Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31 Metall-Sulfide mit M:S > 1:1 (meist 2:1) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32 Metall-Sulfide und -Arsenide mit M:S ≈ 1: 1 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33 Metall-Sulfide, -Sulfarsenide und -Arsenide mit M: S ≤ 1:2 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37 Arsen-Sulfide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41 Komplexe Metall-Sulfide (Sulfosalze) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42 Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43
4
Halogenide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41 Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48
X
Inhaltsverzeichnis
5 5.1 5.2 5.3 5.4 5.5
Oxide und Hydroxide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49 M2O-Verbindungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50 M3O4-Verbindungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50 M2O3-Verbindungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52 MO2-Verbindungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55 Hydroxide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58 Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59 Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 59
6 6.1 6.2 6.3 6.4
Karbonate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61 Calcit-Gruppe, 32/m . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 62 Aragonit-Gruppe, 2/m2/m2/m . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65 Dolomit-Gruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 66 Azurit-Malachit-Gruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 67 Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68 Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68
7 7.1 7.2 7.3
Sulfate, Chromate, Molybdate, Wolframate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 69 Sulfate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 70 Chromate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 72 Molybdate und Wolframate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 72 Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73 Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 73
8
Phosphate, Arsenate, Vanadate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 75 Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 78 Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 78
9 9.1 9.2 9.3 9.4
Silikate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 79 Inselsilikate (Nesosilikate) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81 Gruppensilikate (Sorosilikate) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 87 Ringsilikate (Cyclosilicate) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89 Ketten- und Doppelkettensilikate (Inosilikate) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 92 9.4.1 Pyroxen-Familie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 93 9.4.2 Pyroxenoide . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 96 9.4.3 Amphibol-Familie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97 Schichtsilikate (Phyllosilikate) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99 9.5.1 Pyrophyllit-Talk-Gruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 101 9.5.2 Glimmer-Gruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 102 9.5.3 Hydroglimmer-Gruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 104 9.5.4 Sprödglimmer-Gruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 104 9.5.5 Chlorit-Gruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 104 9.5.6 Serpentin-Gruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 105 9.5.7 Tonmineral-Gruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 106 Gerüstsilikate (Tektosilikate) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 108 9.6.1 SiO2-Minerale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 109 9.6.2 Feldspat-Familie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 116 9.6.3 Feldspatoide (Foide, Feldspatvertreter) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 123 9.6.4 Skapolith-Gruppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 125 9.6.5 Zeolith-Familie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 125 Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 128
9.5
9.6
10
Flüssigkeitseinschlüsse in Mineralen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 131 Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 134 Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 134
Inhaltsverzeichnis
Teil II Petrologie und Lagerstättenkunde
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 135
11 Magmatische Gesteine (Magmatite) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11.1 Einteilung und Klassifikation der magmatischen Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11.1.1 Zuordnung nach der geologischen Stellung und dem Gefüge . . . . . . . 11.1.2 Klassifikation nach dem Mineralbestand . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11.1.3 Chemismus und CIPW-Norm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11.2 Petrographie der Magmatite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11.2.1 Subalkaline Magmatite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11.2.2 Alkali-Magmatite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11.2.3 Karbonatite, Kimberlite und Lamproite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
137 138 138 139 142 145 145 154 157 159 160
12 12.1 12.2 12.3 12.4 12.5
Vulkanismus . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Effusive Förderung: Lavaströme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Extrusive Förderung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Explosive Förderung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Gemischte Vulkanförderung: Stratovulkane . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Vulkanische Dampftätigkeit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
161 163 165 166 170 170 172 172
13 13.1 13.2 13.3
Plutonismus . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Die Tiefenfortsetzung von Vulkanen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Formen plutonischer und subvulkanischer Intrusivkörper . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Innerer Aufbau und Platznahme von Plutonen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13.3.1 Interngefüge von Plutonen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13.3.2 Mechanismen der Platznahme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13.3.3 Layered Intrusions . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
173 174 174 176 176 176 177 178 178
14 14.1 14.2 14.3
Magma und Lava . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Chemische Zusammensetzung und Struktur magmatischer Schmelzen . . . Vulkanische Gase . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Magmatische Temperaturen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14.3.1 Direkte Messungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14.3.2 Schmelzversuche an natürlichen Gesteinen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14.4 Viskosität von Magmen und Laven . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14.5 Löslichkeit von leichtflüchtigen Komponenten im Magma . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
179 180 180 181 181 181 182 183 184 184
15 Bildung und Weiterentwicklung von Magmen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15.1 Magmatische Serien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15.2 Bildung von Stamm-Magmen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15.2.1 Basaltische Stamm-Magmen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15.2.2 Granitische Magmen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15.3 Magmenmischung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15.4 Magmatische Differentiation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15.4.1 Kristallisationsdifferentiation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15.4.2 Entmischung im schmelzflüssigen Zustand (liquide Entmischung) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
187 188 189 189 189 190 190 190 192
XI
XII
Inhaltsverzeichnis
15.5 Assimilation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 193 Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 193 Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 193 16 Experimentelle Modellsysteme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16.1 Die Gibbs’sche Phasenregel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16.2 Experimente in Zweistoff- und Dreistoffsystemen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16.2.1 Experimente zur Kristallisationsabfolge basaltischer Magmen . . . . . 16.2.2 Experimente zur Bildung SiO2-übersättigter und SiO2-untersättigter Magmen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16.2.3 Experimente zum Verhalten von Mafiten in basaltischen Magmen . . . 16.3 Das Reaktionsprinzip von Bowen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16.4 Das Basalt-Tetraeder von Yoder und Tilley (1962) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16.5 Gleichgewichtsschmelzen und fraktioniertes Schmelzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
195 196 197 197
17 Die Herkunft des Basalts . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17.1 Basalte und Plattentektonik . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17.2 Bildung von Basalt-Magmen durch partielles Schmelzen von Mantelperidotit . 17.2.1 Das Pyrolit-Modell . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17.2.2 Partielles Schmelzen von H2O-freiem Pyrolit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17.2.3 Partielles Schmelzen von H2O-haltigem Pyrolit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
219 220 221 221 221 222 224 224
18 Die Herkunft des Granits . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18.1 Genetische Einteilung der Granite auf geochemischer Basis . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18.2 Experimente zur Granitgenese . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18.2.1 Einführung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18.2.2 Kristallisationsverlauf granitischer Magmen: Experimente im H2O-gesättigten Modellsystem Qz–Ab–Or–H2O . . . . 18.2.3 Experimentelle Anatexis: Experimente unter H2O-gesättigten und H2O-untersättigten Bedingungen im Modellsystem Qz–Ab–Or–H2O . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18.2.4 Das Modellsystem Qz–Ab–An–Or–H2O . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18.2.5 Das Modellsystem Qz–Ab–An–H2O . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18.2.6 Das natürliche Granitsystem . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
225 226 227 227
19 Orthomagmatische Erzlagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19.1 Einführung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19.2 Lagerstättenbildung durch fraktionierte Kristallisation . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19.2.1 Chromit- und Chromit-PGE-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19.2.2 Fe-Ti-Oxid-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19.3 Lagerstättenbildung durch liquide Entmischung von Sulfid- und Oxid-Schmelzen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19.3.1 Nickelmagnetkies-Kupferkies-PGE-Lagerstätten in Noriten und Pyroxeniten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19.3.2 Nickelmagnetkies-Kupferkies-Lagerstätten in Komatiiten . . . . . . . . . . . 19.3.3 Magnetit-Apatit-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19.4 Erz- und Mineral-Lagerstätten in Karbonatit-Alkalimagmatit-Komplexen . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
237 238 238 240 241
203 209 213 215 216 218 218
227
230 233 234 234 235 235
242 242 243 244 244 244 245
Inhaltsverzeichnis
Pegmatite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Theoretische Überlegungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Geologisches Auftreten und Petrographie von Pegmatiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Pegmatite als Rohstoffträger . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
247 248 249 250 251 252
21 Hydrothermale Erz- und Minerallagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.1 Grundlagen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.2 Hydrothermale Imprägnationslagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.2.1 Zinnerz-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.2.2 Wolfram-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.2.3 Molybdän-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.2.4 Porphyry Copper Ores . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.2.5 Imprägnationen mit ged. Kupfer (Typus Oberer See) . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.3 Hydrothermale Verdrängungslagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.3.1 Skarnerz-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.3.2 Mesothermale Kupfer-Arsen-Verdrängungs-Lagerstätten . . . . . . . . . . . 21.3.3 Hydrothermale Blei-Silber-Zink-Verdrängungslagerstätten . . . . . . . . . 21.3.4 Metasomatische Siderit-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.3.5 Metasomatische Magnesit-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.4 Hydrothermale Erz- und Mineralgänge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.4.1 Orogene Gold-Quarz-Gänge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.4.2 Epithermale Gold- und Gold-Silber-Lagerstätten (subvulkanisch) . . . 21.4.3 Mesothermale Kupfererzgänge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.4.4 Blei-Silber-Zink-Erzgänge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.4.5 Zinn-Silber-Wismut-Erzgänge des bolivianischen Zinngürtels . . . . . 21.4.6 Wismut-Kobalt-Nickel-Silber-Uran-Erzgänge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.4.7 Telethermale Antimon-Quarz-Gänge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.4.8 Hydrothermale Siderit- und Hämatit-Erzgänge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.4.9 Nichtmetallische hydrothermale Ganglagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.4.10 Quarzgänge und hydrothermale Verkieselungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.4.11 Alpine Klüfte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.5 Vulkanogen-sedimentäre Erzlagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21.5.1 Rezente hydrothermale Erzbildung in der Tiefsee: Black Smoker . . . . . 21.5.2 Vulkanogene massive Sulfiderz-Lagerstätten (VMS-Lagerstätten) . . . . 21.5.3 Sedimentär-exhalative Blei-Zink-Erzlagerstätten (Sedex-Lagerstätten) . 21.5.4 Vulkanogen-sedimentäre Quecksilbererz-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . 21.5.5 Vulkanogene Oxiderz-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
253 254 255 255 257 257 257 259 259 259 260 260 261 261 261 262 263 263 264 265 265 266 266 267 267 267 267 267 270 271 271 272 272 272
22 Verwitterung und mineralbildende Vorgänge im Boden . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.1 Mechanische Verwitterung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.2 Chemische Verwitterung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.2.1 Leicht lösliche Minerale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.2.2 Verwitterung der Silikate . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.3 Subaerische Verwitterung und Klimazonen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.4 Zur Abgrenzung des Begriffs Boden . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.5 Verwitterungsbildungen von Silikatgesteinen und ihre Lagerstätten . . . . . . . . 22.5.1 Residualtone und Kaolin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.5.2 Bentonit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.5.3 Bauxit . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.5.4 Fe- und Mn-reiche Laterite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.5.5 Ni-reiche Laterite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
275 276 276 277 277 279 279 279 279 280 280 280 281
20 20.1 20.2 20.3
XIII
XIV
Inhaltsverzeichnis
22.5.6 Weitere Residual-Lagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.6 Verwitterung sulfidischer Erzkörper . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.6.1 Oxidationszone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.6.2 Zementationszone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22.6.3 Stabilitätsbeziehungen wichtiger Kupferminerale bei der Verwitterung . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
281 281 282 283 283 284 284
23 Sedimente und Sedimentgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.1 Grundlagen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.1.1 Einteilung der Sedimente und Sedimentgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.1.2 Gefüge der Sedimente und Sedimentgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.2 Klastische Sedimente und Sedimentgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.2.1 Transport und Ablagerung des klastischen Materials . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.2.2 Chemische Veränderungen während des Transports . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.2.3 Korngrößenverteilung bei klastischen Sedimenten und ihre Darstellung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.2.4 Diagenese der klastischen Sedimentgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.2.5 Einteilung der Psephite und Psammite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.2.6 Schwerminerale in Psammiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.2.7 Fluviatile und marine Seifen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.2.8 Metallkonzentrationen in ariden Schuttwannen (Lagerstätten vom Red-Bed-Typ) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.2.9 Einteilung der Pelite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.2.10 Diagenese von Peliten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.2.11 Erzlagerstätten in Schwarzschiefern . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.2.12 Übergang von der Diagenese zur niedriggradigen Metamorphose . . . 23.3 Chemische und biochemische Karbonatsedimente und -sedimentgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.3.1 Einteilung der Karbonatgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.3.2 Löslichkeit und Ausscheidungsbedingungen des CaCO3 . . . . . . . . . . . . . 23.3.3 Anorganische und biochemische Karbonat-Bildung im Meerwasser . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.3.4 Bildung festländischer (terrestrischer) Karbonatsedimente . . . . . . . . . 23.3.5 Diagenese von Kalkstein . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.3.6 Karbonat-gebundene Erz- und Minerallagerstätten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.4 Eisen- und Mangan-reiche Sedimente und Sedimentgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . 23.4.1 Ausfällung des Eisens und die Stabilitätsbedingungen der Fe-Minerale . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.4.2 Sedimentäre Eisenerze . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.4.3 Sedimentäre Manganerze . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.4.4 Metallkonzentrationen am Ozeanboden . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.5 Kieselige Sedimente und Sedimentgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.6 Sedimentäre Phosphatgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.7 Evaporite (Salzgesteine) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.7.1 Kontinentale (terrestrische) Evaporite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23.7.2 Marine Evaporite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
285 286 286 286 287 287 287
24 Metamorphe Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.1 Grundlagen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.1.1 Metamorphe Prozesse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.1.2 Ausgangsmaterial metamorpher Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.1.3 Abgrenzung der Gesteinsmetamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
311 312 312 313 314
288 288 290 291 291 293 294 295 296 296 296 297 298 298 300 300 300 301 301 302 303 304 304 305 305 305 307 309 310
Inhaltsverzeichnis
24.1.4 Auslösende Faktoren der Gesteinsmetamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.2 Die Gesteinsmetamorphose als geologischer Prozess . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.2.1 Kontaktmetamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.2.2 Kataklastische Metamorphose und Mylonitisierung . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.2.3 Schockwellen- oder Impakt-Metamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.2.4 Hydrothermale Metamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.2.5 Regionalmetamorphose in Orogenzonen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.2.6 Regionale Versenkungsmetamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.2.7 Regionale Ozeanbodenmetamorphose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.3 Nomenklatur der regional- und kontaktmetamorphen Gesteine . . . . . . . . . . . . 24.3.1 Regionalmetamorphe Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.3.2 Kontaktmetamorphe Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.4 Das Gefüge der metamorphen Gesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.4.1 Gefügerelikte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.4.2 Das kristalloblastische Gefüge . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.4.3 Gefügeregelung bei metamorphen Gesteinen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.5 Bildung von Migmatiten durch partielle Anatexis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.5.1 Der Migmatitbegriff . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.5.2 Experimentelle Grundlagen für die anatektische Bildung von Migmatiten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.5.3 Stoffliche Bilanz bei der Entstehung von Migmatiten . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.6 Metasomatose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.6.1 Kontaktmetasomatose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.6.2 Autometasomatose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24.6.3 Spilite als Produkte einer Natrium-Metasomatose . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
315 317 318 322 323 326 326 331 331 332 332 337 338 339 339 341 345 347
25 Phasengleichgewichte und Mineralreaktionen in metamorphen Gesteinen . . . . . . 25.1 Gleichgewichtsbeziehungen in metamorphen Gesteinen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25.1.1 Feststellung des thermodynamischen Gleichgewichts . . . . . . . . . . . . . . . . 25.1.2 Die Gibbs’sche Phasenregel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25.1.3 Die freie Enthalpie: Stabile und metastabile Niveaus . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25.2 Metamorphe Mineralreaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25.2.1 Polymorphe Umwandlungen und Reaktionen ohne Freisetzung einer fluiden Phase . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25.2.2 Entwässerungsreaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25.2.3 Dekarbonatisierungsreaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25.2.4 Reaktionen, an denen H2O und CO2 beteiligt sind . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25.2.5 Oxidations-Reduktions-Reaktionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25.2.6 Petrogenetische Netze . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25.3 Geothermometrie und Geobarometrie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25.4 Druck-Temperatur-Entwicklung metamorpher Komplexe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25.4.1 Druck-Temperatur-Pfade . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25.4.2 Druck-Temperatur-Zeit-Pfade . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
355 356 356 356 358 360
26 Metamorphe Mineralfazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.1 Graphische Darstellung metamorpher Mineralparagenesen . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.1.1 ACF- und A'KF-Diagramme . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.1.2 AFM-Projektion . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.2 Das Faziesprinzip . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.2.1 Begründung des Faziesprinzips . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.2.2 Metamorphe Faziesserien . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
381 382 382 384 387 387 389
347 348 349 350 352 352 353 353
360 363 368 369 371 373 374 376 376 378 379 379
XV
XVI
Inhaltsverzeichnis
26.3 Übersicht über die metamorphen Fazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.3.1 Zeolith- und Prehnit-Pumpellyit-Fazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.3.2 Grünschieferfazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.3.3 Epidot-Amphibolit-Fazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.3.4 Amphibolitfazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.3.5 Granulitfazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.3.6 Hornfelsfazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.3.7 Sanidinitfazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.3.8 Blauschieferfazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26.3.9 Eklogitfazies . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Teil III Stoffbestand und Bau der Erde und des Mondes
390 390 390 391 391 394 396 397 397 399 402 402
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 405
27 Aufbau des Erdinnern . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.1 Seismischer Befund zum Aufbau des Erdinnern . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.1.1 Physikalische Grundlagen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.1.2 Ausbreitung von Erdbebenwellen im Erdinnern . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.1.3 Geschwindigkeitsverteilung der Erdbebenwellen im Erdinnern . . . . 27.2 Erdkruste . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.2.1 Ozeanische Erdkruste . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.2.2 Kontinentale Erdkruste . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.2.3 Die Erdkruste in jungen Orogengürteln . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.3 Erdmantel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.3.1 Der oberste, lithosphärische Erdmantel und die Natur der Moho . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.3.2 Die Asthenosphäre als Förderband der Lithosphärenplatten . . . . . . . . 27.3.3 Übergangszone . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.3.4 Unterer Erdmantel . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.4 Erdkern . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.4.1 Geophysikalischer Befund . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27.4.2 Chemische Zusammensetzung des Erdkerns . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
407 408 408 409 410 410 411 412 414 414
28 Aufbau und Stoffbestand des Mondes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28.1 Die Kruste des Mondes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28.1.1 Hochlandregionen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28.1.2 Regionen der Maria . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28.1.3 Minerale der Mondgesteine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28.2 Innerer Aufbau des Mondes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28.3 Geologische Geschichte des Mondes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
427 428 428 428 429 429 431 431 432
Meteorite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Fallphänomene . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Häufigkeit von Meteoriten . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Haupttypen der Meteorite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29.3.1 Undiffenzierte Steinmeteorite: Chondrite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29.3.2 Differenzierte Steinmeteorite: Achondrite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29.3.3 Stein-Eisen-Meteorite (differenziert) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29.3.4 Eisenmeteorite (differenziert) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
433 434 435 437 438 440 442 444
29 29.1 29.2 29.3
414 419 420 422 422 422 423 424 424
Inhaltsverzeichnis
Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 446 Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 446 Einführung in die Geochemie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Geochemische Gliederung der Elemente . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Chemische Zusammensetzung der Gesamterde . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Chemische Zusammensetzung der Erdkruste . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30.3.1 Berechnungen des Krustenmittels: Clarke-Werte . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30.3.2 Seltene Elemente und Konzentrations-Clarkes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30.4 Spurenelement-Geochemie magmatischer Prozesse . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30.4.1 Grundlagen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30.4.2 Spurenelement-Fraktionierungen bei der Bildung und Differentiation von Magmen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30.4.3 Spurenelemente als Indikatoren für die geotektonische Position von magmatischen Prozessen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30.5 Isotopen-Geochemie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30.5.1 Einführung . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30.5.2 Stabile Isotope . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30.5.3 Einsatz radiogener Isotope in der Geochronologie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Weiterführende Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Zitierte Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
447 448 450 452 452 454 455 455
Anhang . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . A.1 Übersicht wichtiger Ionenradien und der Ionenkoordination gegenüber O2– . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . A.2 Berechnung von Mineralformeln . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . A.3 Lernschema der subalkalinen Magmatite und der Alkali-Magmatite . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Literatur . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Abdruckgenehmigungen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
477
30 30.1 30.2 30.3
457 461 462 462 463 467 475 475
477 477 479 481 482
Index . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 483
XVII
1 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 Bestimmung von Mineralen mit einfachen Hilfsmitteln
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1 · Einführung und Grundbegriffe
1.1 Minerale Mineralogie bedeutet wörtlich Lehre vom Mineral. Der Begriff Mineral ist erst im ausgehenden Mittelalter geprägt worden. Er geht auf das mittellateinische mina = Schacht (minare = Bergbau treiben) zurück. Im Altertum, z. B. bei den Griechen und Römern, hat man nur von Steinen gesprochen. Es sind besonders die durch Glanz, Farbe und Härte ausgezeichneten Schmucksteine, denen man schon in vorgriechischer Zeit bei allen Kulturvölkern besondere Beachtung schenkte. Das Steinbuch des Artistoteles bringt bereits eine Fülle von Beobachtungen und Tatsachen. Minerale sind chemisch einheitliche, natürliche Bestandteile der Erde und anderer Himmelskörper (Mond, Meteoriten, erdähnliche Planeten unseres und anderer Sonnensysteme). Von wenigen Ausnahmen abgesehen, sind Minerale anorganisch, fest und kristallisiert (Abb. 1.1). Das Mineral, Plural: die Minerale oder gleichfalls gebräuchlich die Mineralien (verwendet in Mineraliensammlung oder Mineralienbörse etc.). Diese sehr allgemein gehaltene Mineraldefinition wird im Folgenden schrittweise erläutert:
Minerale sind natürliche Produkte Das bedeutet, sie sind durch natürliche Vorgänge und ohne Einflussnahme des Menschen entstanden. Ein künstlich im Laboratorium hergestellter Quarz z. B. wird als synthetischer Quarz vom natürlichen Mineral unterschieAbb. 1.1. Kristallgruppe von Quarz, Varietät Bergkristall, Arkansas/USA. Etwa natürliche Größe. (Foto: K.-P. Kelber)
den. Der synthetische Quarz ist zwar physikalisch und chemisch mit dem natürlichen Quarz identisch, jedoch als Kunstprodukt im Sinn der obigen Definition kein Mineral. Man spricht allerdings von Mineralsynthese und meint die künstliche Herstellung eines Minerals mit allen ihm zukommenden Eigenschaften. Es ist auch üblich, z. B. einen künstlich hergestellten Smaragd von Edelsteinqualität als synthetischen Edelstein zu bezeichnen. In ihrer weit überwiegenden Mehrzahl sind Minerale durch anorganische Vorgänge gebildet worden. Darüber hinaus gibt es aber auch wichtige biogene Prozesse, durch die Minerale in oder unter Mitwirkung von Organismen entstehen können. So bauen Calcit, Aragonit und Opal Skelette oder Schalen von Mikroorganismen und Invertebraten (Wirbellosen) auf; Apatit ist ein wesentlicher Bestandteil von Knochen und Zähnen der Wirbeltiere; elementarer Schwefel, Pyrit und andere Sulfidminerale können durch Reduktion unter dem Einfluss von Bakterien entstehen. Minerale bilden die Gemengteile von Gesteinen und bauen als solche wesentliche Teile der Erde, des Mondes und der erdähnlichen Planeten auf. Derzeit zugänglich sind uns die kontinentale Erdkruste, Serien von Bohrkernen der ozeanischen Kruste und untergeordnet Fragmente des oberen Erdmantels. Wir müssen aber annehmen, dass der gesamte Erdmantel, der bis zu einer Tiefe von 2 900 km reicht, sowie der innere Erdkern (unterhalb einer Tiefe von etwa 5 100 km) aus Mineralen bestehen, über die allerdings nur theoretische oder hypothetische Vorstellungen existieren. Analoge Überlegungen gelten für den Mond, die erdähnlichen Planeten Merkur, Venus, Mars und dessen Satelliten sowie für die Asteroiden, kleine planetenähnliche Körper, welche die Sonne zwischen der Mars- und Jupiterbahn umkreisen. Proben der Mondkruste wurden durch die Apollo-Missionen der NASA der
1.1 · Minerale
wissenschaftlichen Untersuchung zugänglich gemacht; Meteorite sind Bruchstücke aus dem Asteroidengürtel, die gelegentlich auf die Erde fallen (Kap. 29, S. 433 ff.), seltener von der Oberfläche des Mars und des Mondes, vielleicht auch von Kometen.
Minerale sind physikalisch und chemisch homogene (einheitliche) Festkörper und meist kristallisiert (Abb. 1.1) Als homogener Körper lässt sich jedes Mineral auf mechanischem Weg in (theoretisch) beliebig viele Teile zerlegen, die alle die gleichen physikalischen und chemischen Tabelle 1.1. Chemische Einteilung der Minerale. (Vereinfacht nach Strunz 1982)
Eigenschaften aufweisen. Man bezeichnet allgemein Materie als physikalisch und chemisch homogen, wenn beim Fortschreiten in einer Richtung immer wieder dieselben physikalischen und chemischen Verhältnisse (Eigenschaften) angetroffen werden und wenn sich diese gleichen Eigenschaften auch mindestens in parallelen Richtungen wiederholen. Alles andere wäre heterogen. Die chemische Homogenität besteht darin, dass jedes Mineral eine ganz bestimmte oder in festgelegten Grenzen schwankende stoffliche Zusammensetzung aufweist. Diese lässt sich mit einer individuellen chemischen Formel ausdrücken.
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1 · Einführung und Grundbegriffe
Die weitaus überwiegende Zahl der Minerale sind anorganische Verbindungen (Tabelle 1.1). Nur sehr wenige Minerale stellen organische Verbindungen dar, wie beispielsweise das Calciumoxalat Whewellit CaC2O4 · H2O. Untergeordnet treten auch chemische Elemente auf. Öfter sind es einfache chemische Verbindungen mit ganz bestimmter Zusammensetzung, wie z. B. Quarz SiO2. In zahlreichen weiteren Fällen variiert der Mineralchemismus zwischen zwei oder mehreren Endgliedern als festgelegte Grenzen, so im Mineral Olivin zwischen den Endgliedern Forsterit Mg2[SiO4] und Fayalit Fe2[SiO4]. Olivin besitzt die Eigenschaft eines Mischkristalls. Bei Mischkristallen können Veränderungen der Druck-Temperatur-Bedingungen während des Wachstums zu chemischem Zonarbau führen oder es kommt bei der Abkühlung zu nachträglicher Entmischung einer chemischen Verbindung aus einem ursprünglich homogenen Wirtkristall. Der Mineralbegriff schließt solche Inhomogenitäten mit ein. Eine Aussage darüber, ob die Forderung der Homogenität einer Mineralprobe erfüllt ist, stößt beim Mineralbestimmen nach äußeren Kennzeichen immer wieder auf Schwierigkeiten, weil eine solche Entscheidung wesentlich von der Bezugsskala abhängt. So kann eine Probe mit bloßem Auge betrachtet durchaus homogen erscheinen, während sie sich unter dem Polarisationsmikroskop bei stärkerer Vergrößerung als uneinheitlich erweist. In Wirklichkeit liegt ein mikroskopisch feines Verwachsungsaggregat aus zahlreichen Mineralkörnern oder Mineralfasern vor. In vielen Fällen erweisen sich mikroskopisch homogene Minerale unter dem Elektronenmikroskop oder durch Röntgen-Beugungsanalyse als heterogen.
Minerale sind in aller Regel Festkörper Die einzige Ausnahme bildet gediegenes (ged.) Quecksilber (elementares Hg), das bei Atmosphärendruck einen Schmelzpunkt von –38,89 °C aufweist, sich also bei gewöhnlicher Temperatur in flüssigem Zustand befindet. (Wasser zählt nicht zu den Mineralen.) Meistens handelt es sich bei den Mineralen zudem um kristallisierte Festkörper (Einkristalle), deren Bausteine (Atome, Ionen, Ionenkomplexe), ungeachtet zahlreicher Baufehler und Unregelmäßigkeiten, dreidimensional periodisch geordnet sind. (Der Kristallbegriff wird weiter unten detailliert erläutert.) Demgegenüber befinden sich nur wenige Minerale im amorphen, d. h. nicht-kristallisierten Zustand. Ihr Feinbau ist dann geometrisch ungeordnet. Zu ihnen gehören als bekanntester Vertreter der Opal (SiO2 · nH2O) oder auch das seltene natürliche Kieselglas SiO2 (Lechatelierit), das in der Natur als Bindemittel zusammengeschmolzener Sandkörper vorkommt und seine Entstehung einem Blitzschlag verdankt. Es wurde auch in mehreren Meteoritenkratern, den Einschlagstellen von großen Meteoriten auf der Erdoberfläche, vorgefunden. Die vulkanischen Gläser (Obsidian) zählen wegen ihrer häufig heterogenen Zusammensetzung und ihres variablen Chemismus nicht zu den Mineralen. Sie werden
den vulkanischen Gesteinen zugeordnet. Opal entwickelt wie alle amorph gebildeten Minerale im freien Raum unter dem Einfluss der Oberflächenspannung traubignierige Formen und niemals durch ebene Flächen begrenzte Polyeder (Kristallformen). In den amerikanischen Lehrbüchern wird der Begriff mineral häufig auf kristallisierte Minerale beschränkt, während die nicht-kristallisierten Minerale wie Opal oder ged. Quecksilber als mineraloids (Mineraloide) bezeichnet werden. Diese Abgrenzung ist im deutschen Sprachraum nicht eingeführt. Nichts mit Mineralen zu tun haben Begriffe wie Mineralwasser, Mineralöl, Mineralsalze in den Nahrungsmitteln etc. Bei diesen Bezeichnungen geht es lediglich um eine Herausstellung von Naturprodukten. Gelegentlich wird der Mineralbegriff aus völliger Unkenntnis fälschlich für chemische Elemente bzw. Ionen eingesetzt wie z. B. in dem Artikel „Superstar der Küche, die Tomate“ Reader’s Digest, 1991, Nr. 5: „Sie … enthält die Vitamine A, B, C und E sowie Mineralien (darunter Eisen, Kalzium und Kalium).“
1.2 Kristalle Kristalle (grch. κρυ´ σταλλοσ = Eis, übertragen auf den Bergkristall; Abb. 1.1) sind feste, homogene, anisotrope Körper mit dreidimensional periodischer Anordnung ihrer atomaren chemischen Bausteine. Der Kristallbegriff greift weit über die Mineralwelt hinaus; er umfasst ebenso alle kristallinen Substanzen, die im Labor und in technischen Betrieben künstlich gezüchtet oder durch Massenkristallisation hergestellt werden. In einer Kristallstruktur sind die Atome, Ionen oder Molekülgruppen periodisch zu Raumgittern angeordnet, d. h. in bestimmten Richtungen treten sie immer wieder in gleichen Abständen auf (Translationsabstände der Gitterpunkte; Abb. 1.2). Jeder Kristall, d. h. auch jedes kristallisierte Mineral zeichnet sich durch einen ihm eigenen, geometrisch definierten Feinbau aus.
Abb. 1.2. Dreidimensionales Gitter (Raumgitter) mit trikliner Symmetrie. 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 Raumdiagonalen in abc. Die Einheitsfläche ist schattiert dargestellt. (Mod. nach Kleber et al. 1998)
1.2 · Kristalle
Als Ergebnis dieses Gitterbaus sind Kristalle homogen, d. h. sie sind physikalisch und chemisch einheitlich aufgebaut. Der Begriff der Homogenität lässt sich noch schärfer fassen, wenn man die vektoriellen, d. h. die richtungsabhängigen physikalischen Eigenschaften wie Härte, Kohäsion, Wärmeleitfähigkeit, elekrische Leitfähigkeit, Lichtbrechung und Doppelbrechung betrachtet. Ein Körper ist homogen, wenn er in parallelen Richtungen gleiches Verhalten zeigt. Aus der Feinstruktur von Kristallen ergibt sich weiter ihre Anisotropie, die bedeutet, dass die vektoriellen physikalischen Eigenschaften in unterschiedlichen Richtungen verschieden sind. Demgegenüber treten in isotropen Medien wie Glas in unterschiedlichen Richtungen gleiche vektorielle Eigenschaften auf (Abb. 1.3). So besitzt z. B. das Mineral Fluorit (Flussspat) CaF2 auf der Würfelfläche eine größere Härte als auf der Oktaederfläche; beim Halit (Steinsalz) NaCl ist das nicht der Fall. Halit spaltet parallel zu den Würfelflächen, Fluorit parallel zu den Oktaederflächen (Abb. 1.4). Eine extrem große Anisotropie der Härte weist der Kyanit (Disthen: grch. δις = doppelt, σθε´νος = Festigkeit) auf, der in Längsrichtung die Härte 4½, senkrecht dazu dagegen 6–7 hat (nach der relativen Härteskala nach Friedrich Mohs 1822; vgl. Abb. 1.5). Nicht alle vektoriellen Eigenschaften müssen in einer Kristallart anisotrop sein: So verhalten sich z. B. alle kubischen Kristalle optisch iso-
trop, d. h. ihre Lichtbrechung ist in allen Richtungen gleich und sie sind dementsprechend nicht doppelbrechend. Bei freiem, nicht behindertem Wachstum werden Kristalle von ebenen Flächen begrenzt (Abb. 1.1), deren Richtungen im mathematischen Zusammenhang zum Raumgitter stehen. Die Bildung von Kristallflächen ist Ausdruck der Anisotropie der Wachstumsgeschwindigkeit: 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. 1.6). Die Flächenkombinationen eines Kristallpolyeders (Kristalltracht) und die Größenverhältnisse der einzelnen Flächen (Habitus) sind von den jeweiligen Wachstumsbedingungen abhängig, insbesondere von Druck, Temperatur und chemischer Zusammensetzung der Schmelze oder Lösung, in denen der betreffende Kristall wächst. Kristalle gleicher Tracht können ganz unterschiedlichen Habitus aufweisen, z. B. planar, isometrisch, säulig, nadelig. Wegen gegenseitiger Behinderung in ihrem Wachstum können die meisten Kristalle ihre Kristallgestalt nicht oder nicht voll entwickeln. Das ist insbesondere beim Kristallisieren von Mineralen in der Natur der Fall: Minerale in Gesteinen besitzen nur selten gut ausgebildete Flächen (Abb. 1.11, S. 11). Abb. 1.5. Starke Anisotropie der Härte beim Kyanit (Disthen) Al2[O/SiO4], bedingt durch die Kristallstruktur. In Richtung der c-Achse wird Kyanit von einer Stahlnadel (Härte 5) geritzt, in Richtung der b-Achse dagegen nicht. (Nach Ramdohr u. Strunz 1978)
Abb. 1.3. a Schema eines homogenen, anisotropen Körpers: gleiches Verhalten in parallelen Richtungen, unterschiedliches Verhalten in verschiedenen Richtungen. b Schema eines homogenen, isotropen Körpers: gleiches Verhalten in allen Richtungen
Abb. 1.4. Zwei als Würfel kristallisierte Minerale mit unterschiedlicher Spaltbarkeit und Verteilung der Härte, dargestellt durch Härtekurven. a Halit NaCl, Spaltbarkeit nach dem Würfel {100}; b Fluorit CaF2, Spaltbarkeit nach dem Oktaeder {111}. (Aus Kleber et al. 1998)
Abb. 1.6. Relative Wachstumsgeschwindigkeiten unterschiedlicher Kristallflächen beim Kalialaun KAl(SO4)2 · 12H2O, ausgehend von einer geschliffenen Kugel. Die Flächen der Formen {110}, {221} und {112} wachsen rasch und verschwinden daher bald. Demgegenüber wachsen die Würfelflächen {100} und die Oktaederflächen {111} langsamer. Zum Schluss bleiben nur noch die am langsamsten wachsenden Oktaederflächen übrig. (Nach Spangenberg 1935 aus Kleber et al. 1998)
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1 · Einführung und Grundbegriffe
Abb. 1.7. Kristallverzerrungen beim Quarz. a–d Kopfbilder, e–f Parallelprojektionen. (Aus Ramdohr u. Strunz 1978)
Es gilt das Gesetz der Winkelkonstanz, das in seinen Grundzügen bereits von dem dänischen Arzt und Naturwissenschaftler Niels Stensen (latinisiert Nicolaus Steno 1638–1686) im Jahre 1669 am Quarz entdeckt wurde, allerdings in der Folgezeit in Vergessenheit geriet: Alle zu einer Kristallart gehörenden, chemisch gleich zusammengesetzten Einzelkristalle schließen zwischen analogen Flächen stets gleiche Winkel ein. Dieses Gesetz gilt uneingeschränkt, und zwar auch für Kristalle, die stark verzerrt gewachsen sind (Abb. 1.7). Kristalle zeigen in ihrer äußeren (Ideal-)Gestalt und in der Verteilung ihrer vektoriellen physikalischen Eigenschaften Symmetrie-Eigenschaften, welche die Symmetrie der Atomanordnung in der Kristallstruktur widerspiegeln. Symmetrie ist die gesetzmäßige Wiederholung eines Motivs (Borchardt-Ott 2002), z. B. eines Gitterpunktes oder einer Kristallfläche. In der Kristallmorphologie lassen sich folgende Symmetrie-Operationen unterscheiden, wobei die dazugehörigen Symmetrie-Elemente durch einfache Symbole gekennzeichnet werden (Abb. 1.8): Drehung um eine zweizählige, dreizählige, vierzählige und sechszählige Drehachse (2, 3, 4, 6); Spiegelung an einer Spiegelebene (m); Inversion, d. h. Spiegelung an einem Inversionszentrum (Z = 1); Drehinversion, d. h. Kombination von Drehung und Inversion, an einer zweizähligen, dreizähligen, vierzähligen und sechszähligen Drehinversionsachse (2 = m, 3, 4, 6). Aus der Kombination dieser Symmetrie-Elemente ergeben sich 32 Kristallklassen. Im kristallinen Feinbau kommt als weitere Symmetrie-Operation noch die Translation der
Abb. 1.8. Einfache Kristallformen, die durch Symmetrieoperationen entstehen. a Inversionszentrum Z = 1: Pinakoid (Fläche und parallele Gegenfläche); b Spiegelebene: Doma (grch. δóµα = Dach); c–f 2-, 3-, 4- und 6-zählige Drehachsen: c Sphenoid (grch. Keil), d trigonale Pyramide, e tetragonale Pyramide, f hexagonale Pyramide
einzelnen Gitterpunkte hinzu. Durch Kombination der Translation mit Drehungen und Spiegelungen entstehen Gleitspiegelebenen und Schraubenachsen als neue Symmetrie-Elemente. Ihre Kombination führt zu 230 Raumgruppen. Für die mathematische Beschreibung von Kristallstrukturen, insbesondere der Position von Gitterpunkten, Punktreihen und Netzebenen sowie der Lage der Flächen im Kristallpolyeder bezieht man sich auf unterschiedliche Koordinatensysteme, die der Symmetrie der Kristalle angepasst sind. Daraus ergeben sich 7 Kristallsysteme, die durch die Längenverhältnisse ihrer Hauptachsen a, b, c und die Winkel zwischen diesen Achsen α (zwischen b und c), β (zwischen a und c), γ (zwischen a und b) gekennzeichnet sind. Beim trigonalen, tetragonalen und hexagonalen Kristallsystem sind die Achsen a und b gleich lang; man bezeichnet sie daher als a1, a2, a3. Eine analoge Bezeichnung gilt im kubischen System, in dem alle Achsen gleich lang sind.
1.2 · Kristalle
Die Bezeichnung der 32 Kristallklassen folgt dem einfachen, international verbindlichen System von HermannMauguin (Hermann 1935; Hahn 2002), das auf einer Kombination der Symbole für die Symmetrie-Elemente beruht. Wenn aus der Kombination von zwei Symmetrie-Elementen ein drittes resultiert, kann dieses weggelassen werden; daraus ergibt sich ein vereinfachtes Symbol. Das Hermann-Mauguin-System soll hier kurz erläutert und durch Mineralbeispiele dokumentiert werden. Außerdem werden noch die traditionellen Namen (nach Groth) angegeben, die sich aus der jeweils bestimmenden allgemeinen Kristallform, d. h. der Kombination analoger Flächen in allgemeinen, nichtspeziellen Lagen ableiten. Kristallklassen mit wichtigen Mineralbeispielen werden mit einem Stern (*) versehen. Für Minerale, die sonst im Text nicht erscheinen, wird die chemische Formel angegeben. Ein tieferes Eindringen in die Materie erfordert das Studium einschlägiger Lehrbücher der Kristallographie (Kleber et al. 1998; Borchardt-Ott 2002).
Triklines Kristallystem: a ≠ b ≠ c, α ≠ β ≠ γ ≠ 90° 1, trkl.-pedial: ohne Symmetrie. Beispiel: Aramayoit Ag(Sb,Bi)S2. 1 , trkl.-pinakoidal: Symmetriezentrum. Wichtige *1 Minerale als Beispiele: Plagioklas (S. 120), Mikroklin (S. 120), Kyanit (S. 85).
Monoklines Kristallsystem: a ≠ b ≠ c, α = γ = 90°, β ≠ 90° 2, mkl.-sphenoidisch: Eine 2-zählige Drehachse // b. Beispiele: Klinotobermorit Ca 5[Si 3O 8OH] 2 · 2H 2O, Rohrzucker als wirtschaftlich wichtiges technisches Produkt. m, mkl.-domatisch: Eine Spiegelebene ⊥ b. Als Beispiel diene der Zeolith Skolezit Ca[Al2Si3O10] · 3H2O. *2/m, mkl.-prismatisch: Eine 2-zählige Drehachse, ⊥ darauf eine Spiegelebene. Zahlreiche wichtige Mineralbeispiele wie Sanidin und Orthoklas (S. 119f), Klinopyroxene (S. 93ff), Klinoamphibole (S. 97ff), Glimmer (S. 102ff), Titanit (S. 86f), Gips (S. 71).
(Ortho-)rhombisches Kristallsystem: a ≠ b ≠ c, α = β = γ = 90 mm2, rh.-pyramidal: Eine 2-zählige Drehachse // c mit zwei Spiegelebenen, die ⊥ aufeinander stehen und sich in der 2-zähligen Drehachse schneiden. Beispiele: Hemimorphit (Kieselzinkerz) Zn4[(OH)2/Si2O7] · H2O, Bournonit CuPb[SbS3]. 222, rh.-disphenoidisch: Drei 2-zählige Drehachsen parallel a, b und c, die ⊥ aufeinander stehen. Beispiel: Epsomit MgSO4 · 7H2O
*2/m2/m2/m (mmm), rh.-dipyramidal: Drei ⊥ aufeinander stehende Spiegelebenen; als Schnittlinien dieser Ebenen ergeben sich drei 2-zählige Drehachsen parallel a, b und c. Zahlreiche Mineralbeispiele wie Topas (S. 85), Andalusit (S. 85), Sillimanit (S. 84), Olivin (S. 82), Orthopyroxene (S. 93ff), Orthoamphibole (S. 97ff), Anhydrit (S. 71), Baryt (S. 70), Aragonit (S. 65).
Tetragonales Kristallsystem: a1 = a2 ≠ c, α = β = γ = 90° Hauptachse c ist eine 4-zählige Drehachse oder Drehinversionsachse; ⊥ dazu stehen die beiden Nebenachsen a1 und a2. 4, tetr.-pyramidal: 4-zählige Drehachse c. Einziges Mineralbeispiel: Pinnoit Mg[B2O(OH)6]. – 4 , tetr.-disphenoidisch: 4-zählige Drehinversionsachse c. Beispiel: das Meteoriten-Mineral Schreibersit (Fe,Ni,Co)3P. 4/m, tetr.-dipyramidal: 4-zählige Drehachse c, ⊥ darauf eine Spielebene. Beispiele: Scheelit (S. 72), Skapolith-Gruppe (S. 123f), Tief-Leucit (S. 125). 4mm, ditetr.-pyramidal: Die 4-zählige Drehachse c wird kombiniert mit einer Spiegelebene ⊥ a1; daraus resultieren drei weitere Spiegelebenen, eine ⊥ a2 und zwei weitere ⊥ zu den Winkelhalbierenden zwischen a1 und a2. Beispiel: Diaboleit Pb2Cu(OH)4Cl2. –2m, tetr.-skalenoedrisch: Die 4-zählige Drehinver *4 sionsachse c ist Schnittlinie zweier ⊥ aufeinander stehender Spiegelebenen; deren Winkelhalbierende die beiden 2-zählige Nebenachsen a1 und a2 bilden. Wichtige Beispiele: Chalkopyrit (Kupferkies, S. 35), Stannin (Zinnkies) Cu2FeSnS4, Melilith (S. 87). 422, tetr.-trapezoedrisch: ⊥ zur 4-zähligen Drehachse c stehen 2 + 2 2-zählige Nebenachsen // a1 und a2 bzw. // zu deren Winkelhalbierenden. Beispiel: TiefCristobalit (S. 115). *4/m2/m2/m (4/mmm), ditetr.-dipyramidal: ⊥ zur 4-zählige Drehachse c steht eine Spiegelebene; in der 4-zähligen Achse schneiden sich 2 + 2 Spiegelebenen, die ⊥ a1 und a2 bzw. ⊥ zu deren Winkelhalbierenden stehen; daraus resultieren 2 + 2 2-zählige Drehachsen // a1 und a2 bzw. // zu deren Winkelhalbierenden. Mehrere Mineralbeispiele wie Kassiterit (Zinnstein, S. 56), Rutil (S. 55), Anatas (S. 56), Stishovit (S. 115), Zirkon (S. 82f), Vesuvian (S. 88f).
Trigonales Kristallsystem: a1 = a2 = a3 ≠ c, α = β = 90°, γ = 120° Hauptachse c ist eine 3-zählige Drehachse oder Drehinversionsachse; ⊥ dazu stehen drei Nebenachsen a1, a2 und a3. Es besteht eine enge Verwandschaft zum hexagonalen System.
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1 · Einführung und Grundbegriffe
3, trig.-pyramidal: 3-zählige Drehachse c. Beispiel: Carlinit Tl2S. 3 , (trig.-)rhomboedrisch: 3-zählige Drehinversions *3 achse c. Mehrere wichtige Mineralbeispiele wie Ilmenit (S. 54), Dolomit (S. 67), Phenakit Be2[SiO4], Dioptas (S. 91). *3m, trig.-pyramidal: In der 3-zähligen Drehachse c schneiden sich drei Spiegelebenen, die ⊥ a1, a2, a3 stehen. Beispiele Turmalin (S. 91), Millerit β -NiS, Proustit und Pyrargyrit (S. 42f). 3 2/m (3 3 m), ditrig.-skalenoedrisch: In der 3-zähligen *3 Drehinversionsachse c schneiden sich drei Spiegelebenen, die ⊥ a1, a2, a3 stehen; daraus resultieren die drei 2-zähligen Drehachsen // a1, a2, a3. Zahlreiche Mineralbeispiele wie Calcit (Kalkspat, S. 62), Korund (S. 52f), Hämatit (S. 54), Brucit Mg(OH)2, ged. Wismut, Antimon und Arsen (S. 24). *32, trig.-trapezoedrisch: ⊥ auf der 3-zähligen Drehachse c stehen drei 2-zählige Drehachsen a1, a2, a3. Wichtigstes Mineralbeispiel ist der Tiefquarz (S. 111ff); weiter sind zu nennen Cinnabarit (Zinnober, S. 37), ged. Selen Se und Tellur Te.
Hexagonales Kristallsystem: a1 = a2 = a3 ≠ c, α = β = 90°, γ = 120° Hauptachse c ist eine 6-zählige Drehachse oder Drehinversionsachse; senkrecht dazu stehen drei Nebenachsen a1, a2 und a3. Es besteht eine enge Verwandschaft zum trigonalen System. *6, hex.-pyramidal: 6-zählige Drehachse c. Beispiel: Nephelin (S. 123) 6 (= 3/m), trig.-dipyramidal: 6-zählige Drehinversionsachse c (identisch mit 3-zähliger Drehachse c und ⊥ darauf stehender Spiegelebene). Beispiel: Laurelit Pb7F12Cl2. *6/m, hex.-dipyramidal: ⊥ zur 6-zähligen Drehachse steht eine Spiegelebene. Wichtigstes Beispiel: Apatit (S. 76), ferner Pyromorphit und Vanadinit (S. 77). 6mm, dihex.-pyramidal: In der 6-zähligen Drehachse c schneiden sich 3 + 3 Spiegelebenen, die ⊥ a1, a2, a3 bzw. ⊥ zu deren Winkelhalbierenden stehen. Beispiele: Wurtzit (S. 35), Greenockit β -CdS, Zinkit ZnO. 6 m2, ditrig.-dipyramidal: Drei vertikale Spiegelebenen, die ⊥ a 1, a 2, a 3 liegen, schneiden sich in der 6-zähligen Drehinversionsachse c; daraus ergeben sich drei 2-zählige Drehachsen, die in den Spiegelebenen liegen und die Winkelhalbierenden zwischen a1, a2, a3 bilden. Beispiele: Bastnäsit Ce[F/CO 3 ], Benitoid BaTi[Si3O9]. 622, hex.-trapezoedrisch: ⊥ zur 6-zähligen Drehachse c stehen 3 + 3 2-zählige Drehachsen // a1, a2, a3 bzw. // zu deren Winkelhalbierenden. Beispiele: Hochquarz (S. 112,114), Kaliophilit K[AlSiO4].
*6/m2/m2/m (6/mmm), dihex.-dipyramidal: ⊥ zur 6-zähligen Drehachse c steht eine Spiegelebene; in der 6-zähligen Achse schneiden sich 3 + 3 Spiegelebenen, die ⊥ a1, a2, a3 bzw. ⊥ zu deren Winkelhalbierenden stehen; daraus resultieren 3 + 3 2-zählige Drehachsen // a1, a2 a3 bzw. // zu deren Winkelhalbierenden. Mehrere wichtige Mineralbeispiele wie Beryll (S. 89), Molybdänit-2H, Graphit-2H (S. 24ff).
Kubisches Kristallsystem: a1 = a2 = a3, α 1 = α 2 = α 3 = 90° Gemeinsames Kennzeichen aller fünf kubischen Kristallklassen sind 3-zählige Drehachsen oder Drehinversionsachsen, die // der Raumdiagonale des Würfels (RD) liegen und im Hermann-Mauguin-Symbol an zweiter Stelle genannt werden. An erster Stelle stehen die 4- oder 2zähligen Drehachsen oder Drehinversionsachsen, die // a1, a2, a3 liegen sowie die ⊥ darauf stehenden Spiegelebenen (m). An dritter Stelle werden die zweizähligen Drehachsen // zur Flächendiagonale des Würfels (FD) und die ⊥ darauf stehenden Spiegelebenen genannt. 23, kub.-tetraedrisch-pentagondodekaedrisch (nicht zu verwechseln mit der trigonalen Kristallklasse 32!): Drei 2-zählige Drehachsen // a1, a2, a3, vier 3-zählige Drehachsen // RD. Beispiel: Ullmanit NiSbS, Langbeinit K2Mg2[SO4]3. 3 (m3), kub.-disdokaedrisch: Drei Spiegelebenen *2/m3 ⊥ a1, a2, a3, vier 3-zählige Drehachsen // RD; daraus resultieren drei 2-zählige Drehachsen // a 1, a2, a 3; außerdem wird die 3-zählige Drehachse // RD zur 3-zähligen Drehinversionsachse. Beispiele: Wichtige Erzminerale wie Pyrit (S. 38f), Skutterudit (S. 41), Gersdorffit NiAsS, Sperrylith PtAs2. –3m, kub.-hexakistetraedrisch: Drei 4-zählige Dreh *4 inversionsachsen // a1, a2, a3, vier 3-zählige Drehachsen // RD, sechs Spiegelebenen ⊥ FD. Zahlreiche Beispiele wie Sphalerit (Zinkblende, S. 34f), Tetraedrit und Tennantit (S. 43), β -Boracit β -Mg3[Cl/B7O13], Sodalith (S. 124). 432, kub.-pentagonikositetraedrisch: Drei 4-zählige Drehachsen // a1, a2, a3, vier 3-zählige Drehachsen // RD, sechs 2-zählige Drehachsen // FD. Petzit Ag3AuTe2. 3 2/m (m3m), kub. hexakisoktaedrisch: Vier Spie *4/m3 gelebenen ⊥ a1, a2, a3, vier 3-zählige Drehachsen // RD, 6 Spiegelebenen ⊥ FD; daraus resultieren drei 4-zählige Drehachsen // a1, a2, a3 und 6 2-zählige Drehachsen // FD; außerdem wird die 3-zählige Drehachse // RD zur 3-zähligen Drehinversionsachse. Zahlreiche wichtige Mineralbeispiele: ged. Kupfer, Silber, Gold und Platinmetalle (S. 20ff), Diamant (S. 25ff), Halit (Steinsalz, S. 46), Fluorit (Flussspat, S. 46f), Periklas MgO, Uraninit (S. 57f), Spinell (S. 50ff), Magnetit (S. 51f),
1.2 · Kristalle
Chromit (S. 52), Argentit (Silberglanz, S. 52), Galenit (Bleiglanz, S. 33f), Granat-Gruppe (S. 83f). Die Bezeichnung der Kristallflächen im Kristallpolyeder und der entsprechenden Netzebenen in der Kristallstruktur erfolgt über die Miller’schen Indizes. Auf Grund der Kristallstrukturbestimmung mittels Röntgenbeugung wird eine Einheitsfläche gewählt, die auf dem Achsenkreuz des jeweiligen Kristallsystems Achsenabschnitte erzeugt (Abb. 1.2). Setzt man den Achsenabschnitt auf der b-Achse = 1, so ergibt sich ein Achsenverhältnis, das für jede Kristallart charakteristisch ist, z. B. beim orthorhombischen Topas a : b : c = 0,528 : 1 : 0,955. Diesem entspricht das Verhältnis der Gitterkonstanten der entsprechenden Kristallstruktur, die durch Röntgenbeugung ermittelt werden, z. B. für die Topasstruktur a o = 4,65 Å, b o = 8,80 Å, c o = 8,40 Å (1 Å = 10 –8 cm); a o : b o : c o = 4,65 : 8,80 : 8,40 = 0,528 : 1 : 0,955. Für die Miller’schen Indizes wählt man nun die reziproken Achsenabschnitte der einzelnen Flächen und macht diese ganzzahlig und teilerfremd, wobei die Einheitsfläche mit (111) indiziert wird (Abb. 1.9). Eine Fläche, die nur die a-Achse schneidet, also parallel zu b und c läuft bzw. diese im Unendlichen schneidet, hätte die Achsenabschnitte 1∞∞, reziprok gerechnet (100). Analog dazu haben Flächen, die nur die b- oder die c-Achse schneiden, die Indizes (010) bzw. (001) (Abb. 1.9). Flächen parallel c, die a und b im gleichen Achsenabschnitt schneiden (immer bezogen auf das jeweilige Achsenverhältnis, das durch die Einheitsfläche definiert ist!) haben den Index (110); Flächen, die a im einfachen, b im doppelten Achsenabschnitt schneiden, hätten die Achsenabschnitte 12∞, was – reziprok genommen und ganzzahlig Abb. 1.9. Die Miller’schen Indizes für wichtige Flächenlagen in einem rhombischen Achsenkreuz. Unter den allgemeinen Flächenlagen (hkl) wird eine als Einheitsfläche (111) gewählt
gemacht – den Index (210) ergibt. Negative Achsenabschnitte werden durch einen Strich (–) über der entsprechenden Ziffer gekennzeichnet. Zur allgemeinen Kennzeichnung der Flächenlagen verwendet man die Indizes (hkl), (hk0), (h0l) und (0kl) (Abb. 1.9). Für das trigonale und hexagonale System gelten die viergliedrigen Bravais-Indizes (hkil), wobei i = –(h + k) ist, z. B. (1010) für eine Prismenfläche beim Quarz. Bezieht sich die Indizierung nicht nur auf eine einzelne Fläche, sondern auf die gesamte Form, d. h. auf die Gemeinschaft aller analogen Flächen, z. B. das hexagonale Prisma beim Quarz, so setzt man die Miller- oder Bravais-Indizes in geschweifte Klammern {1010}. Eine Kristallachse wird durch das Symbol der senkrecht auf ihr stehenden Fläche in eckiger Klammer indiziert, z. B. [001] für die c-Achse, [100] für die a-Achse. Das gleiche Symbol wird für die dazugehörige Zone verwendet, d. h. für die Gesamtheit der // zu dieser Achse orientierten Flächen. Für ein vertieftes Verständnis dieser kristallographischen Indizierungen sind das Durcharbeiten von geeigneten Kristallographie-Lehrbüchern und die Teilnahme an kristallographischen Anfängerübungen unbedingt erforderlich. Wir hatten bereits darauf hingewiesen, dass zwischen äußerer Kristallgestalt und innerer Kristallstruktur eine grundsätzliche Korrespondenz besteht. Der wesentliche Unterschied besteht darin, dass in der Kristallstruktur die Translation als wichtige Deckoperation dazukommt. Diese tritt wegen der geringen Größe der Translationsbeträge im Ångström-Bereich (1 Å = 10–8 cm) kristallmorphologisch nicht in Erscheinung. Wie Bravais (1848) und Frankenheim (1835, 1856) zeigen konnten, gibt es insgesamt 14 Translationsgruppen, die man als Bravais-
9
10
1 · Einführung und Grundbegriffe Abb. 1.10. Die 14 Translationsgruppen der Kristalle (Bravais-Gitter) und ihre Symmetrien. (Nach Ramdohr u. Strunz 1978)
1.3
Gitter bezeichnet. Diese können einfach (primitiv P), innenzentriert (I), basisflächenzentriert (C), allseits flächenzentriert (F) und rhomboedrisch (R) sein. Jedes Bravais-Gitter hat im jeweiligen Kristallsystem die höchstmögliche Symmetrie. Damit ergeben sich folgende Bezeichnungen (Abb. 1.10): Triklin: P1 triklines Gitter Monoklin: P2/m einfaches monoklines Gitter C2/m basisflächenzentriertes monoklines Gitter Orthorhombisch: Pmmm einfaches rhombisches Gitter Immm innenzentriertes rhombisches Gitter Cmmm basisflächenzentriertes rhombisches Gitter Fmmm allseits flächenzentriertes rhombisches Gitter Hexagonal: P6/mmm hexagonales Gitter Rhomboedrisch: R3m rhomboedrisches Gitter Tetragonal: P4/mmm einfaches tetragonales Gitter I4/mmm innenzentriertes tetragonales Gitter Kubisch: Pm3m einfaches kubisches Gitter Im3m innenzentrierte kubisches Gitter Fm3m flächenzentriertes kubisches Gitter Abschließend sei daran erinnert, dass nicht nur Minerale, sondern zahlreiche anorganische und organische Kunstprodukte sich im kristallisierten Zustand befinden. Als technische Produkte bestimmen Kristalle unser tägliches Leben vom Zucker bis zum Aspirin, vom Schwingquarz in unseren Uhren bis zum Mikrochip im Computer, vom Laserkristall bis zum Katalysator in unseren Fahrzeugen.
1.3 Mineralarten und Mineralvarietäten Zu einer Mineralart gehören alle Mineralindividuen mit übereinstimmender chemischer Zusammensetzung und Kristallstruktur. Dabei können sich die chemischen und physikalischen Eigenschaften von Individuum zu Individuum im Sinn von Mineralvarietäten innerhalb gewisser Grenzen unterscheiden. In der Zoologie und Botanik ist der Artbegriff Einheit der biologischen Systematik. Eine grundlegende Rolle spielt er in der Mineralogie nicht. Tabelle 1.2. Häufigkeit von Mineralen in der Erdkruste in Vol.-%. (Nach Ronov u. Yaroshevsky 1969)
1.4 · Vorkommen der Minerale, speziell als Bestandteile der Erdkruste
Es gibt rund 4 000 definierte Mineralarten, von denen jedoch nur ein geringer Anteil gesteinsbildend auftritt (Tabelle 1.2) und/oder wirtschaftlich bedeutsam ist. Die meisten Mineralarten sind nicht sehr häufig oder ausgesprochen selten. Jährlich werden etwa 100 Minerale neu entdeckt, die allerdings meist extrem selten und oft nur in winzigen Exemplaren vorkommen. Geringe Unterschiede im Chemismus einschließlich des Spurenchemismus und bei den physikalischen Eigenschaften einschließlich Kristalltracht und Kristallhabitus führen bei einer gegebenen Mineralart in den meisten Fällen zur Unterscheidung von Mineralvarietäten. Bei der Mineralart Quarz unterscheidet man z. B. eine größere Anzahl von Varietäten wie: Bergkristall, Rauchquarz, Citrin, Amethyst, Rosenquarz.
1.4 Vorkommen der Minerale, speziell als Bestandteile der Erdkruste Zur Beschreibung und Identifizierung eines Minerals gehören nicht nur seine kristallographischen, physikalischen und chemischen Eigenschaften, sondern auch Kenntnisse über sein Auftreten und Vorkommen in der Natur. Für Rückschlüsse auf seine Entstehungsbedingungen ist dieser Befund unerlässlich. Minerale finden sich entweder auf Wänden von Klüften, Spalten oder Hohlräumen aufgewachsen oder sind als Bestandteile von Gesteinen eingewachsen bzw. miteinander verwachsen. Abb. 1.11. Hypidiomorph-körniges Gefüge eines Granits, typisch für Tiefengesteine (Plutonite). Die Minerale haben sich bei ihrem Wachstum gegenseitig behindert: Plagioklas, Mikroklinperthit, teilweise idiomorph ausgebildet (hell), Biotit (dunkel), Quarz meist xenomorph (grau). Polierte Platte; Epprechtstein, Fichtelgebirge. (Foto: K. P. Kelber)
Die frei aufgewachsenen Minerale konnten die ihnen eigene Kristallform entwickeln (Abb. 1.1). Sie verdanken es dem günstigen Umstand, dass sie in einen freien Raum (Hohlraum, Kluft oder Spalte) ungehindert hineinwachsen konnten. Ihnen fehlen allerdings ebene Begrenzungen an ihrer Anwachsstelle, es sei denn, dass sie schwebend im Hohlraum oder in einem lockeren Medium gewachsen sind. Unter Kristalldruse versteht man eine Vereinigung zahlreicher Kristalle, die auf einer gemeinsamen Unterlage aufsitzen bzw. aufgewachsen sind. Bei sehr vielen kleineren Kriställchen spricht man auch von einem Kristallrasen. Geoden und Mandeln sind Mineralmassen, die rundliche Hohlräume im Gestein vollständig oder teilweise ausfüllen. Nicht selten enthalten sie im Innern eine Kristalldruse, so die bekannten Achatmandeln eine Amethystdruse. Die „Kristallkeller“ aus den Schweizer Alpen sind ausgeweitete Zerrklüfte mit bis zu metergroßen Individuen von Bergkristall oder Rauchquarz. Auch Gipshöhlen enthalten mitunter große und schön ausgebildete Kristalle von Gips. Gesteinsbildende Minerale (Abb. 1.11) haben sich bei ihrem Wachstum, wenn sie gleichzeitig gewachsen sind, gegenseitig behindert. Sie weisen deshalb meist eine zufällige, kornartige Begrenzung auf. Eine solche Mineralausbildung im Gestein wird als xenomorph (grch. ξε´νος fremd) bezeichnet. In anderen Fällen sind gesteinsbildende Minerale dennoch von ebenen Flächen begrenzt. Ihre Form wird dann als idiomorph (eigengestaltig) bezeichnet. Idiomorph ausgebildete Minerale treten besonders als sog. Einsprenglinge in vulkanischen
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1.4
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1 · Einführung und Grundbegriffe
Gesteinen oder als sog. Porphyroblasten in metamorphen Gesteinen auf. Im 1. Fall handelt es sich um Frühausscheidungen aus einer Schmelze, im 2. Fall um Minerale mit überdurchschnittlichem Größenwachstum. Mikrokristalline Minerale lassen sich lediglich unter dem Mikroskop, kryptokristalline unter dem Elektronenmikroskop oder durch Röntgenbeugung identifizieren. Als Mineralaggregate bezeichnet man beliebige, auch räumlich eng begrenzte natürliche Assoziationen der gleichen oder verschiedener Mineralarten. Schön kristallisierte Mineralaggregate bzw. Kristalldrusen von kommerziellem oder Liebhaberwert werden Mineralstufen genannt (Abb. 1.1).
1.5
1.5 Gesteine Gesteine (Abb. 1.11) sind Mineralaggregate, die räumlich ausgedehnte, selbständige geologische Körper bilden und wesentliche Teile der Erde, des Mondes und der erdähnlichen Planeten aufbauen. Der Gesteinsbegriff umfasst darüber hinaus die relativ seltenen natürlichen Gläser. Im Unterschied zum Mineral sind Gesteine physikalisch und chemisch heterogene Naturkörper. Die Erfahrung zeigt, dass die verschiedenen Minerale nicht in allen denkbaren Kombinationen und Mengenverhältnissen gesteinsbildend auftreten. Auswahlprinzipien sind wirksam, und einige Kombinationen sind vorherrschend. Gesteine treten in selbständigen, zusammenhängenden, geologisch kartier- und profilierbaren Körpern auf. Wir wissen heute, dass die Erde bis in eine Tiefe von 2 900 km aus Gesteinen besteht. Gesteine der Erdkruste sind uns durch geologische Aufschlüsse übertage und untertage (Bergwerke, Tunnel) sowie durch Tiefbohrungen bekannt; Gesteine des oberen Erdmantels werden durch tektonische Prozesse oder durch tiefreichende Vulkane an die Oberfläche gebracht. Während der Apollo-Missionen konnten Gesteinsproben von der Kruste des Mondes gesammelt 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 mineralogische und chemische Zusammensetzung, ihr Gefüge und ihren geologischen Verband. Aus diesen Eigenschaften lassen sich Rückschlüsse auf die Bildungsbedingungen eines Gesteins ziehen.
1.5.1 Mineralinhalt In ihrer überwiegenden Mehrzahl bestehen Gesteine aus anorganischen, festen, kristallisierten Mineralen einer oder verschiedener Arten. Die meisten Gesteine sind polymineralisch, wie z. B. Granit, der sich aus Quarz, Kalifeldspat, Plagioklas und Biotit zusammensetzt. Demgegenüber sind monomineralische Gesteine wie Quarzit, (fast) ausschließlich aus Quarz, oder Marmor, im wesentlichen aus Calcit bestehend, viel seltener. Man unterscheidet Hauptgemengteile und Nebengemengteile (Akzessorien). Letztere treten nur in untergeordneter Menge auf und sind für die Gesteinsklassifikation unwesentlich. Sie können aber für die Bildungsbedingungen eines metamorphen Gesteins oder für die Herkunft eines Sedimentgesteins (Schwerminerale) sehr charakteristisch sein oder wichtige Altersinformationen liefern (z. B. Zirkon). Neben Mineralen können natürliche Gläser, organische Festsubstanzen, Flüssigkeiten (Erdöl, Wasser) und Gase (Erdgas, Luft) am Aufbau von Gesteinen beteiligt sein. Von den ca. 4 000 gut definierten Mineralarten sind nur etwa 250 gesteinsbildend, davon über 90 % Silicium-Verbindungen, d. h. Silikate und Quarz. Die häufigsten Minerale der Erdkruste sind in Tabelle 1.2 zusammengestellt.
1.5.2 Beziehungen zwischen chemischer Zusammensetzung und Mineralinhalt: Heteromorphie von Gesteinen Gesteine gleicher chemischer Zusammensetzung können völlig verschiedene Mineralbestände haben. Diese wichtige Tatsache lässt sich durch unterschiedliche Bildungsbedingungen von Gesteinen bei geologischen Prozessen erklären; sie wird uns daher immer wieder beschäftigen. Zunächst seien einige Beispiele für die Heteromorphie von Gesteinen genannt:
1.5 · Gesteine
1.5.3 Gefüge Das Gefüge (engl. fabric) von Gesteinen umfasst folgende, nicht scharf gegeneinander abzugrenzende Begriffe: Struktur, Textur, Absonderung.
Kornbindung. Im Gegensatz zum allgemeinen Sprachgebrauch unterscheidet man in den Geowissenschaften Lockergesteine und Festgesteine, z. B. Sand ↔ Sandstein, Schotter ↔ Konglomerat, vulkanische Asche ↔ vulkanischer Tuff.
Struktur Textur Unter Struktur (engl. texture!) versteht man die Art des Aufbaus aus den Einzelkomponenten, wie sie sich im Handstück oder unter dem Mikroskop beobachten lässt. Sie wird durch folgende Eigenschaften beschrieben: Grad der Kristallinität. holokristallin = vollständig kristallisiert, z. B. Granit (Abb. 1.11), hypokristallin = teils aus kristallisierten Mineralen, teils aus Gesteinsglas bestehend, z. B. Rhyolith, hyalin = glasig = ganz oder im wesentlichen aus Gesteinsglas bestehend, z. B. Obsidian, das allerdings weitgehend sekundär entglast sein kann unter Bildung von Skelett-Kristallen (Mikrolithen), z. B. beim Pechstein. Korngestalt. Nach der vollständigen, weniger vollständigen und fehlenden Ausbildung von Kristallflächen unterscheidet man idiomorphe → panidiomorphe → hypidiomorphe → xenomorphe Minerale. Korngröße. Für magmatische und metamorphe Gesteine hat sich eine einfache Korngrößeneinteilung bewährt, die sich gut im Gelände anwenden lässt:
grobkörnig > 5 mm mittlerer Korndurchmesser, mittelkörnig 5 – 1 mm, feinkörnig 1 – 0,1 mm, dicht < 0,1 mm (d. h. auch mit der Lupe nicht mehr auflösbar).
Korngrößeneinteilung bei Sedimentgesteinen: s. Abb. 23.1 (S. 268). Korngrößenverteilung. Man unterscheidet gleichkörnige Gesteine, wie z. B. viele Granite, von ungleichkörnigen. So enthalten Gesteine mit porphyrischem Gefüge, z. B. viele Rhyolithe, mm- bis cm-große Einsprenglinge von Quarz oder Feldspäten in einer feinkörnigen bis dichten oder sogar glasigen Grundmasse (Matrix). In metamorphen Gesteinen können grobkörnige Porphyroblasten, z. B. von Granat oder Staurolith in einem mittel- bis feinkörnigen Grundgewebe aus Biotit, Muscovit, Quarz und Plagioklas wachsen.
Die Textur von Gesteinen (engl. structure) beinhaltet die Anordnung gleichwertiger Gefügeelemente, wie Mineralgruppen, Blasenreihen, Lagen von Gesteinsfragmenten, im Raum. Texturelle Merkmale werden im Aufschluss oder in hinreichend großen Gesteinsproben beurteilt, beziehen sich also im allgemeinen auf größere Dimensionen als strukturelle. Die Gesteinstextur wird unter folgenden Gesichtspunkten beschrieben: Art der Raumerfüllung im Gestein (Porosität). kompakt: Tiefengesteine, z. B. Granit, Gabbro, metamorphe Gesteine, z. B. Gneis, Amphibolit; blasig: viele vulkanische Gesteine, wobei die Blasen oft mit Mineraldrusen oder Mandeln gefüllt sind, z. B. Melaphyr-Mandelstein (S. 153); zellig oder gar schwammig: poröse Basaltlaven; schaumig: Bims. Räumliche Verteilung der Gefügeelemente (Verteilungsgefüge). Viele Gesteine sind statistisch gesehen (nicht physikalisch!) homogen, d. h. in großen Bereichen eines Gesteinskörpers, z. B. eines Granitplutons treten pro Volumeneinheit immer die gleichen Minerale in etwa gleichen Mengenverhältnissen auf (Abb. 1.11). Demgegenüber gibt es auch ausgesprochen heterogene Gesteinskörper, z. B. mit sphärolitischem Gefüge = Kugelgefüge beim Orbiculit, Lagengefüge bei vielen Sedimentgesteinen und Metamorphiten, Schlierengefüge beim Migmatit (Abb. 24.26, 24.27, S. 346), Schollengefüge, z. B. bei Fremdgesteinseinschlüssen im Granit. Räumliche Orientierung der Gefügeelemente (Orientierungsgefüge). Viele Gesteine weisen ein richtungsloses („isotropes“) Gefüge auf, wie z. B. viele Tiefengesteine. Andere Gesteine zeigen eine mehr oder weniger ausgeprägte Gefügeregelung, z. B. Fließgefüge (Fluidaltextur) bei vielen Vulkaniten, Anlagerungsgefüge, d. h. Schichtung in Sedimentgesteinen (Parallelschichtung, Schrägschichtung) oder in schichtigen Intrusionen (layered intrusions), tektonische Gefüge wie Schieferung und Faltung in metamorphen Gesteinen (Abb. 24.18, 24.19, S. 342).
13
14
1 · Einführung und Grundbegriffe In der Metallurgie wird der Textur-Begriff in einem engeren Sinn gefasst; danach besitzen metallische Werkstücke, die eine Gefügeregelung aufweisen, eine Textur.
Nach technisch-wirtschaftlichen Gesichtspunkten lassen sich Erze in folgende Gruppen einteilen:
Die Gesteinstextur bedingt die Absonderung übergeordneter Gesteinsbereiche, die im Aufschluss sofort ins Auge fällt, wie Bankung, die die Schichtung der Sedimentgesteine nachzeichnet, oder Klüftung, die z. B. zur quaderförmigen Absonderung und zur Verwitterung in sog. WollsackFormen beim Granit, zur säulenförmigen Absonderung beim Basalt führt (Abb. 12.5, S. 164); Pillow-Laven zeigen rundliche Absonderungsformen (Abb. 12.6, S. 164).
Erze der Eisenmetalle (Eisen und die sog. Stahlveredler): 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. Erze der Leichtmetalle: Al, Mg, Be. Erze der Edelmetalle: Au, Ag, Pt und Pt-Metalle Ru, Rh, Pd, Os, Ir. Erze der Lanthaniden (Seltenerd-Elemente). Erze der Actiniden (Kernbrennstoffe), insbesondere Uran (U) und Thorium (Th) sowie des Radiums.
1.5.4 Geologischer Verband Entscheidend für das Verständnis gesteinsbildender Prozesse sind die geologischen Verbandsverhältnisse (Lagerungsform) der Gesteine, wie sie durch sorgfältiges Studium im Aufschluss rekonstruiert werden können. Ausführlichere Darstellungen sind Lehrbüchern der „Allgemeinen Geologie“ zu entnehmen (z. B. Press u. Siever 2003). Man sollte sich daran gewöhnen, bei der Geländearbeit Gesteinsverbände und Gesteine systematisch in folgender Reihenfolge anzusprechen: Verbandsverhältnisse → Absonderung → texturelle Merkmale → strukturelle Merkmale → Mineralbestand (soweit im Handstück erkennbar).
1.6
1.6 Mineral- und Erzlagerstätten Als Minerallagerstätte bezeichnet man eine natürliche, räumlich begrenzte Konzentration von Mineralen in und auf der Erdkruste. Erzlagerstätten sind die natürlichen Fundorte von Erzen in und auf der Erdkruste einschließlich des Ozeanbodens. Erze sind Mineralaggregate oder Gesteine aus Erzmineralen, in denen Metalle oder Metallverbindungen oder auch Kernbrennstoffe (mit Uran oder Thorium) konzentriert sind. Die metallhaltigen Minerale nennt man Erzminerale. Verwertbare Minerale, die keine metallischen Elemente enthalten, werden als Nichterze bezeichnet. Bei genügender Konzentration von Mineralen oder Erzen entstehen nutzbare (bauwürdige) Lagerstätten, vorausgesetzt die Rohstoffe lassen sich technisch und wirtschaftlich gewinnen. Die Bauwürdigkeit hängt von einer Reihe wirtschaftlicher, verkehrsgeographischer und politischer Randbedingungen ab, nicht zuletzt vom Weltmarktpreis. Auch bei nutzbaren Gesteinen, Salzen und fossilen Brennstoffen wie Kohle, Erdöl und Erdgas spricht man von Lagerstätten.
1.7 Abgrenzung der gesteinsbildenden Vorgänge Nach unserem heutigen Kenntnisstand, der sich im Laufe von 250 Jahren geowissenschaftlicher Forschung entwickelt hat, kommen für die Gesteinsbildung magmatische, metamorphe und sedimentäre Prozesse in Frage: Magmatische Prozesse (Magmatismus): Erstarrung von Magmen (Silikat-Schmelzen, seltener auch Sulfid- oder Karbonat-Schmelzen) bei Abkühlung von sehr hohen Temperaturen durch Kristallisation von Mineralen oder durch Unterkühlung zu Gesteinsgläsern. Dabei entstehen magmatische Gesteine (Magmatite). Erfolgt die Förderung und Erstarrung der Magmen durch vulkanische Prozesse (Vulkanismus) an der Erdoberfläche unter Atmosphärendruck oder am Ozeanboden (submarin), so entstehen vulkanische Gesteine (Vulkanite). Erstarren die Magmen dagegen im Erdinnern unter der Auflast mächtiger Gesteinsmassen, d. h. bei erhöhten Drücken (Plutonismus), bilden sich plutonische Gesteine (Plutonite, Tiefengesteine). Die Erdkruste besteht zu über 60 Vol.-% aus magmatischen Gesteinen (Tabelle II.1, S. 136). Metamorphe Prozesse (Gesteinsmetamorphose): Rekristallisation und Reaktion von Mineralen in festen Gesteinen bei hohen bis sehr hohen Temperaturen und meist bei erhöhten bis sehr hohen Drücken, ohne Anwesenheit einer Schmelzphase. Dabei entstehen aus älteren magmatischen oder Sedimentgesteinen metamorphe Gesteine (Metamorphite). Metamorphite sind zu etwa einem Viertel am Bau der Erdkruste beteiligt (Tabelle II.1, S. 136). Sedimentäre Prozesse: Der sedimentäre Kreislauf umfasst die Verwitterung existierender Gesteine, die Abtragung und den Transport der Verwitterungsprodukte in fester oder gelöster Form, die Ablagerung des suspendierten Materials aus der Luft, aus Wasser oder Eis, die Ausfällung der gelösten Ionen oder die Ausflockung gelöster Kolloide in Form von Mineralneubildungen oder
1.8 · Mineralogische Wissenschaften und ihre Anwendungsgebiete in Technik, Industrie und Bergbau
die Kristallisation des gelösten Materials in Form von Organismen-Hartteilen durch biogene Prozesse. Es entstehen Sedimente und Sedimentgesteine; diese bilden nur eine relativ dünne Haut über dem kristallinen Grundgebirge aus Magmatiten und Metamorphiten oder fehlen ganz; ihr Anteil am Bau der Erdkruste beträgt daher weniger als 10 Vol.-% (Tabelle II.1, S. 136). Daneben gibt es zwei wichtige Gesteinsgruppen, die durch eine Kombination zweier Arten von gesteinsbildenden Prozessen entstanden sind und dementsprechend deren charakteristische Gefügemerkmale in sich vereinigen: Vulkanische Lockerprodukte (Pyroklastika): Vulkanische Aschen und Tuffe bestehen aus Glas- und oder Mineralfragmenten, die durch explosive vulkanische Prozesse gefördert und aus der Luft oder im Wasser sedimentiert werden. Dadurch zeigen sie – ähnlich wie Sedimente – häufig Schichtung, sind aber Vulkanite. Migmatite: Bei der hochgradigen Gesteinsmetamorphose kann es zum teilweisen Aufschmelzen kommen. In solchen Gesteinsverbänden treten daher geschmolzene und feste Anteile nebeneinander auf, also magmatische neben metamorphen.
1.8 Mineralogische Wissenschaften und ihre Anwendungsgebiete in Technik, Industrie und Bergbau Mineralogie umfasst als Überbegriff die folgenden mineralogischen Wissenschaften: Mineralogie im engeren Sinn, bestehend aus allgemeiner und spezieller Mineralogie sowie Kristallographie, Petrologie (Gesteinskunde), Geochemie, Lagerstättenkunde und angewandte (technische) Mineralogie. Mineralogie ist die materialbezogene Geowissenschaft; sie steht in engem Zusammenhang mit den anderen Geowissenschaften, insbesondere mit der Geologie und der Geophysik. Sie ist zugleich auch Teil der Materialwissenschaften und weist daher enge Beziehungen zur Physik, zur physikalischen Chemie, zur anorganischen und organischen Chemie auf. Mathematische Grundlagen sind unverzichtbar. Kristallographie. Die Kristallographie (Kristallkunde) widmet sich dem kristallisierten Zustand der Naturund Kunstprodukte. Untersuchungsgegenstände sind anorganische und organische Stoffe, Einkristalle und Kristallaggregate. Diese Wissenschaft untersucht Eigenschaften, Vorgänge und Veränderungen am Kristall und feinkristallinen Kristallaggregat. Dabei spielen die Kristallstruktur-Bestimmung und ihre Methoden eine wichtige Rolle.
15
Aufgabe der Kristallchemie ist speziell die Aufklärung der Zusammenhänge zwischen der Atomanordnung in den Kristallen und ihrer chemischen Zusammensetzung. Auch die Auswirkungen von Atomanordnung und Atombindung in (Mineral-)Kristallen auf deren Eigenschaften gehört in dieses Gebiet. Selbstverständlich beschäftigen sich auch anorganische und organische Chemiker mit kristallchemischen Fragestellungen (Strukturchemie). Aufgabe der Kristallphysik ist speziell die Aufklärung der Zusammenhänge zwischen den physikalischen Eigenschaften der Kristalle (mechanische, magnetische, elektrische, optische Eigenschaften etc.) und ihrer Kristallstrukturen. Enge Beziehungen bestehen naturgemäß zur Festkörperphysik. Petrologie. Die Petrologie (Gesteinskunde) widmet sich dem Vorkommen, dem Mineralbestand, dem Gefüge, dem Chemismus und der Genese der Gesteine; sie hat naturgemäß eine besonders enge Beziehung zur Geologie. Sie geht heute weit über die reine Beschreibung von Gesteinen (Petrographie) hinaus und versucht, gesteinsbildende Prozesse zu rekonstruieren und zu modellieren. Eine wichtige Rolle spielen dabei die experimentelle Petrologie und die physikalisch-chemisch orientierte theoretische Petrologie. Mit ihrer Hoch- und Höchstdruckforschung besitzt die experimentelle Petrologie Beziehungen zur Festkörperphysik und zur Werkstoffkunde. Die Gesteinskunde hat auch eine angewandte Richtung, die technische Gesteinskunde. Das dem Gestein analoge technische Produkt wird in der Industrie meistens als Stein bezeichnet. Geochemie. Die Geochemie (Chemie der Erde) erforscht die Gesetz- und Regelmäßigkeiten der chemischen Elemente und Isotope und deren Verteilung in den Mineralen und Gesteinen, darüber hinaus auch in Naturprodukten organischer Abkunft (organische Geochemie). Ein wichtiges Forschungsgebiet ist die Isotopengeochemie. Dazu gehört auch die radiometrische (isotopische) Altersbestimmung, mit der das Bildungsalter von Mineralen und Gesteinen der Erde und des Mondes sowie von Meteoriten ermittelt wird. Anwendungsgebiete der Geochemie sind geochemische Prospektion (die Suche nach Lagerstätten mit Hilfe geochemischer Methoden) und, auf dem Gebiet des Umweltschutzes, die Feststellung von Spuren anorganischer Schadstoffe wie Cadmium, Quecksilber, Blei u. a. im Boden, in Deponien und in Gewässern. Lagerstättenkunde. Die Lagerstättenkunde widmet sich der regionalen Verbreitung, dem stofflichen Inhalt sowie der Auffindung (Prospektion und Exploration) und Bewertung von natürlichen Rohstoffen (Erze, Steine und Erden, Industrieminerale, Energierohstoffe). Sie versucht,
1.8
16
Einführung und Grundbegriffe
lagerstättenbildende Prozesse zu rekonstruieren und zu modellieren. Die angewandte Lagerstättenkunde befasst sich praxisorientiert mit Lagerstätten und darüber hinaus mit den technischen und wirtschaftlichen Bedingungen ihrer bergmännischen Gewinnung, ihrer Aufbereitung und Weiterverarbeitung aus geowissenschaftlicher Sicht. Die mineralischen Rohstoffe bilden einen Schwerpunkt in fast jeder industriellen Wirtschaft. Grundlagenfächer der Lagerstättenkunde sind neben Mineralogie, Petrologie und Geochemie insbesondere Geologie und Geophysik. Technische Mineralogie. Nicht nur in der Lagerstättenkunde besitzt die Mineralogie technisch wichtige Anwendungsgebiete. Solche finden sich neben dem Bergbau, dem Hüttenwesen, den Industrien der Steine und Erden insbesondere in der keramischen Industrie, der Industrie feuerfester Erzeugnisse, der Zementindustrie, der Baustoffindustrie, der optischen Industrie, der Glasindustrie, der Schleifmittel- und Hartstoffindustrie, der Hightech-Keramik, der industriellen Kristallzüchtung und der Industrie der Schmuck- und Edelsteine, um nur die wichtigsten technischen Einsatzmöglichkeiten zu nennen. Archäometrie. Die Archäometrie untersucht archäologische Funde mit naturwissenschaftlichen Methoden. So werden Objekte aus Naturstein, Metall, Glas und Keramik mit mineralogischen und geochemischen Analysenmethoden charakterisiert mit dem Ziel, das Herkunftsgebiet der Rohstoffe einzugrenzen und Vorstellungen über (prä)historische technologische Verfahren zu gewinnen. Diese Arbeiten finden zunehmend das Interesse in der klassischen Archäologie und der Vor- und Frühgeschichte.
1.9
1.9 Bestimmung von Mineralen mit einfachen Hilfsmitteln Die Bestimmung von Mineralen nach äußeren Kennzeichen ist keine triviale Angelegenheit; sie erfordert vielmehr Beobachtungsgabe, ein gutes visuelles Gedächtnis, Übung und Erfahrung. Unerlässlich ist eine Lupe mit hinreichender Vergrößerung (10fach) und nicht zu kleinem Gesichtsfeld. Sehr hilfreich ist die Verwendung eines guten Binokularmikroskops.
Äußere Kennzeichen und physikalische Eigenschaften sind: Morphologische Ausbildung (Einkristall – Kristallaggregat – Gestein), Kristallform (Tracht – Habitus), Zwillingsbildung, Flächenstreifung, Spaltbarkeit, Bruch, mechanisches Verhalten (Elastizität, Sprödigkeit, Dehnbarkeit), Ritzhärte, Dichte, Farbe (Farbwandlung), Glanz, Lichtdurchlässigkeit, Strich auf rauher Porzellanplatte, Fluoreszenz, magnetisches Verhalten, Radioaktivität. Hierzu leisten Bestimmungstafeln Hilfe (z. B. Hochleitner et al. 1996).
Weiterführende Literatur Best MG (2003) Igneous and metamorphic petrology, 2 nd edn. Blackwell, Oxford Borchardt-Ott W (2002) Kristallographie, 6. Aufl. Springer, Berlin Heidelberg New York Kleber W, Bautsch H-J, Bohm J (1998) Einführung in die Kristallographie, 18. Aufl. Oldenbourg, München Klein C (1989) Minerals and rocks. Exercises in crystallography, mineralogy and hand specimen petrology. Wiley, New York Klein C, Hurlbut Jr. CS (1985) Manual of mineralogy (after James D. Dana), 20th edn. Wiley, New York Press F, Siever R (2003) Allgemeine Geologie – Eine Einführung in das System Erde, 3. Aufl. Spektrum, Heidelberg Berlin Oxford Putnis A (1992) Introduction to mineral sciences. Cambridge University Press, Cambridge/UK Ramdohr P, Strunz H (1978) Klockmanns Lehrbuch der Mineralogie, 16. Aufl. Enke, Stuttgart Rösler HJ (1991) Lehrbuch der Mineralogie, 5. Aufl. Enke, Stuttgart Wimmenauer W (1985) Petrographie der magmatischen und metamorphen Gesteine. Enke, Stuttgart
Nachschlagewerke Hahn T (ed) (2002) International tables for crystallography. Vol A, Spacegroup symmetry, 5th edn. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht Hochleitner R, Philipsborn H von, Weiner KL, Rapp K (1996) Minerale Bestimmen nach äußeren Kennzeichen, 3. Aufl. Schweizerbart, Stuttgart Strunz H (1982) Mineralogische Tabellen, 8. Aufl. Akademische Verlagsgesellschaft Geest & Portig, Leipzig Strunz H, Nickel EH (2001) Strunz Mineralogical Tables, 9th edn. Schweizerbart, Stuttgart
Zitierte Literatur Hermann C (Hrsg) (1935) Internationale Tabellen zur Bestimmung von Kristallstrukturen, Bd. 1. Borntraeger, Berlin Ronov AB, Yaroshevsky AA (1969) Chemical composition of the earth’s crust. In: Hart PJ (ed) The earth’s crust and upper mantle. American Geophysical Union, Washington DC, pp 37–62
I Teil I Spezielle Mineralogie Eine Auswahl wichtiger Minerale Zur Systematik der Minerale Die Klassifikation der Minerale erfolgt in Anlehnung an die international bewährten Mineralogischen Tabellen von Strunz (1982) bzw. Strunz u. Nickel (2001) (Tabelle 1.1, S. 3). Sie beruht auf einer Kombination von chemischen und kristallchemischen Gesichtspunkten. Die Einteilung richtet sich nach den Anionen oder Anionengruppen (Anionenkomplexen), die viel besser geeignet sind, Gemeinsames herauszustellen, als die Kationen. Bei den Silikaten bilden die kristallstrukturellen Eigenschaften ein ausgezeichnetes Gerüst für die Gliederung. In den chemischen Formeln von komplex zusammengesetzten Mineralen wie Phosphaten oder Silikaten werden die Anionengruppen 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 (Diadochie), 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 Molekularprozent (Mol.-%). Die Nummerierung für chemische Mineralreaktion (in runden Klammern) und für physikalische Formeln [in eckigen Klammern] erfolgt kapitelweise.
2 Elemente
2.1 Metalle 2.2 Metalloide (Halbmetalle) 2.3 Nichtmetalle
Im elementaren Zustand treten in der Natur etwa 20 chemische Elemente auf. Darunter befinden sich gediegene (ged.) Metalle, Metalloide (Halbmetalle) und Nichtmetalle. Die Metalle sind meistens legiert: Sie neigen zur Mischkristallbildung, z. B. (Au, Ag). Die wichtigsten Vertreter sind in Tabelle 2.1 zusammengestellt. Tabelle 2.1. In der Natur elementar auftretende chemische Elemente
20
2.1
2 · Elemente
2.1 Metalle In den Kristallstrukturen der metallischen Elemente ist eine möglichst hohe Raumerfüllung und hohe Symmetrie angestrebt. Besonders bei Kupfer, Silber, Gold und den meisten Platin-Metallen, die jeweils flächenzentrierte kubische Gitter bilden, ist mit ihrer kubisch dichten Kugelpackung // {111} eine hohe Packungsdichte gewährleistet (Abb. 2.1). Innerhalb der Eisen-Gruppe mit ihrem teilweise innenzentrierten kubischen Gittertyp (α -Fe, Kamacit) ist die Packungsdichte etwas geringer. Die physikalischen Eigenschaften, wie hohe Dichte, große thermische und elektrische Leitfähigkeit, Metallglanz, optisches Verhalten und mechanische Eigenschaften sind durch die Packungsdichte und die metallischen Bindungskräfte in den Metallstrukturen begründet. So beruht die vorzügliche Deformierbarkeit der Me-
Abb. 2.1. a Kubisch dichteste Kugelpackung. b Hexagonal dichteste Kugelpackung. (Nach Ramdohr u. Strunz 1978) Abb. 2.2. Ged. Kupfer mit dendritischem Wachstum, Keweenaw-Halbinsel, Michigan/USA. Etwa natürliche Größe. (Foto K.-P. Kelber)
talle Au, Ag, Cu und Pt auf der ausgeprägten Translation ihrer Strukturen nach den Ebenen // {111}, die am dichtesten mit Atomen besetzt sind. In den Anordnungen der dichten Kugelpackungen (Abb. 2.1) sind die Atomkugeln (rein geometrisch gesehen) so dicht zusammengepackt, wie es überhaupt möglich ist. Bei ihnen ist jedes Atom von 12 gleichartigen Nachbarn im gleichen Abstand umgeben, d. h. seine Koordinationszahl ist [12]. Man unterscheidet die kubisch dichte Kugelpackung (kubisch flächenzentriertes Gitter) mit einer Schichtenfolge 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 Metalle 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 Aggregaten, häufig auch in plattigen bis massigen Formen auf. An den skelettartigen Aggregaten erkennbare Kristallformen sind meistens stark verzerrt (Abb. 2.2). Häufig sind Würfel, Rhombendodekaeder, Oktaeder oder deren Kombinationen entwickelt. Solche Wachstumsformen sind bei ged. Cu meist viel weniger zierlich ausgebildet als bei den beiden Edelmetallen, und die Kristalle sind größer als bei ged. Au. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt Bruch hakig, dehnbar Härte 2½–3 Dichte 8,3–8,9 Schmelzpunkt 1 083 °C
2.1 · Metalle
Farbe, Glanz
Strich
kupferroter Metallglanz, matte Anlauffarbe durch dünne Oxidschicht, Reflexionsvermögen ca. 73 % des eingestrahlten Lichtes kupferrot, metallglänzend
Struktur. Kubisch-flächenzentriert (Abb. 1.10, S. 10). Wegen seines wesentlich kleineren Atomradius von 1.28 Å bildet Cu keine Mischkristallreihen mit Ag und Au. Chemismus. Ged. Cu kommt bis auf Spurengehalte relativ rein in der Natur vor. Vorkommen. Ged. Cu tritt relativ verbreitet, jedoch meistens nur in kleinen Mengen auf, so innerhalb der Verwitterungszone von Kupferlagerstätten. Die stattlichen Stufen von ged. Cu in den Mineraliensammlungen stammen aus einer im Abbau befindlichen primären Kupferlagerstätte auf der Keweenaw-Halbinsel im Oberen See (Michigan/USA). Wirtschaftliche Bedeutung. Als Kupfererz ist ged. Cu von geringerer wirtschaftlicher Bedeutung, Haupterzminerale sind Kupfersulfide.
Abb. 2.3. Ged. Silber mit typisch lockenförmigem Wachstum, Kongsberg, Norwegen. Etwa natürliche Größe. (Foto K.-P. Kelber)
Silber, Ag Ausbildung und Kristallformen. Kristallklasse 4/m32/m, ged. Silber (engl. native silver) kommt meistens in draht-, haar- oder moosförmigen bis dendritischen Aggregaten vor. Bekannt sind die prächtigen „Silberlocken“ (Abb. 2.3), die nach einer Oktaederkante [110], der dichtest besetzten Gittergeraden, ihr bevorzugtes Wachstum entwickelt haben. Wohlausgebildete kubische Kriställchen sind relativ selten. Gelegentliche Zwillinge nach (111) sind nach ihrer Zwillingsebene plattenförmig verzerrt. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt Bruch hakig, plastisch verformbar Härte 2½–3 Dichte 9,6–12, rein 10,5 Schmelzpunkt 960 °C Farbe, Glanz silberweißer Metallglanz nur auf frischer Bruchfläche, meistens gelblich bis bräunlich angelaufen durch Überzug von Silbersulfid; Reflexionsvermögen von reinem Ag ca. 95 % des eingestrahlten Lichtes Strich silberweiß bis gelblich, metallglänzend Struktur. Kubisch-flächenzentriert (Abb. 1.10). Chemismus. Ged. Ag ist häufig mit Au, gelegentlich mit Hg, Cu und Bi legiert.
Vorkommen. In der sekundär entstandenen sog. Zementationszone sehr vieler Ag-führender Lagerstätten kann es lokal zu großen Anreicherungen von ged. Ag kommen. Bedeutung. Im Gegensatz zu ged. Au spielt ged. Ag als Erzmineral in den Silberlagerstätten nur lokal eine Rolle. Die wichtigsten Ag-Erzminerale sind einfache oder komplexe Sulfide, 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. Bleiglanz ist das wichtigste Silbererz! Auch Ag-Selenide und -Telluride können für die Ag-Gewinnung Bedeutung haben.
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 verschiedene Kombinationen dieser und anderer kubischer Formen. Meistens sind die Goldkriställchen stark verzerrt. Sie gruppieren sich zu bizarren, blech- bis drahtförmigen, meist dendritischen (skelettförmigen) Aggregaten (Abb. 2.4). Verbreiteter ist ged. Au in winzigen, mikroskopisch sichtbaren oder submikroskopischen Einschlüssen in sulfidischen Erzmineralen wie Pyrit (FeS2) oder Arsenopyrit (FeAsS).
21
22
2 · Elemente
(Nuggets) in Geröllablagerungen von Bächen oder Flüssen vor (Goldseifen), wo es als sog. Seifengold bzw. Waschgold aufgrund seiner hohen Dichte sowie seiner Beständigkeit gegen mechanische und chemische Verwitterung angereichert wird.
Abb. 2.4. Ged. Gold. a Oktaeder mit typisch gekrümmter Oberfläche, b mit dendritischem (skelettförmigem) Wachstum. (Aus Klein u. Hurlbut 1985)
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt Bruch hakig, plastisch verformbar Härte 2½–3 Dichte reines Au 19,3, also wesentlich höher als bei ged. Ag und ged. Cu, mit zunehmendem Ag-Gehalt auf ca. 16 abnehmend Schmelzpunkt 1 063 °C Farbe, Glanz goldgelber Metallglanz, durch Ag-Gehalt heller: keine Anlauffarben. Reflexionsvermögen für rotes Licht ca. 85 % für grünes dagegen nur ca. 50 % des eingestrahlten Lichtes; daher hat reines Gold einen rötlichen Farbton. Mit zunehmendem Ag-Gehalt wird grünes Licht zunehmend stärker reflektiert und bei einer Zusammensetzung Au55Ag45 (Elektrum) ist das Reflexionsvermögen für grünes, oranges und rotes Licht gleich, so dass diese Legierung rein silberweiß gefärbt ist Strich goldgelb, metallglänzend. Gold unterscheidet sich von gelb aussehenden Sulfiden wie Pyrit oder Kupferkies (Chalcopyrit) CuFeS2 durch seinen goldfarbenen Strich auf rauher Porzellanplatte Struktur. Kubisch-flächenzentriert (Abb. 1.10). 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
Bedeutung. Ged. Au ist als sog. Freigold das wichtigste Goldmineral und wichtigster Gemengteil von Golderzen. Chemische Verbindungen mit Au sind als Minerale sehr viel weniger verbreitet. Die wichtigste Au-Lagerstätte der Erde mit den weltweit größten Au-Vorräten ist die fossile Goldseife des Witwatersrand, Südafrika (Abschn. 23.2.7, S. 292). Gewinnung und Verwendung. Die Gewinnung des Goldes aus Erzen kann durch Behandlung mit Hg (Amalgamierung) oder über Auslaugung auf Grund seiner Löslichkeit in KCN- oder NaCN-Laugen (Cyanidverfahren) erfolgen. Schon geringe Gehalte von wenigen Gramm pro Tonne (g / t) können Goldlagerstätten bauwürdig machen. Gold ist wichtigstes Währungsmetall, heute seltener auch Münzmetall, es wird ferner verwendet in der Computertechnologie, für Geräte der Chemie, als Zahngold und für Schmuckgegenstände. Die 11 wichtigsten Förderländer für Gold sind Südafrika, USA, Australien, Kanada, Russland, China, Brasilien, Usbekistan, Papua-Neuguinea, Indonesien und Ghana.
Quecksilber, Hg Ged. Quecksilber ist das einzige bei gewöhnlicher Temperatur flüssige Metall. Bei –38,9 °C geht es unter Atmosphärendruck (= 1 bar = 1 000 hPa) in den kristallisierten Zustand über. Es ist silberweiß, stark metallglänzend. Mit D = 13,6 hat es eine sehr hohe Dichte. Hg ist giftig und kann im Spurenbereich in der Natur als Schadstoff auftreten! Ged. Hg kommt in kleinen Tropfen in der Verwitterungszone von Zinnober-Lagerstätten (Cinnabarit, Zinnober HgS) vor. Gegenüber Cinnabarit ist es als Quecksilbererz-Erzmineral unbedeutend. Als natürliches Amalgam ist Hg mit Ag oder Au legiert.
Eisen, α -Fe Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, größere Blöcke, derbe Massen und knollige Aggregate. Physikalische Eigenschaften. Bruch hakig Härte 4–5 Dichte 7,9 (rein) Farbe, Glanz stahlgrau bis eisenschwarz, metallisch Strich stahlgrau Weitere Eigenschaft stark ferromagnetisch
2.1 · Metalle
Struktur und Chemismus. Kubisch-innenzentriertes Gitter des α -Fe (Abb. 1.10, S. 10), als Tieftemperaturform eine der vier Modifikationen des metallischen Eisens. Der Strukturunterschied zur Gold- und Platin-Gruppe bedingt die etwas unterschiedlichen mechanischen Eigenschaften. Vorkommen von terrestrischem Eisen. Ged. Eisen tritt in der Erdkruste nur sehr selten auf; es enthält in der Regel nur wenig Ni. Unter den oxidierenden Einflüssen der Atmosphäre verwittert es in kurzer Zeit zu Eisenoxidhydraten (Limonit FeOOH). Knollen von ged. Fe bilden sich unter dem reduzierenden Einfluss von Kohlenflözen bei der Kristallisation von basaltischen Schmelzen aus deren reichlichem Fe-Gehalt. Auch bei der Kristallisation der Mondbasalte ist häufig ged. Fe als akzessorischer Gemengteil gebildet worden, da der Mond keine sauerstoffhaltige Atmosphäre besitzt und daher reduzierende Bedingungen herrschen. Der Erdkern besteht aus Fe-NiLegierungen, ähnlich der chemischen Zusammensetzung von Eisenmeteoriten (Abschn. 27.4, S. 433ff). Das kosmische Eisen. Kosmisches Eisen, das gelegentlich auf die Erdoberfläche gelangt, unterscheidet sich stets durch einen größeren Nickelgehalt. Es findet sich in Meteoriten, insbesondere in Eisen- und Stein-Eisen-Meteoriten, untergeordnet auch in Chondriten (Abschn. 29.3, S. 437). Meteorite sind Bruchstücke größerer Körper aus dem Asteroidengürtel unseres Sonnensystems, die auf die Erdoberfläche gefallen sind (Kap. 29). Der bisher größte bekannt gewordene Eisenmeteorit ist rund 60 t schwer und liegt bei der Farm Hoba-West im NorAbb. 2.5. Kosmisches Nickeleisen (Fe, Ni). Eisenmeteorit (Oktaedrit) von Joe Wright Mountain, Arkansas, USA, gefunden 1884. Auf der gesägten, polierten und angeätzten Platte erkennt man die charakteristischen Widmannstätten-Figuren. Sperriges Gerüst aus Kamacit (Balkeneisen) mit schmalen Rändern von Taenit (Bandeisen), in den Lücken Plessit (Fülleisen). (Bildbreite ca. 7 mm; Foto K.-P. Kelber)
den Namibias. Ein 63,3 kg schwerer Eisenmeteorit ist 1916 bei Marburg an der Lahn gefallen. Das Meteoreisen ist meist nicht einheitlich zusammengesetzt. Die am häufigsten auftretenden Oktaedrite bestehen hauptsächlich aus 2 metallischen Mineralphasen, dem Kamacit (Balkeneisen) etwa Fe95Ni5 und dem Taenit (Bandeisen) mit 27–65 Gew.-% Ni. Beide Phasen sind nach {111} orientiert miteinander verwachsen; die Zwischenräume sind mit feinkristallinen Kamacit-Taenit-Aggregaten erfüllt, dem Plessit (Fülleisen). Durch Anätzen einer polierten Fläche mit verdünnter Salpetersäure tritt diese Struktur deutlich hervor. Man bezeichnet sie als Widmannstätten-Figuren (Abb. 2.5). Die selteneren Hexaedrite bestehen fast nur aus Kamacit.
Platin, Pt Ausbildung und Kristallformen. Kristallklasse 4/m32/m, nur selten kubische Kriställchen, eher Körner oder abgerollte Klümpchen, meist mikroskopisch klein. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt Bruch hakig, dehnbar Härte 4–4½, härter als Minerale der GoldGruppe Dichte 15–19 in Abhängigkeit vom legierten Fe-Gehalt Schmelzpunkt 1 769 °C Farbe, Glanz stahlgrau, metallisch glänzend, oxidiert nicht an der Luft Strich silberweiß
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24
2 · Elemente
2.2 Metalloide (Halbmetalle)
2.2
Die Halbmetalle Arsen, Antimon und Wismut (Bismut) gehören alle dem gleichen Strukturtyp an. Ihr Feinbau entspricht einem einfachen kubischen Gitter, das in Richtung der 3-zähligen Achse etwas deformiert ist und die Raumgruppe R3m hat. Von den 6 Nachbarn eines jeden Atoms sind 3 stärker homöopolar gebunden, die anderen 3 schwächer. Dadurch entsteht eine leicht gewellte Schichtstruktur mit einer vollkommenen Spaltbarkeit // (0001). Die 3 Halbmetalle haben ähnliche physikalische Eigenschaften. Sie sind relativ spröde und schlechtere Leiter von Wärme und Elektrizität als die Metalle.
Arsen, As Ged. Arsen findet sich gewöhnlich in äußerst feinkristallinen, dunkelgrau angelaufenen, nierig-schaligen Massen, die auch als Scherbenkobalt bezeichnet werden. Auf frischen Bruchflächen ist ged. As hellbleigrau und metallglänzend, läuft an der Luft relativ schnell an und wird dabei dunkelgrau. H = 3–4. Ged. As kommt lokal in Erzgängen von Ag- und Ni-Co-Bi-Erzen vor.
Antimon, Sb Abb. 2.6. Natürliche Mischkristalle der Platin-Metalle im System Os–Pt–Ir–Ru. Häufigste Zusammensetzungen: dunkel; seltenere Zusammensetzungen: hell; Mischungslücke: weiß. (Nach Cabri et al. 1996)
Struktur und Chemismus. Ged. Platin hat ein kubischflächenzentriertes Gitter, ebenso die natürlich vorkommenden kubischen Pt-Metalle Pd und Ir (Abb. 1.10). Ged. Pt bildet immer Legierungen mit Fe, meist zwischen 4 und 21 %, in einzelnen Fällen auch darüber, sowie mit anderen Platinmetallen wie Ir, Os, Rh, Pd (Abb. 2.6), schließlich auch mit Cu, Au, Ni. Beispiele sind die Mischkristallreihe 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-dichtester Kugelpackung. Das Pt-Metall Os und die Legierung Iridosmium zeigen hexagonal dichteste Kugelpackung.
2.3
Ged. Antimon ist sehr viel seltener als ged. As; es tritt meist körnig und in Verwachsung mit Arsen auf. Es ist zinnweiß und metallisch glänzend. H = 3–3½.
Wismut (Bismut), Bi Ged. Wismut (Bismut) tritt meist in charakteristischen dendritischen, federförmigen Wachstumsskeletten auf oder derb in blättrig-körnigen Aggregaten; die seltenen Kristalle sind würfelähnlich. Ged. Bi zeigt silber-weißen bis rötlichgelben Metallglanz, Strich grau. H = 2–2½. Ged. Bi kommt in Ag-Ni-Co- oder Sn-AgErzgängen vor. Wichtiges Mineral zur Gewinnung von Bi. Verwendung als Legierungsmetall besonders für niedrigschmelzende Legierungen und für pharmazeutische Präparate.
Vorkommen. Akzessorisch in ultramafischen Magmatiten, besonders Duniten. Auf sekundärer Lagerstätte in Platinseifen. Hier kommt Pt in winzigen Plättchen, seltener als Nuggets vor.
2.3 Nichtmetalle
Verwendung. In der Elektroindustrie, zur Herstellung physikalischer und chemischer Geräte, als Katalysator, in der chemischen Industrie, in der Zahntechnik, für Schmuckgegenstände.
Ausbildung und Kristallformen. Kristallklasse 6/m2/m2/m (Graphit-2H), auch trigonal 3m (Graphit-3R) in blättrigen bis äußerst feinschuppigen Massen, auch als hexagonale plättchenförmige Kristalle.
Graphit, C
2.3 · Nichtmetalle
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit vollkommen, Translation nach (0001) Mechanische Eigenschaft Blättchen sind unelastisch verbiegbar Härte 1, sehr weich, schwarz abfärbend Dichte 2,25 Farbe, Glanz schwarz, metallglänzend, opak Strich schwarz Weitere Eigenschaft guter Leiter der Elektrizität Struktur. Graphit besitzt eine typische Schichtstruktur (Abb. 2.9c). In jeder Schicht wird 1 C von 3 C im gleichen Abstand von 1,42 Å umgeben. Es werden 2-dimensional unendliche Sechsecknetze gebildet, an deren Ecken sich jeweils 1 C befindet. Die übereinanderliegenden Schichten sind derart gegeneinander verschoben, dass ein Atom der 2. Schicht genau über der Mitte eines Sechsecks der 1. Schicht zu liegen kommt. Bei der häufigsten Struktur-Varietät, dem Graphit-2H befindet sich die dritte Schicht in identischer Lage mit der ersten. Die Schichtfolge ist also 121212. Der Abstand von Schicht zu Schicht ist mit 3,44 Å bedeutend größer als derjenige zwischen benachbarten C-Atomen innerhalb einer Schicht. Das ist darauf zurückzuführen, dass nur schwache Van-der-Waals-Restkräfte zwischen den Schichten wirken. Hierdurch werden die ausgezeichnete blättchenförmige Spaltbarkeit und Translatierfähigkeit nach (0001) sowie auch die starke Anisotropie anderer physikalischer Eigenschaften des Graphits verständlich. Im Graphit führen starke metallische Bindungskräfte innerhalb der Schichten zu guter elektrischer Leitfähigkeit.
Ausbildung und Kristallformen. Kristallklasse 4/m32/m. Wachstumsformen meistens Oktaeder, daneben Rhombendodekaeder, Hexakisoktaeder und Würfel, andere Formen nicht ganz so häufig (Abb. 2.7). Durch Lösungsvorgänge gerundete Flächen, Ätzerscheinungen (Abb. 2.8) und Streifung der Flächen sind charakteristisch. Auch verzerrte und linsenförmig gerundete Kristalle sind nicht selten. Zwillingsverwachsungen nach (111), dem Spinellgesetz, sind häufig; gewöhnlich abgeflacht nach (111).
Abb. 2.7. Die häufigeren Wachstumsformen von Diamant: a Kombination von {111} mit gerundetem Hexakisoktaeder {hkl}; b Kontaktzwilling nach dem Spinellgesetz (111); c Zwilling nach (111) mit linsenförmigem Habitus kombiniert mit Hexakistetraeder {541}; d Hexakisoktaeder {hkl}; e {100} mit Tetrakishexaeder {hk0}; f Hexakistetraeder {321}; kantengerundet
Vorkommen. Akzessorisch als einzelne Schüppchen in vielen Gesteinen, in Nestern und Flözen innerhalb metamorpher Gesteine, hier teilweise von wirtschaftlicher Bedeutung. Graphit entsteht häufig bei der Metamorphose aus kohligen oder bituminösen Ablagerungen. Industrielle Verwendung. Fertigung von Schmelztiegeln, Graphitelektroden, Bleistiftminen, Kohlestäbchen, Schmierund Poliermittel; als Elektrographit Moderator in Atomreaktoren zur Abbremsung freiwerdender Neutronen in der Eisen-, Stahl- und Gießerei-Industrie.
Diamant, C Diamant ist die Hochdruckmodifikation des Kohlenstoffs, die unter den Bedingungen der Erdoberfläche nur metastabil existiert. Allerdings verhindert eine hohe Aktivierungsenergie die Umwandlung in die stabile C-Modifikation Graphit.
Abb. 2.8. Diamant-Oktaeder mit Ätzfiguren im Trägergestein Kimberlit, Kimberley, Südafrika. Gewicht ca. 3–4 Karat. Bildbreite 12 mm. (Besitzer Prof. Dr. Harry Wilk, Taunusstein; Foto Dr. Olaf Medenbach)
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2 · Elemente
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {111} vollkommen; sie ermöglicht die erste Stufe der Diamant-Bearbeitung, die Teilung Bruch muschelig, spröde Härte 10, härtestes Mineral (Standardmineral der Mohs-Skala), aber deutliche Unterschiede auf den verschiedenen Flächen und in den verschiedenen Richtungen auf einer Fläche (Anisotropie der Härte), wobei Härte auf (111) > (110) ≥ (100). Dadurch wird erst das Schleifen von Diamant möglich Dichte 3,52 Lichtbrechung nD = 2,419 (gelbes Licht λ D = 589,0 nm) sehr hoch; dabei starke Dispersion des Lichts (Farbenzerstreuung): für rotes Licht (λ C = 656,3 nm): nC = 2,410, für violettes Licht (λ F = 396,8 nm): nF = 2,454, Dispersionszahl nF – nC = 0,044; dadurch entsteht das geschätzte Feuer der geschliffenen Steine Farbe, Glanz die wertvollsten Steine sind völlig farblos („rein weiß“) oder zeigen einen leicht bläulichen Farbstich („River“: blauweiß), andere sehr häufig schwach getönt, gelblich, grau oder grünlich. Reine, intensive Farben wie bei dem berühmten blauen Hope-Diamanten sind sehr selten. Gelbliche und grünliche Farbtöne sind durch geringe Gehalte an Stickstoff (max. 0,28 Gew.-%), blaue durch Spuren von Bor verursacht. Reine Diamanten sind durchsichtig, einschlussreiche dagegen nur durchscheinend oder undurchsichtig. Der charakteristische hohe Glanz des Diamanten wird als Diamantglanz bezeichnet. Wärmeleitfähigkeit sehr hoch, daher fühlen sich Diamanten kalt an
Struktur. In der Diamantstruktur sind 2 flächenzentrierte kubische Gitter mit den Atomkoordinaten 000 und ¼ ¼ ¼ ineinandergestellt (Abb. 2.9a). Jedes C-Atom ist von 4 Nachbaratomen tetraedrisch umgeben, die untereinander starke homöopolare Bindungskräfte aufweisen. Geometrisch bestehen // (111) dichtest mit Atomen besetzte, in sich gewellte Schichten mit C-C-Abständen von 1,54 Å (Abb. 2.9b). Zwischen diesen dichtest besetzten Netzebenen nach {111} besteht jeweils nur eine C-CBindung pro Atom. So ist es verständlich, dass die Oktaederflächen die besten Spaltflächen des Diamanten sind. Ein Vergleich mit der Graphitstruktur ergibt sich aus der Gegenüberstellung in Abb. 2.9b und c. [0001] in der Graphitstruktur entspricht [111] in der Diamantstruktur. Vorkommen. Auf primärer Lagerstätte findet sich Diamant als akzessorischer Gemengteil in Kimberliten (Abb. 2.8) und Lamproiten, Gesteinen, die in sehr tiefreichenden Vulkanen auftreten. Sie füllen als Schlotbreccien vulkanische Durchschlagsröhren (Diatreme, engl. pipes), die nach unten zu in massive Kimberlit- oder Lamproit-Gänge übergehen (Abb. 12.2, S. 169). Wie aus Abb. 2.12 hervorgeht, kann sich Diamant innerhalb seines Stabilitätsfeldes nur in Erdtiefen von mindestens 140–170 km, also im Erdmantel, bilden (Abschn. 27.3, S. 414ff). Trotz seines metastabilen Zustands ist Diamant überaus resistent gegen Verwitterungseinflüsse und überdauert mechanischen Transport. Aufgrund seiner hohe Dichte kann er daher in Fluss- und Strandsanden in Form von DiamantSeifen sekundär angereichert werden, z. B. die bedeutenden Lagerstätten in der Namib-Wüste und im OffshoreBereich Namibias. Viele Fundstellen von Diamant sind bekannt geworden, aber nur wenige sind als Lagerstätten bemerkenswert. Seit ältesten Zeiten sind Diamanten in Indien gefunden worden; im 18. Jahrhundert wurden Vorkommen
Abb. 2.9. a Struktur von Diamant, b, c Beziehung der Diamantstruktur (b) zur Graphitstruktur (c), Erläuterungen s. Text
2.3 · Nichtmetalle
in Brasilien, 1869 in Südafrika, 1908 in Südwestafrika (heute Namibia) und 1955 im ostsibirischen Jakutien entdeckt. Die 1970 aufgefundenen primären Lagerstätten in Westaustralien und New South Wales ließen Australien in kurzer Zeit zum größten Diamantproduzenten aufsteigen. Die Argyle Mine, erst 1979 entdeckt, ist derzeit die größte Diamantmine der Erde. In den letzten Jahren sind wichtige Diamant-Lagerstätten in China und Kanada bekannt geworden. Im Jahr 1998 kamen nahezu 97 % der Weltförderung an Rohdiamant aus 9 Ländern: Australien, Kongo, Botswana, Russland, Südafrika, Angola, Namibia, Brasilien und Sierra Leone. 1998 ist Kanada dazugekommen, das heute (2003) mengenmäßig bereits an 7. Stelle, nach dem Wert sogar an 5. Stelle in der Weltförderung von ca. 125 Mio. Karat (= 25 t) steht! Die Gewichtseinheit von Edelsteinen, das metrische Karat = 200 mg, leitet sich von den Früchten des Johannesbrotbaumes Ceratonia siliqua ab, die im Schnitt 197 mg wiegen und früher von Edelsteinhändlern zum Wiegen von Diamanten und Gold verwendet wurden.
Gelegentlich findet man Diamant auch in Meteoritenkratern, in denen er sich beim Impakt unter den hohen Drücken der Schockwellen-Metamorphose (Abschn. 24.2.3, S. 323ff) aus Graphit in Kristallingesteinen gebildet hat. So wurden im Nördlinger Ries bereits 1977 durch russische Forscher Diamanten entdeckt; daneben treten auch Lonsdaleit, eine hexagonale Kohlenstoff-Modifikation mit Diamant-ähnlicher Kristallstruktur sowie Moissanit SiC auf (Schmitt et al. 2000; El Goresy et al. 2001, 2003). Kürzlich wurde darüber hinaus durch El Goresy et al. (2003) eine neue kubische C-Modifikation entdeckt, die sich durch extrem große Härte und Dichte (2.49) auszeichnet. Auch in Krustengesteinen, die im Zuge von Kontinent-Kontinent-Kollisionen tief versenkt wurden und eine Ultrahochdruck-Metamorphose erlebten (Anschn. 24.2.5, S. 326ff, Abschn. 26.3.9, S. 399ff), kann es zur Bildung winziger Diamant-Kriställchen kommen, z. B. im Erzgebirge (Massonne 1999). Wirtschaftliche Bedeutung. Diamant, wohl der begehrteste aller Edelsteine, wird am häufigsten in der Brillantform geschliffen (Abb. 2.10, 2.11). Durch Größenverhältnis, Anzahl und Winkel der Facetten wird mit dem
Abb. 2.10. Brillantschliff: a Seitenansicht; b Oberseite; c Unterseite
Abb. 2.11. Repliken von zwei berühmten Diamanten. Links: der große „Stern von Afrika“, als Tropfen geschliffen, farblos, Gewicht 530,2 Karat (= 106 g), in das engliche Zepter gefasst. Es handelt sich um ein Spaltstück des „Cullinan“, des bisher größten Diamanten der Welt (3 106 Karat = 621,2 g), der in der Premier Mine, nordwestlich Pretoria, Südafrika gefunden wurde. Rechts: der „Hope“ ein kornblumenblauer Diamant, der aus Indien stammt und eine abenteuerliche Geschichte hat. (Foto: K.-P. Kelber)
Brillantschliff ein Maximum an Wirkung erreicht. Der seither größte Diamant wurde im Jahre 1905 in der Premier-Mine bei Pretoria gefunden. Er wog 3 106 Karat, das sind 621 g, und erhielt den Namen Cullinan (Abb. 2.11). Aus ihm wurden 105 Steine geschliffen, von denen der größte (530,2 Karat) im Zepter der britischen Kronjuwelen gefasst ist. Seit der Antike wurden schätzungsweise 3,4 Milliarden Karat (= 680 t) Diamant gefördert. Wichtig ist daneben der Industriediamant, als Bort oder in anderer Form als Carbonado bezeichnet. Er findet Verwendung als Schleif- und Poliermittel, zur Herstellung von Schneidscheiben, zur Besetzung von Bohrkronen und nicht zuletzt für die Bearbeitung der schleifwürdigen Diamanten. Die künstliche Herstellung von Diamant, die Diamantsynthese, ist im Jahr 1955 fast gleichzeitig in Schweden (ASEA) und in den USA (General Electric) gelungen. Dabei wird bei Drücken von 50–60 kbar (5–6 GPa) und 1 400 °C Graphit in Diamant umgewandelt, wobei geschmolzene Metalle, meist Ni und/oder Fe, auch Co, als Katalysatoren eingesetzt werden. Heute wird etwa die Hälfte des Bedarfs an Industriediamanten synthetisch hergestellt; diese sehr energieintensiven industriellen Produkte sind auf dem Weltmarkt nur deswegen konkurrenzfähig, weil der Weltmarktpreis für natürliche Diamanten durch ein Kartell künstlich hoch gehalten wird. Außerhalb seines Stabilitätsfeldes wird Diamant mit der CVD-Synthese (Chemical Vapour Deposition) aus heißen Gasen abgeschieden. Dieses Verfahren dient u. a. zur Beschichtung von Materialien, Herstellung von Verbundpulvern, Diamantfenstern als Sensoren in Raumsonden.
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28
2 · Elemente
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 ist Diamant gegenüber Graphit die metastabile Phase. Die extrem langsame Umstellung des Diamantgitters in das Graphitgitter ist der Grund dafür, dass Diamant und Graphit unter Zimmertemperatur und Atmosphärendruck nebeneinander bestehen können. Für eine Umwandlung von Graphit in Diamant als stabile Phase sind mit zunehmend höherer Temperatur immer höhere Drücke notwendig, wie aus dem Druck-Temperatur-Diagramm des Kohlenstoffs (Abb. 2.12) hervorgeht. Trägt man in dieses Diagramm zusätzlich den Verlauf eines (wahrscheinlichen) geothermischen Gradienten ein, so deutet der Schnitt E bei rund 40 kbar (= 4 GPa) den nötigen Mindestdruck für die Diamantbildung an. Ein solcher Belastungsdruck durch überlagerndes Gestein würde in rund 140 km Tiefe innerhalb des oberen Erdmantels erreicht sein. Demgegenüber ist Graphit innerhalb der gesam-
ten Erdkruste, an deren kontinentaler Untergrenze ein hydrostatischer Druck von im Durchschnitt rund 10 kbar (= 1 GPa) geschätzt wird, die stabile Form des Kohlenstoffs.
Moissanit, SiC Moissanit ist ein nichtmetallisches Carbid, das gelegentlich in Meteoriten, in Meteoritenkratern, im kosmischen Staub sowie in Kimberliten, insbesondere als Einschluss in Diamanten vorkommt. Es tritt in mehreren Polytypen kubischer, hexagonaler und trigonaler Symmetrie auf; natürliches und synthetisches SiC hat überwiegend die Kristallklasse 6/m2/m2/m. Wegen seiner großen Härte von 9½ wird SiC zur Verwendung als Schleif- und Poliermittel (Carborund) großtechnisch hergestellt. Die Lichtbrechung ist höher als beim Diamant, weswegen SiC-Kristalle von Edelsteinqualität gezüchtet und als DiamantImitationen verschliffen werden.
Schwefel, α -S Ausbildung und Kristallformen. Kristallklasse 2/m2/m2/m, oft in schönen aufgewachsenen Kristallen, meist mit bipyramidaler Tracht; oft 2 Bipyramiden, von denen die steilere, meistens {111}, vorherrscht, mit einem Längsprisma und der Basis {001} kombiniert (Abb. 2.13a–c). Bisweilen ist anstelle der Bipyramiden das rhombische Bisphenoid {111} ausgebildet (erniedrigte Symmetrie: Abb. 2.13d). Viel häufiger feinkristallin in Krusten oder Massen. Monokliner Schwefel (β -Schwefel) entsteht unterhalb seines Schmelzpunktes von 119 °C als Kristallrasen in Vulkankratern. Er geht bei Abkühlung unterhalb +95,6 °C sehr bald in den rhombischen α -Schwefel über.
Abb. 2.12. Druck-Temperatur-Diagramm mit der Gleichgewichtskurve Graphit/Diamant. Eingetragen ist ferner der subkontinentale geothermische Gradient (Änderung der Temperatur mit zunehmender Erdtiefe), dessen Verlauf in der Erdkruste und im oberen Erdmantel sich mit geophysikalischen und petrologischen Methoden abschätzen lässt. (Nach Bundy et al. 1961 und Berman 1962; aus Ernst 1976) Abb. 2.13. α -Schwefel: a–c Kristalle mit rhombischen Bipyramiden; d mit rhombischen Disphenoiden
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit angedeutet Bruch muschelig, spröde Härte 1½–2 Dichte 2,0–2,1 Farbe, Glanz schwefelgelb, durch Bitumen braun, bei geringem Selengehalt gelborange gefärbt (Selenschwefel); auf Kristallflächen Diamantglanz, auf Bruchflächen Fett- bzw. Wachsglanz. In dünnen Splittern durchscheinend Strich weiß
Literatur
Struktur. Die Elementarzelle der Struktur des rhombischen Schwefels enthält die große Zahl von 128 Schwefelatomen. 8 S-Atome bilden jeweils ein ringförmiges elektrisch geladenes Molekül, und die Elementarzelle enthält 16 derartige S8-Moleküle (Abb. 2.14). Die Bindungskräfte innerhalb der Ringe sind stark homöopolar. Zwischen den Ringmolekülen herrschen nur schwache Van-der-WaalsBindungskräfte. Aus seiner Struktur erklären sich die schlechte Leitfähigkeit von Wärme und Elektrizität des Schwefels, die niedrige Schmelz- und Sublimationstemperatur sowie die geringe Härte und Dichte.
Vorkommen. Schwefel wird aus vulkanischen Exhalationen und Thermen abgeschieden. Wirtschaftlich wichtiger ist die sedimentäre Bildung aus der Reduktion von Sulfaten durch die Tätigkeit von Schwefelbakterien. Wirtschaftliche Bedeutung. Herstellung von Schwefelsäure, Vulkanisieren von Kautschuk, in der Zellstoffindustrie, als Schädlingsbekämpfungsmittel, in der Pyrotechnik.
Weiterführende Literatur Anthony JW, Bideaux RA et al. (1990) Handbook of mineralogy, vol I: Elements, sulfides, sulfosalts. Mineral Data Publ, Tucson/Arizona
Zitierte Literatur
Abb. 2.14. 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 Schwefelkristalls. (Aus Klein u. Hurlbut 1985)
Cabri LJ, Harris DC, Weiser TW (1996) The mineralogy and distribution of platinum group minerals (PGM) in placer deposits of the world. Explor Mining Geol 5:73–167 El Goresy A, Gillet P, Chen M, Kunstler F, Graup G, Stähle V (2001) In situ discovery of shock-induced graphite-diamond phase transition in gneisses from the Ries crater, Germany. Am Mineral 86:611–621 El Goresy A, Dubrovisnsky LS, Gillet P, Mostefaoui S, Graup G, Drakopoulos M, Simionovici AS, Swamy V, Masaitis VL (2003) A novel cubic, transparent and superhard polymorph of carbon from the Ries and Popigai craters: Implications to understanding dynamic-induced natural high-pressure phase transitions in the carbon system. LPSC 34 El Goresy A, Dubrovisnsky LS, Gillet P, Mostefaoui S, Graup G, Drakopoulos M, Simionovici AS, Swamy V, Masaitis VL (2003) A new natural, superhard transparent polymorph of carbon from the Popigai impact crater, Russia. CR Geoscience 335:889–898 Ernst WG (1976) Petrologic phase equilibria. Freeman, San Francisco Klein C, Hurlbutt Jr. CS (1985) Manual of mineralogy (after James D. Dana). 20th edn. Wiley, New York Massonne H-J (1999) A new occurrence of microdiamonds in quartzofeldspatic rocks of the Saxonian Erzgebirge, Germany, and their metamorphic evolution. Proceed 7th Internat Kimberlite Conf Cape Town, 1998, 2:533–539 Ramdohr P, Strunz H (1978) Klockmanns Lehrbuch der Mineralogie, 16. Aufl. Enke, Stuttgart Schmitt RT, Lapke C, Kenkmann T, Stöffler D (1999) Impaktdiamanten aus dem Nördlinger Ries. Ber Dt Mineral Ges, Eur J Mineral 12 Beih 1:187
29
3 Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze)
3.1 Metall-Sulfide mit M : S > 1 : 1 (meist 2 : 1) 3.2 Metall-Sulfide und -Arsenide mit M : S ≈ 1 : 1 3.3 Metall-Sulfide, -Sulfarsenide und -Arsenide mit M : S ≤ 1 : 2 3.4 Arsen-Sulfide 3.5 Komplexe Metall-Sulfide (Sulfosalze)
Zu dieser Mineralklasse gehört die größte Anzahl der Erzminerale. Viele von ihnen sind opak, d. h. sie sind auch in Dünnschliffen von 20–30 µm Dicke undurchsichtig; sie besitzen Metallglanz mit unterschiedlichem Farbton. Nichtopake sulfidische Erzminerale sind in dünnen Schichten durchscheinend, besitzen eine sehr hohe Lichtbrechung und zeigen z. T. Diamantglanz. Alle geben auf rauher Porzellanplatte einen diagnostisch verwertbaren Strich bei der Mineralbestimmung nach äußeren Kennzeichen. Es gibt unter den Sulfiden und Arseniden kleine Gruppen mit ähnlicher Kristallstruktur, jedoch ist es nicht möglich, allgemeine Zusammenhänge zwischen den verschiedenen Kristallstrukturen für eine Systematik herauszustellen. In ihren Kristallstrukturen herrschen Mischbindungen zwischen metallischen, heteropolaren und homöopolaren Bindungskräften vor. Insbesondere bei den auftretenden Schichtstrukturen trifft man auch Van-der-Waals-Bindungskräfte an. Bindungskräfte in der Kristallstruktur Für das physikalische Verhalten der Minerale ganz allgemein sind die Bindungskräfte in der betreffenden Kristallstruktur entscheidend. Sie sind insbesondere von den Elektronen der Außenschalen der Atome und Ionen abhängig. Man unterscheidet: Ionenbindung (heteropolare Bindung), Atombindung (homöopolare Bindung), metallische Bindung. Die Van-der-Waals-Bindungskräfte sind im Vergleich mit den genannten Hauptbindungsarten nur relativ schwach. Sie beruhen auf Restvalenzen, die zwischen Atomen, Ionen oder Molekülen bestehen. Bei den Mineralen liegen meist Mischbindungen vor. Die Unterteilung erfolgt nach Gruppen mit abnehmendem Metall-Nichtmetall-Verhältnis (Strunz u. Nickel 2001): 1. 2. 3. 4. 5.
Metall-Sulfide etc. mit Metall (M) : Schwefel (S) > 1 : 1 (meist 2 : 1) Metall-Sulfide etc. mit M : S = 1 : 1 Metall-Sulfide etc. mit M : S < 1 : 1 Arsen-Sulfide 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 Bestimmung nach äußeren Kennzeichen eine gewisse Aussagekraft. Deswegen werden diese alten deutschen Bezeichnungen hinter den internationalen Mineralnamen in Klammern beigefügt.
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3.1
3 · Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze)
3.1 Metall-Sulfide mit M : S > 1 : 1 (meist 2 : 1)
Farbe, Glanz
Chalkosin (Kupferglanz), Cu2S
Strich
Ausbildung. Kristallformen sind relativ selten entwickelt, gewöhnlich in kompakten Massen.
Struktur. Hoch-Bornit hat eine Kristallstruktur ähnlich Sphalerit. Diese geht unterhalb ca. 270 °C in die metastabile kubische Struktur des intermediären Bornits über, der sich unterhalb ca. 200 °C in die stabile Tieftemperaturform umwandelt. Tief-Bornit ist nicht – wie früher angenommen – tetragonal, sondern rhombisch 2/m2/m2/m. In seinem Feinbau weist er komplexe Überstrukturen auf; Strukturdefekte lassen große Variationen im Cu : Fe : S-Verhältnis zu.
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit undeutlich nach {110} Bruch muschelig Härte 2½–3 Dichte 5,5–5,8 Farbe, Glanz bleigrau auf frischem Bruch, Metallglanz, an der Luft matt und schwarz anlaufend Strich grauschwarz, metallisch glänzend
rötlich bronzefarben auf frischer Bruchfläche, bunt (rot und blau) anlaufend, zuletzt schwarz, Metallglanz grauschwarz
Chemismus. Zusammensetzung schwankt durch Löslichkeit für Cu2S; etwas weniger für CuFeS2. Bornit weist innerhalb des Systems Cu-Fe-S ausgedehnte Mischkristallbildung auf.
Struktur und Chemismus. Chalkosin ist dimorph, 103 °C hexagonal. Es gibt mehrere ähnlich zusammengesetzte Minerale, deren komplizierte Beziehungen bis jetzt nur teilweise geklärt sind. Erwähnt sei hier der kubische Digenit, bei tiefen Temperaturen etwa Cu9S5; oberhalb ca. 75 °C ausgedehnte Mischkristallreihe von Cu7S4 bis Cu2S.
Vorkommen. Vorwiegend hydrothermal gebildetes Erzmineral, sekundär in der Zementationszone und sedimentär als Imprägnation. Bornit verwittert leicht unter zwischenzeitlicher Bildung von Chalkosin und Covellin CuS zu Azurit und Malachit.
Vorkommen. Primäres, hydrothermal gebildetes Erzmineral, sekundär in der Zementationszone von Kupferlagerstätten. Chalkosin verwittert leicht unter Bildung von Cuprit Cu2O, mitunter ged. Kupfer und letztlich zu CuHydrokarbonaten wie Azurit und Malachit.
Argentit und Akanthit (Silberglanz), Ag2S
Bedeutung. Chalkosin und Digenit sind sehr wichtige CuErzminerale.
Bornit (Buntkupferkies), Cu5FeS4 Ausbildung. Kristallformen sind seltener, bisweilen Aggregate verzerrter Würfel, meist als massiges Erz. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit selten deutlich Bruch muschelig Härte 3 Dichte 4,9–5,1 Tabelle 3.1. Metall-Sulfide mit M : S > 1 : 1
Bedeutung. Bornit ist ein wichtiges Cu-Erzmineral.
Ausbildung. Kristalle von Argentit zeigen kubische Formen, häufig dominiert die würfelige Tracht. Meist derb und massig, als sog. Silberschwärze pulverig. Gelegentlich pseudomorph nach ged. Silber. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt Bruch geschmeidig, mit dem Messer schneidbar; aus Silberglanz wurden in früherer Zeit Münzen geprägt Härte 2–2½ Dichte 7,3 Farbe, Glanz auf frischer Schnittfläche bleigrauer Metallglanz, unter Verwitterungseinfluss matter Überzug und schwarz anlaufend, schließlich pulveriger Zerfall Strich dunkelbleigrau, metallisch glänzend
3.2 · Metall-Sulfide und -Arsenide mit M : S ≈ 1 : 1
Struktur. Argentit kristallisiert kubisch flächenzentriert und entsteht unter höherer Temperatur, bei Abkühlung Umwandlung in den monoklinen Akanthit. Vorkommen. Primäres, hydrothermal gebildetes Erzmineral; als Einschluss im Galenit PbS; sekundär in der Zementationszone. Bedeutung. Wichtiges Ag-Erzmineral, auch als wesentlicher Silberträger im Galenit.
Pentlandit, (Ni, Fe)9S8 Ausbildung. Gewöhnlich bildet Pentlandit Körner oder Entmischungslamellen im Pyrrhotin, kommt aber auch in körnigen Aggregaten zusammen mit diesem vor. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit deutlich nach {111} Bruch spröde Härte 3½–4 Dichte 4,6–5 Farbe, Glanz bronzegelb, Metallglanz Strich schwarz Unterscheidende Eigenschaft. Im Unterschied zu Pyrrhotin nicht magnetisch. Struktur und Chemismus. Pentlandit hat Spinellstruktur (Abb. 5.2, S. 51). Das Verhältnis von Fe : Ni ist nahe 1 : 1; gewöhnlich enthält Pentlandit auch etwas Co. Tabelle 3.2. Metall-Sulfide und -Arsenide mit M : S ≈ 1 : 1
Abb. 3.1. Galenit, verbreitete Flächenkombinationen; a Kubooktaeder: Kombination Würfel {100} und Oktaeder {111}; b Würfel {100}, Oktaeder {111}, c, d verschiedene Kombinationen
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Vorkommen. Zusammen mit Pyrrhotin meistens als liquidmagmatische Ausscheidung, z. B. in der bedeutenden Nickellagerstätte von Sudbury, Ontario, Kanada. Bedeutung. Pentlandit ist das wichtigste Ni-Erzmineral. Nickel als metallischer Rohstoff. Ni ist in erster Linie ein wichtiger Stahlveredler. Nickelstahl enthält 2½–3½ % Ni, dabei erhöht Ni die Festigkeit und Korrosionsbeständigkeit des Stahls. Verwendung als Legierungsmetall in Form von Hochtemperaturwerkstoffen in der Kraftwerkstechnik, im Turbinen- und im chemischen Apparatebau sowie in der Galvanotechnik, als Münzmetall, Nickelüberzug, Katalysator etc.
3.2 Metall-Sulfide und -Arsenide mit M : S ≈ 1 : 1 Galenit (Bleiglanz), PbS Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, häufig gut ausgebildete Kristalle bis zu beträchtlicher Größe aus zahlreichen Fundorten, als Kristallformen (Abb. 3.1) herrschen vor: {100} und {111} allein oder in Kombination (als sog. Kubooktaeder), daneben das Rhombendodekaeder {110} und das Trisoktaeder {221} und andere Formen. Gewöhnlich körnig oder spätig, oft feinkörnige bis dichte Erze bildend, bisweilen stark deformiert und gestriemt (sog. Bleischweif), Gleitzwillinge.
3.2
34
3 · Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze)
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} vollkommen Härte 2½–3 Dichte 7,4–7,6 Farbe, Glanz bleigrau, gelegentlich matte Anlauffarben, starker Metallglanz auf den frischen Spaltflächen Strich grauschwarz Struktur. Die PbS-Struktur (Abb. 3.2) entspricht geometrisch der NaCl-Struktur. Jedes Pb-Atom ist oktaedrisch von 6 S, jedes S-Atom seinerseits von 6 Pb ebenfalls oktaedrisch, d. h. mit der Koordinationszahl [6] umgeben. Die Galenitstruktur besteht aus 2 kubisch-flächenzentrierten Teilgittern von Pb bzw. S, die mit einer Verschiebung 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 Einschlüsse unterschiedlicher Silberminerale, vorwiegend von Ag-reichem Fahlerz (Freibergit; S. 43), Polybasit (Ag,Cu) 16 SSb 2 S 11 , Proustit-Pyrargyrit (S. 42f), ged. Ag (S. 21), Silberglanz (S. 32) u. a. Vorkommen. Zusammen mit Sphalerit weltweit verbreitet auf hydrothermalen Gängen und als hydrothermale Verdrängungsbildung in Kalksteinen, selten als sedimentäre 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. Blei als metallischer Rohstoff. Verwendung für Akkumulatoren, Bleikabel, Bleiplatten, als Legierungsmetall, Tetraäthylblei (Antiklopfmittel im Benzin). Abb. 3.2. Kristallstruktur von Galenit
Abb. 3.3. Kristalltracht und Habitus bei Sphalerit; a tetraedrische Tracht; b das Rhombendodekaeder dominiert; c Zwillingsverwachsung nach (111)
Sphalerit (Zinkblende), α -ZnS Ausbildung. Kristallklasse 43m, kommt in gut ausgebildeten Kristallen vor (Abb. 3.3), oft tetraedrische Tracht; bei einer Kombination des positiven mit dem negativen Tetraeder lassen sich die beiden verschiedenen Tetraeder durch die Art ihres Glanzes und ihrer Ätzfiguren unterscheiden. Weitere verbreitete Form ist das Rhombendodekaeder {110}, bisweilen in Kombination mit dem positiven und negativen Tristetraeder {311} und {311}. Durch wiederholte Verzwillingung nach einer Tetraederfläche ist die Form der Kristalle oft schwer bestimmbar. Darüber hinaus ist Sphalerit besonders als spätiges oder feinkörniges Erz weit verbreitet. Als Schalenblende werden Stücke mit feinstängeliger, schalig-krustenartiger Struktur und nierenförmiger Oberfläche bezeichnet. Es handelt sich nur teilweise um reinen Sphalerit, häufiger um Verwachsungsaggregate von Zinkblende und Wurtzit ± Galenit, ± Pyrit/Markasit oder seltener auch um Wurtzit allein. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit nach {110} vollkommen, spröde Härte 3½–4 Dichte 3,9–4,1 Farbe, Glanz weiß (selten), gelb (sog. Honigblende), braun bis rot (sog. Rubinblende), ölgrün oder schwarz. Oft starker (blendeartiger) Glanz (Diamantglanz), besonders auf Spaltflächen. Durchsichtig bis lediglich kantendurchscheinend, niemals völlig opak Strich gelblich bis dunkelbraun, niemals schwarz Struktur. Zn und S bilden für sich allein je ein flächenzentriertes kubisches Gitter (Abb. 3.4). Geometrisch sind diese beiden Gitter um ¼ ihrer Raumdiagonalen gegeneinander verschoben und ineinandergestellt. Jedes ZnAtom ist tetraedrisch von 4 S-Atomen und jedes S-Atom von 4 Zn-Atomen umgeben. Die gegenseitige Koordinationszahl ist [4]. Man kann auch die Sphaleritstruktur aus der Diamantstruktur (Abb. 2.9a, S. 26) ableiten, der-
3.2 · Metall-Sulfide und -Arsenide mit M : S ≈ 1 : 1 Abb. 3.4. Kristallstruktur von Sphalerit
Wurtzit, β -ZnS Ausbildung. Kristallklasse 6mm. Häufig in büschligen oder radialfaserigen Aggregaten, oft zusammen mit Sphalerit als Verwachsung in der Schalenblende, pyramidal-kurzsäulige Kristalle sind unvollkommen ausgebildet und relativ selten. Physikalische Eigenschaften. Die physikalischen Eigenschaften sind denen von Sphalerit sehr ähnlich, vollkommene Spaltbarkeit nach {1010}, nach (0001) deutlich.
art, dass man eine Hälfte der C-Atome der Diamantstruktur 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 Bin-dungskräfte in der Sphaleritstruktur nicht rein homöo-polar, sondern besitzen einen heteropolaren Anteil. Daraus erklärt sich insbesondere auch die unterschiedliche Lage der Spaltflächen bei Sphalerit und Diamant: {110} gegenüber {111}. Chemismus. Sphalerit enthält fast immer Fe, d. h. es handelt sich dann um Mischkristalle zwischen ZnS und FeS, mit maximal 26 Mol.-% FeS. Mit zunehmendem Fe-Gehalt wird Sphalerit immer dunkler gefärbt. Daneben enthält Sphalerit gewöhnlich auch Mn und Cd, in geringen Mengen auch die seltenen Metalle In, Ga, Tl und Ge. Stabilitätsbeziehung. Sphalerit ist bei Atmosphärendruck und gewöhnlicher Temperatur gegenüber dem im Folgenden zu besprechenden Wurtzit die stabile Modifikation von ZnS. Vorkommen. Zusammen mit Galenit auf hydrothermalen Gängen, als Verdrängungsbildung im Kalkstein, auch synsedimentär und submarin-exhalativ (Black Smoker: Abb. 21.8, S. 268). Bedeutung. Wichtigstes und häufigstes Zn-Erzmineral. Als Beiprodukte werden die anderen genannten Elemente, besonders Cd, bei der Verhüttung von Zinkerzen mitgewonnen. Wegen der Giftigkeit von Cd sollten für Zinkhütten strenge Umweltschutz-Auflagen gelten. Zink als metallischer Rohstoff. Verzinken von Eisen, für Drähte und Bleche, wichtiges Legierungsmetall (Messing), Verwendung in galvanischen Elementen. Außerdem findet Zinkblende in geringeren Mengen unmittelbare Verwendung bei der Herstellung von Zinkweiß und Lithopon. Das als Beiprodukt gewonnene Cadmium wird in Ni-Cd- und Ag-Cd-Batterien, als Bestandteil leicht schmelzender Legierungen (Wood-Metall), in der Reaktortechnik, als Korrosionsschutz und als Farbstoff verwendet.
Struktur. Die Koordinationsverhältnisse in der Wurtzitstruktur gleichen denen der Sphaleritstruktur. So ist Zn von 4 S, S von 4 Zn tetraedrisch umgeben. Unterschiede bestehen durch die Art der Überlagerung der dichtest besetzten Anionenebenen in den beiden Gittern. Die Sphaleritstruktur gleicht hiernach einer kubisch dichten, die Wurtzitstruktur einer hexagonal dichten Kugelpackung. Stabilitätsbeziehung. Wurtzit ist zwar die Hochtemperaturmodifikation von ZnS, kann sich aber auch metastabil bei niedrigen Temperaturen aus sauren Lösungen bilden. Hohe Cd-Gehalte begünstigen ebenfalls die Bildung von Wurtzit.
Chalkopyrit (Kupferkies), CuFeS2 Ausbildung. Kristallklasse 42m, bei den Kristallformen ist das tetragonale Bisphenoid vorherrschend, häufig kombiniert mit dem negativen Bisphenoid und dem tetragonalen Skalenoeder (Abb. 3.5). Gewöhnlich Zwillingsverwachsungen nach (111) und stark verzerrte Kristalle. Meist kommt Chalkopyrit in derben bis feinkörnigen Massen vor. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt Bruch muschelig Härte 3½–4, viel geringer als diejenige von Pyrit FeS2 Dichte 4,1–4,3
Abb. 3.5. Kristalltrachten bei Chalkopyrit; a das tetragonale Bisphenoid {111} herrscht vor; b Kombination eines steilen tetragonalen Bisphenoids {772} mit tetragonalem Skalenoeder {212}; c Zwilling nach Art der Spinellverzwillingung
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36
3 · Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze) Abb. 3.6. Kristallstruktur von Chalkopyrit
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {110} vollkommen, {100} und {010} deutlich Bruch uneben, spröde Härte 3½ Dichte 4,5 Farbe, Glanz grau bis grauschwarz, blendeartiger Glanz, opak Strich schwarz Struktur. Die Kristallstruktur ist derjenigen des Wurtzits ähnlich, wobei ¾ des Zn durch Cu und ¼ durch As ersetzt sind; dadurch kommt es zur Erniedrigung der Symmetrie. Chemismus. As kann bis zu 6 % durch Sb ersetzt sein, etwas Fe und Zn sind gewöhnlich eingebaut.
Farbe, Glanz
Strich
grünlich-gelber bis dunkelgelber (messingfarbener) Metallglanz, oft bunt angelaufen schwarz bis grünlich-schwarz
Struktur. Die Kristallstruktur von Chalkopyrit (Abb. 3.6) ist aus derjenigen der Zinkblende durch Verdoppelung der Elementarzelle bei gleichzeitigem Ersatz von 2 Zn durch Cu und Fe ableitbar. Die enge Strukturverwandtschaft zwischen Chalkopyrit und Sphalerit führt zu mikroskopisch feinen orientierten Verwachsungen beider Minerale. Vorkommen. Chalkopyrit ist das verbreitetste Cu-Erzmineral. Liquidmagmatisches Ausscheidungsprodukt zusammen mit Magnetkies und Pentlandit. In hydrothermalen Gängen und Imprägnationen, insbesondere in porphyrischen Kupfer-Lagerstätten (Porphyry Copper Ores; Abschn. 21.2.4, S. 257ff), in Form von Stöcken (sog. Kiesstöcken) und Lagern in massiven Sulfiderzlagerstätten. Durch rezente submarin-exhalative Tätigkeit bildet sich Chalkopyrit zusammen mit anderen Sulfiden an mittelozeanischen Rücken (Black Smoker: Abb. 21.8, 21.9, S. 268). Bei seiner Verwitterung entsteht ein inhomogenes Verwitterungserz (Kupferpecherz bzw. Ziegelerz), das aus Azurit Cu3[OH/CO3]2, Malachit Cu2[(OH)2/CO3], Cuprit Cu2O, Covellin CuS, Bornit, viel Brauneisenerz (Limonit) FeOOH und anderen Mineralen besteht.
Vorkommen. Auf hydrothermalen Gängen, als Verdrängung 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, Metallglanz, opak Strich bräunlichschwarz Struktur. Kristallisiert in der NiAs-Struktur, einem wichtigen 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.
Bedeutung. Chalkopyrit ist nach Chalkosin das wirtschaftlich wichtigste Cu-Erzmineral.
Enargit, Cu3AsS4 Ausbildung. Kristallklasse mm2, rhombisch (pseudohexagonal), die prismatischen Kristalle sind nach c gestreckt und vertikal gestreift, auch tafelig nach (001); Drillinge. Gewöhnlich derb in strahligen oder spätig-körnigen Aggregaten.
Bedeutung. Nickelin ist ein lokal bedeutsames Ni-Erzmineral.
Pyrrhotin (Magnetkies), FeS–Fe5S6 Ausbildung. Äußere Kristallform 6/m2/m2/m, die hexagonale Hochtemperaturmodifikation ist oberhalb ~300 °C stabil. Ausgebildete Kristalle sind nicht sehr häufig, so als 6-seitige Tafeln aus Basispinakoid {0001} und schmalem
3.3 · Metall-Sulfide, -Sulfarsenide und -Arsenide mit M : S ≤ 1 : 2
Flüssigkeiten, er wird in Wasser violett, in hochlichtbrechenden Ölen rot bläulichschwarz
Prisma, vielfach rosettenförmig angeordnet. Meistens jedoch derb und eingesprengt, körnig bis blättrig. Strich
Struktur. Die Kristallstruktur des Pyrrhotins entspricht dem NiAs-Typ mit S auf den As-Positionen und Fe auf den Ni-Plätzen. Dabei besitzt Pyrrhotin meist einen Unterschuss an Fe relativ zu S, wobei die Zusammensetzung zwischen Fe5S6 und Fe10S11variiert; die fehlenden Fe-Atome führen zu Leerstellen in der Struktur: Subtraktions-Baufehler. Strukturbestimmungen haben gezeigt, dass es in Abhängigkeit von Temperatur und Fe-Gehalt zahlreiche hexagonale, rhombische und monokline Strukturvarietäten (Polytypen) gibt. Im Troilit FeS, dessen Auftreten auf Meteorite beschränkt ist, sind alle Fe-Positionen besetzt. Vorkommen. Häufiges Sulfid-Erzmineral, als akzessorischer Gemengteil in magmatischen und metamorphen Gesteinen; angereichert in liquidmagmatischen und metamorphen Erzlagerstätten, auch in Pegmatiten und auf hydrothermalen Gängen. Chemismus. Nickelgehalte und untergeordnete Co-Gehalte im Pyrrhotin liegen als Entmischungslamellen von Pentlandit (Ni,Fe)9S8 vor („Nickelmagnetkies“). Bedeutung. Der Pentlandit-führende Pyrrhotin ist ein sehr wichtiges Ni-Erz. Reiner Pyrrhotin ist kein Eisenerzmineral, wird aber gelegentlich zur Herstellung von Eisenvitriol oder Polierrot verwendet.
Covellin (Kupferindig), CuS Ausbildung. Kristallklasse 6/m2/m2/m, selten tafelige Kristalle, gewöhnlich derb, feinkörnig oder spätig. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit vollkommen nach (0001) Härte 1½–2 Dichte 4,6–4,8 Farbe, Glanz blauschwarz bis indigoblau, halbmetallischer Glanz, in dünnen Blättchen durchscheinend; wegen seiner sehr hohen Dispersion der Lichtbrechung verändert Covellin seine Farbe bei Einbettung in
Struktur. Schichtgitter. Vorkommen und Bedeutung. Covellin bildet keine selbständigen Lagerstätten. In relativ kleinen Mengen kommt er in Kupfersulfid-haltigen Erzen als Sekundärmineral vor.
Cinnabarit (Zinnober), HgS Ausbildung. Kristallklasse 32, kommt nur selten in deutlichen rhomboedrischen bis dicktafeligen Kristallen vor, meist derb-körnige bis dichte oder erdige Massen in Imprägnationen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit nach {1010} ziemlich vollkommen Härte 2–2½ Dichte 8,1 Farbe und Strich rot, Diamantglanz, in dünnen Schüppchen durchscheinend, oft durch Einschlüsse von Bitumen verunreinigt (sog. Lebererz der Lagerstätte Idrija) Kristallstruktur. Kann beschrieben werden als eine in Richtung der Raumdiagonale deformierte PbS-Struktur. Dabei nimmt Hg die Position von Pb ein. Vorkommen. Als hydrothermale Imprägnation und Verdrängung in tektonisch gestörtem Nebengestein. Bedeutung. Cinnabarit ist das wichtigste Hg-Erzmineral. Verwendung von Quecksilber. Legierungsmetall, hauptsächlich als Zinn-Kupfer-Edelmetall (Ag,Au)-Amalgam in der Zahntechnik, für verschiedene Chemikalien und in physikalischen Geräten.
3.3 Metall-Sulfide, -Sulfarsenide und -Arsenide mit M : S ≤ 1 : 2 Stibnit (Antimonit, Antimonglanz), Sb2S3 Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, rhombische, nach c gestreckte, oft flächenreiche Kristalle (Abb. 3.7), meist vertikal gestreift, spieß- und nadelförmig, bisweilen büschelig oder wirr-strahlig aggregiert. Häufig // b wellenförmige, geknickte, gebogene oder gedrehte Kristalle. Als Erz häufig in derb-körnigen bis dichten Massen. Abb. 3.7. Stibnit, nadelförmig nach c gestreckte Kristallkombination ▼
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit nach (0001) und {1120} in grobkörnigen Stücken deutlich Bruch muschelig, spröde Härte 4 Dichte 4,6–4,7 Farbe, Glanz hell bronzefarben, mattbraun anlaufend, Metallglanz Strich grauschwarz Weitere Eigenschaft meist ferromagnetisch
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3.3
38
3 · Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze) Tabelle 3.3. Metallische Sulfide, Sulfarsenide und Arsenide mit M : S ≤ 1 : 2
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit sehr vollkommmen nach {010} mit häufiger Translation in (010) // der c-Achse. Dadurch entsteht Horizontalstreifung auf den leicht wellig verbogenen Spaltflächen Härte 2–2½ Dichte 4,5–4,6 Farbe, Glanz bleigrau, läuft metallschwärzlich bis bläulich an, starker Metallglanz, opak Strich dunkelbleigrau
Struktur. Hexagonale Schichtstruktur mit // (0001) verlaufenden MoS2-Schichten, die in sich valenzmäßig abgesättigt sind. Zwischen den Schichten schwache Van-derWaals-Bindungskräfte, woraus sich die vollkommene Spaltbarkeit nach (0001) erklärt.
Struktur. Die Kristallstruktur weist Doppelketten // c entsprechend der Streckung der Kristalle auf.
Bedeutung. Molybdänit ist das wichtigste Mo-Erzmineral.
Vorkommen. In hydrothermalen Gängen. Bedeutung. Stibnit ist das wichtigste Sb-Erzmineral. Verwendung. Antimon als Legierungsmetall, besonders in Blei- und Zinn-Legierungen, z. B. in Letternmetall, Schrot- und Lötzinn, als Hartblei, Zusatz von Akkumulatorenblei; reinstes Sb in der Halbleiter-Technik.
Chemismus. MoS2 mit einem geringen Gehalt an Rhenium, bis zu 0,3 %. Vorkommen. In Pegmatit-Gängen, als Imprägnationen in porphyrischen Molybdän-Lagerstätten.
Verwendung. Molybdän ist ein wichtiger Stahlveredler (Molybdänstahl), legiert in Gusseisen, Verwendung in der Elektrotechnik. Wegen seines hohen Schmelzpunkts wird Mo als Reaktormetall und Baustoff in der Raketentechnik sowie zur Herstellung hochwarmfester Legierungen verwendet. Molybdänit wird wegen seiner geringen Härte und vollkommenen Spaltbarkeit als Trockenschmierstoff und in zusammengesetzten Schmierstoffen eingesetzt.
Pyrit (Eisenkies, Schwefelkies), FeS2 Molybdänit (Molybdänglanz), MoS2 Ausbildung. Kristallklasse 6/m2/m2/m, hexagonale, unvollkommen ausgebildete Tafeln, meistens in krummblättrigen, schuppigen Aggregaten. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit sehr vollkommen nach (0001), sehr biegsame, unelastische Spaltblättchen Härte 1–1½, sehr gering Dichte 4,7–4,8 Farbe, Glanz bleigrau, Metallglanz Strich dunkelgrau Weitere Eigenschaft fühlt sich fettig an und färbt ab
Ausbildung. Kristallklasse kubisch disdodekaedrisch 2/m3, formenreich und auch in gut ausgebildeten Kristallen weit verbreitet. Als häufigste Form treten auf: Würfel {100}, Pentagondodekaeder {210}, Oktaeder {111} und Disdodekaeder {321}, häufig auch miteinander kombiniert (Abb. 3.8). Die Würfelflächen des Pyrits sind meist gestreift, was die niedriger symmetrische Kristallklasse (2-zählige statt 4-zähliger Drehachse a) andeutet. Es handelt sich um eine Wachstumsstreifung (sog. Kombinationsstreifung) im aufeinanderfolgenden Wechsel von Würfel- und Pentagondodekaederfläche. Durchkreuzungs-Zwillinge sind nicht selten („Eisernes Kreuz“). Als Gemengteil von Erzen ist Pyrit meist wegen gegenseitiger Wachstumsbehinderung körnig ausgebildet.
3.3 · Metall-Sulfide, -Sulfarsenide und -Arsenide mit M : S ≤ 1 : 2 Abb. 3.9. Kristallstruktur von Pyrit (s. Text)
Abb. 3.8. Kristalltrachten bei Pyrit; a Würfel mit Kombinationsstreifung; b Pentagondodekaeder {210}; c Kombination Pentagondodekaeder {210} und Würfel {100}; d, e Kombination Oktaeder {111} mit Pentagondodekaeder {210}; f Durchdringungszwilling mit [001] als Zwillingsachse
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} sehr undeutlich Bruch muschelig, spröde Härte 6–6½, für ein Sulfid ungewöhnlich hart (Unterscheidung von Chalkopyrit!) Dichte 5,0 Farbe, Glanz lichtmessinggelber Metallglanz, mitunter bunt angelaufen, opak Strich grün- bis bräunlichschwarz Unterscheidung von ged. Au Gold ist viel weicher, dehnbar und geschmeidig; es hat goldgelben Strich und eine vom Ag-Gehalt abhängige gold- bis weißgelbe Farbe Struktur. Die Pyritstruktur (Abb. 3.9) hat geometrisch große Ähnlichkeit mit der NaCl-Struktur bzw. der PbS-Struktur (Abb. 3.2): Die Na+-Plätze sind im Pyrit von Fe besetzt, während in den Schwerpunkten der Cl–-Ionen die Zentren von hantelförmigen S2-Gruppen sitzen. Die Achsen der S2-Hanteln liegen jeweils // zu den 3-zähligen Achsen, aber in unterschiedlicher Orientierung; dadurch ergibt sich im Vergleich zum NaCl eine erniedrigte Symmetrie. Jedes FeAtom hat 6 S-Nachbarn im gleichen Abstand. Innerhalb der S2-Hantel herrscht eine ausgesprochene 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 überall dort vor, wo sich nur irgendwie eine stoffliche Voraussetzung bietet; er bildet oft mächtige Pyritlager (Kieslager, massive Sulfiderz-Lagerstätten), ist Bestandteil der meisten sulfidischen Erze, akzessorischer Gemengteile in vielen mafischen Gesteinen. Er tritt als Imprägnation oder Konkretion in vielen Sedimentgesteinen auf, in denen er sich im Sauerstoff-
freien bis -armen (anaeroben) Milieu bildet, und zwar nicht selten aus dem Thiospinell Greigit Fe2+Fe3+ 2 S4 als Vorläuferphase. Der atmosphärischen Verwitterung ausgesetzt, geht Pyrit über verschiedene Zwischenverbindungen schließlich in Eisenoxidhydrat FeOOH (Limonit, Brauneisenerz) über. Pseudomorphosen von Limonit nach Pyrit sind häufig. Bedeutung als Rohstoff. Aus Pyriterzen wird Schwefelsäure gewonnen. Ihre Abröstungsrückstände, die sog. Kiesabbrände, werden als Eisenerz, Polierpulver und zur Herstellung von Farben verwendet. Örtlich wegen seines Goldgehalts als Golderz abgebaut.
Markasit, FeS2 Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, rhombische Modifikation von FeS2. Einzelkristalle (Abb. 3.10) gewöhnlich tafelig nach {001}, seltener prismatisch nach [001], viel häufiger verzwillingt, als Viellinge in zyklischer Wiederholung in hahnenkammförmigen und speerartigen Gruppen (deshalb als Kammkies oder Speerkies bezeichnet). Vielfach auch strahlig oder in Krusten als Überzug anderer Minerale, dichte Massen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {110} unvollkommen Bruch uneben, spröde Härte 6–6½ Dichte 4,8–4,9, etwas niedriger als diejenige des Pyrits Farbe, Glanz Farbe gegenüber Pyrit mehr grünlichgelb, grünlich anlaufend, Metallglanz, opak Strich grünlich- bis schwärzlichgrau Struktur. Die Kristallstruktur des Markasits besitzt bei verminderter Symmetrie enge Beziehungen zur Pyritstruktur. Die Stabilitätsbeziehungen zwischen Pyrit und Markasit sind noch nicht ganz geklärt. Experimentelle Untersuchungen haben gezeigt, dass Markasit relativ zu Pyrit und Magnetkies oberhalb rund 150 °C die metastabile Phase darstellt. Auch seine Vorkommen in der Natur sprechen für eine niedrige Bildungstemperatur des Markasits; dabei entsteht Markasit bevorzugt aus sauren Lösungen. Oberhalb etwa 400 °C geht Markasit in Pyrit über.
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40
3 · Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze)
Vorkommen. Verbreitet in hydrothermalen Gängen. Bedeutung. Arsenopyrit ist das wichtigste As-Erzmineral.
Cobaltin (Kobaltglanz), CoAsS
Abb. 3.10. Kristalltrachten bei Markasit; a Einkristall; b Zwillingskristall; c Vielling (s. Text)
Ausbildung. Kristallklasse 23, teilweise gut ausgebildete Kristalle mit {210}, häufig kombiniert mit Oktaeder und (seltener) Würfel, Würfelflächen gestreift wie bei Pyrit. Meist in derben und körnigen Aggregaten. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} nicht immer deutlich Bruch uneben, spröde Härte 5½ Dichte 6,3 Farbe, Glanz (rötlich) silberweiß, rötlichgrau anlaufend. Metallglanz, opak Strich grauschwarz
Abb. 3.11. Kristalltrachten bei Arsenopyrit; a einfachste Kombination aus Vertikalprisma {110} und Längsprisma {014}; b flächenreichere Tracht, nach c gestreckt
Arsenopyrit (Arsenkies), FeAsS Ausbildung. Kristallklasse 2/m, monokline (pseudorhombische) Kristalle sind prismatisch nach c oder nach a entwickelt. Die einfachste Tracht besteht aus einer Kombination von Vertikal- und Längsprisma {110} und {014} (Abb. 3.11). Die Streifung auf den Flächen {014} // zur a-Achse dient als ein Bestimmungskennzeichen. Zwillinge sind häufig, seltener auch Drillingsverwachsungen. Verbreitet als derb-körnige Massen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {110} einigermaßen deutlich Bruch uneben, spröde Härte 5½–6 Dichte 5,9–6,1 Farbe, Glanz zinnweiß, dunkel anlaufend oder auch bunte Anlauffarben. Metallglanz, opak Strich schwarz Struktur. Die Kristallstruktur von Arsenopyrit leitet sich aus der Markasitstruktur ab, wobei die Hälfte der S-Atome durch As-Atome ersetzt ist. Dabei kommt es zur Erniedrigung der Symmerie von rhombisch zu monoklin. Chemismus. Arsenopyrit zeigt häufig Abweichungen im Verhältnis As : S gegenüber der theoretischen Formel. Darüber hinaus kann Fe durch Co oder Ni diadoch ersetzt sein. Ähnlich wie Pyrit enthält Arsenopyrit nicht selten Einschlüsse von ged. Au.
Struktur. Dem Pyrit ähnliche Kristallstruktur, bei der unter Beibehaltung ihres gemeinsamen Schwerpunkts die Hälfte der S2-Paare durch As ersetzt ist; dadurch erniedrigt sich die Symmetrie. Chemismus. Theoretisch 35,4 % Co enthaltend, jedoch ist stets ein Teil des Co durch Fe ersetzt, und zwar bis zu 10 %. Vorkommen. Bisweilen auf hydrothermalen Gängen und metasomatischen Verdrängungs-Lagerstätten (Skarnerze). Bedeutung. Wichtiges Co-Erzmineral. Verwendung von Kobalt. Legierungsmetall (Hochtemperaturlegierungen), Metallurgie: Stahlveredler (Bestandteil verschleißfester Werkzeugstähle), im Chemiebereich (Farben, Pigmente, Glasuren, Katalysatoren).
Löllingit, FeAs2 Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, Kristalle prismatisch entwickelt, meistens körnige bis stängelige Aggregate, derbe Massen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit (001) deutlich Bruch uneben, spröde Härte 5, weicher als Arsenopyrit Dichte 7,0–7,4 Farbe, Glanz im frischen Bruch heller als Arsenopyrit, graue Anlauffarben, Metallglanz, opak Strich grauschwarz Struktur. Markasit-Struktur.
3.4 · Arsen-Sulfide
Chemismus. Das Fe/As-Verhältnis schwankt gegenüber der idealen chemischen Formel. Häufig Gehalte an S, Sb, Co und Ni. Goldgehalte gehen auf winzige Einschlüsse zurück.
Skutterudit (Speiskobalt), (Co,Ni)As3 – Nickel-Skutterudit (Chloanthit), (Ni,Co)As3
Vorkommen. In hydrothermalen Gängen, kontaktmetasomatisch.
Ausbildung. Kristallklasse 2/m3, Kristallformen: Würfel, Oktaeder, seltener Rhombendodekaeder und Pentagondodekaeder {210} sowie deren Kombinationen. Meistens massig in dichtem bis körnigem Erz.
Bedeutung. Als Löllingit-Erz wirtschaftliche Bedeutung für die Arsengewinnung.
Safflorit, CoAs2 Ausbildung. Monoklin-pseudorhombisch, winzige Kristalle. Verbreitet sind die unter dem Erzmikroskop im Querschnitt hervortretenden sternförmigen Drillinge nach (011). Öfter derb-körnige oder feinstrahlige Aggregate. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit kaum deutlich Bruch uneben, spröde Härte 4½–5½ mit Fe-Gehalt wechselnd Dichte 6,9–7,3 Farbe, Glanz zinnweiß, nachdunkelnd, Metallglanz, opak Strich schwarz Chemismus. Diadocher Einbau von Fe, jedoch kaum von Ni anstelle von Co, d. h. es gibt keine Mischkristallreihe zwischen Safflorit und Rammelsbergit.
Lückenlose Mischkristallreihe.
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt Bruch uneben, spröde Härte 5½–6 Dichte 6,4–6,8 Farbe, Glanz zinnweiß bis stahlgrau, Anlauffarben, Metallglanz, opak Strich grauschwarz bis schwarz Chemismus. Co und Ni werden stets durch etwas Fe ersetzt. Vorkommen. In hydrothermalen Gängen. Bei beginnenden Verwitterungsprozessen bilden sich je nach dem Co/Ni-Verhältnis Überzüge mit pfirsichblütenfarbenem Erythrin (Kobaltblüte) oder grünem Annabergit (Nickelblüte). Beides sind Arsenate. Bedeutung. Wirtschaftlich wichtige Co- und Ni-Erzminerale.
3.4 Arsen-Sulfide
Vorkommen. Auf hydrothermalen Gängen.
Realgar, As4S4 Bedeutung. Co-Erzmineral. Safflorit ist viel verbreiteter als früher angenommen; er wurde häufig mit „Speiskobalt“ verwechselt (Ramdohr u. Strunz 1978).
Rammelsbergit, NiAs2 Ausbildung. Rhombisch, kleine Kristalle, unter dem Erzmikroskop feiner Lamellenbau und zudem verzwillingt. Keine sternförmigen Drillinge wie bei Safflorit. Physikalische Eigenschaften. Ähnlich denen von Safflorit. Chemismus. Diadocher Einbau von Fe, kaum jedoch von Co anstelle von Ni. Vorkommen. Wie Safflorit auf hydrothermalen Gängen. Tabelle 3.4. Arsen-Sulfide
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Ausbildung. Kristallklasse 2/m, die monoklinen, kurzprismatischen Kristalle sind vertikal gestreift und meist klein. Gewöhnlich körnig, auch als feiner Belag. Häufig zusammen mit Auripigment. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit (010) und (210) ziemlich vollkommen Bruch muschelig, spröde Härte 1½–2 Dichte 3,4–3,5 Farbe, Glanz rot bis orange, diamantähnlicher Glanz bis Fettglanz, an den Kanten durchscheinend bis durchsichtig, Zerfall unter Lichteinwirkung Strich orangegelb
3.4
42
3.5
3 · Sulfide, Arsenide und komplexe Sulfide (Sulfosalze)
Struktur. Ringförmige Gruppen von As4S4 ähnlich den Ringen von S8 im Schwefel. Innerhalb der Ringe homöopolare, zwischen den Ringen schwache Van-der-Waals-Bindungskräfte.
3.5 Komplexe Metall-Sulfide (Sulfosalze)
Chemismus. 70,1 % As, 29,9 % S.
mit A = Ag, Cu, Pb etc., B = As, Sb, Bi Die komplexen Sulfide (Sulfosalze) bilden eine relativ große Gruppe verschiedenartiger Erzminerale; jedoch besitzen nur wenige eine größere Bedeutung. Sie unterscheiden sich von den bisher besprochenen Sulfiden und Arseniden dadurch, dass As und Sb innerhalb ihrer jeweiligen Kristallstruktur mehr oder weniger die Rolle eines Metalls spielen; in den Arseniden und Antimoniden nehmen dagegen As und Sb die Position des S ein (Tabelle 3.5).
Vorkommen. Tieftemperiert auf hydrothermalen Gängen und als Imprägnation zusammen mit Auripigment, Abscheidung aus Thermen und als Sublimationsprodukt vulkanischer Gase. Verwitterungsprodukt As- und S-haltiger Erzminerale. Bedeutung. Heute nur noch geringe Bedeutung in der Pyrotechnik und der Gerberei-Industrie.
AxBySn
Auripigment, As4S6
Proustit (lichtes Rotgültigerz), Ag3[AsS3] – Pyrargyrit (dunkles Rotgültigerz), Ag3[SbS3]
Ausbildung. Kristallklasse 2/m, die monoklinen Kristalle sind meist klein, tafelig nach (010) oder mit kurzprismatischem Habitus. Vorwiegend derbe Massen oder als pulvriger Anflug. Häufig zusammen mit Realgar.
Beide Minerale kristallisieren im gleichen Gittertyp, doch bilden sie keine Mischkristallreihe. Sie besitzen ähnliche Kristallformen und physikalische Eigenschaften und treten in vergleichbaren Vorkommen auf.
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit (010) ziemlich vollkommen Bruch in (010) biegsam Härte 1½–2 Dichte 3,4–3,5 Farbe, Glanz zitronengelb, blendeartiger Fettglanz, auf der Spaltfläche Perlmuttglanz, durchscheinend, Strich gelb
Ausbildung. Kristallklasse 3m. Mitunter schöne, flächenund formenreich entwickelte ditrigonal-pyramidale Kristalle, besonders bei Pyrargyrit (Abb. 3.12). Tracht vorwiegend prismatisch, mit dominierendem hexagonalen Prisma {1120}, anderenfalls scheinbar skalenoedrisch bzw. rhomboedrisch durch Auftreten ditrigonaler {2131} oder trigonaler {1011} Pyramiden; Zwillinge sind verbreitet; daneben sehr häufig auch derb und eingesprengt.
Struktur. As2S3-Schichten parallel (010). Innerhalb dieser Schichten relativ feste homöopolare Bindungen, von Schicht zu Schicht nur schwache Van-der-Waals-Bindungskräfte. Die As-Atome sind jeweils von 3 S-Atomen umgeben.
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {1011} deutlich Bruch muschelig, spröde Härte 2–2½ Dichte 5,8 (Pyrargyrit), 5,6 (Proustit) Farbe, Glanz, Strich Pyrargyrit: Im auffallenden Licht dunkelrot bis grauschwarz, im durchfallenden Licht rot durchscheinend, starker blendeartiger Glanz, Strich kirschrot Proustit: Scharlach- bis zinnoberrot, wird am Licht oberflächlich dunkler, blendeartiger Diamantglanz, durchscheinend bis fast durchsichtig, Strich scharlach- bis zinnoberrot
Chemismus. 61 % As, 39 % S, bis zu 2,7 % isomorphe Gehalte an Sb. Vorkommen. Häufig Umwandlungsprodukt von Realgar, im übrigen Vorkommen wie Realgar. Bedeutung. Wird benutzt zur Herstellung IR-durchlässiger Gläser, in Foto-Halbleitern und als Pigment (Königsgelb). Tabelle 3.5. Wichtige Sulfosalze
Literatur Abb. 3.12. Kristalltrachten bei Pyrargyrit: hexagonales Prisma {1120}, trigonale Pyramiden {1011} {0112}, ditrigonale Pyramiden {2131} und {1231} Abb. 3.13. Kristalltrachten bei Fahlerz; a Kombination Tetraeder {111} mit Tristetraeder {211}; b Tristetraeder {211}; c Kombination zweier Tetraeder {111} und {111} mit dem Würfel {100} (nur als schmale diagonale Leisten erkennbar!)
Farbe, Glanz Die Unterscheidung zwischen Pyrargyrit und Proustit nach äußeren Kennzeichen allein ist dennoch nicht immer möglich! Strich Struktur. Die Kristallstrukturen von Pyrargyrit und Proustit lassen sich als rhomboedrische Gitter beschreiben, 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 AgAtome befinden. Jedes S-Atom hat 2 Ag-Atome als nächste Nachbarn. Vorkommen. In hydrothermalen Gängen mit anderen edlen Silbermineralen. Bedeutung. Pyrargyrit ist ein wichtiges und relativ häufiges Ag-Erzmineral, häufiger als Proustit. Beide kommen zusammen vor.
Tennantit (Arsenfahlerz), Cu12[S/As4S12] – Tetraedrit (Antimonfahlerz), Cu12[S/Sb4S12] Ausbildung. Kristallklasse 43m, Kristalle sind meist tetraedrisch ausgebildet (Abb. 3.13), Durchkreuzungszwillinge nicht selten. Häufig derb, eingesprengt oder körnig. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit keine Bruch muschelig, spröde Härte 3–4½ wechselnd mit der chemischen Zusammensetzung Dichte 4,6–5,1
stahlgrau, grünlich bis bläulich. Tetraedrit ist meistens dunkler als Tennantit; fahler Metallglanz, in dünnen Splittern nicht völlig opak grauschwarz bei Tetraedrit, rötlichgrau bis rotbraun bei Tennantit
Struktur. Die Kristallstruktur kann aus dem ZnS-Typ abgeleitet werden. Chemismus. Fahlerze sind in erster Linie Kupferminerale, bei denen Teile des Cu durch Fe, Zn, Ag oder Hg diadoch ersetzt sein können. Zwischen Tetraedrit (Antimonfahlerz) und Tennantit (Arsenfahlerz) besteht außerdem eine lückenlose Mischungsreihe. In selteneren Fällen kann zudem Bi das Sb diadoch ersetzen. Fe ist immer anwesend und kann bis zu 13 %, Zn maximal 8 % erreichen. Der nicht seltene Silbergehalt kann 2–4 %, im Freibergit bis 18 % betragen. Hg kann im Schwazit bis zu 17 % ausmachen, der so ein wichtiges Hg-Erzmineral darstellt. Vorkommen. In hydrothermalen Gängen. Bedeutung. Fahlerze sind wichtige Erzminerale von Ag, Cu und örtlich auch von Hg.
Weiterführende Literatur Anthony JW, Bideaux RA et al. (1990) Handbook of mineralogy, vol I: Elements, sulfides, sulfosalts. Mineral, Data Publ, Tucson, Arizona Ramdohr P, Strunz H (1978) Klockmanns Lehrbuch der Mineralogie, 16. Aufl. Enke, Stuttgart Ribbe PH (ed) (1974) Sulfide mineralogy. Min Soc America Short Course Notes, vol 1, Chelsea Michigan Strunz H, Nickel EH (2001) Strunz mineralogical tables, 9th edn. Schweizerbart, Stuttgart
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4 Halogenide
Die Minerale dieser Klasse enthalten in ihren Strukturen große elektronegativ geladene Halogenionen Cl–, F–, Br– und J–. Diese sind mit ebenfalls relativ großen Kationen von niedriger Wertigkeit koordiniert; der Bindungscharakter ist bevorzugt – heteropolar. Ihre Strukturen besitzen z. T. die höchstmögliche Symmetrie 4/m32/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
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4 · Halogenide
Halit (Steinsalz), NaCl Ausbildung. Meistens Würfel {100}, in körnig-spätigen Aggregaten auch als Gestein, gelegentlich faserig. Pseudomorphosen von Ton nach Halit. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} vollkommen, Translation auf {110} Bruch muschelig, spröde Härte 2 Dichte 2,1–2,2 Farbe, Glanz farblos und durchsichtig, bisweilen rot oder gelb durch Einlagerung von Hämatit oder Limonit, grau durch Einschlüsse von Ton, braunschwarz durch Bitumen. Die gelegentliche Blaufärbung des Halits ist an Gitterstörstellen verschiedener Art geknüpft, sog. Farbzentren, und wird durch Bestrahlung hervorgerufen. Die Strahlungsquelle ist jedoch noch nicht genau bekannt Weitere Eigenschaften leicht wasserlöslich, salziger Geschmack Struktur. In der NaCl-Struktur besetzen Na+- und Cl–-Ionen jedes für sich Punkte eines flächenzentrierten Würfels (Abb. 4.1). Beide Teilgitter sind geometrisch um ½ Kantenlänge gegeneinander verschoben und ineinandergestellt. Jedes Na+ wird durch 6 Cl–, jedes Cl– durch 6 Na+ oktaedrisch koordiniert. Die schwachen heteropolaren Bindungskräfte zwischen zwei großen einwertigen Ionen bewirken die niedrige Härte. Die relativ dichte Ionenbesetzung // {100} ist verantwortlich für die vollkommene Spaltbarkeit des Halits, zumal die Zahl der Bindungen etwas kleiner ist als senkrecht zu jeder anderen möglichen Ebene. Vorkommen. Halit bildet einen Hauptbestandteil von Evaporiten (Ausscheidungs-Sedimenten), die mit Kalisalzen und Anhydrit- bzw. Gipsgesteinen wechsellagern. Als Ausblühung in Steppen und Wüsten, am Rand von Salzseen, als Sublimationsprodukt von Vulkanen.
Wirtschaftliche Bedeutung. Als Gestein sehr wichtiger Rohstoff in der chemischen Industrie zur Gewinnung von metallischem Natrium, Soda, Ätznatron, Chlorgas und Salzsäure; Verwendung als Gewerbesalz, z. B. zur Wasserenthärtung, in der Futtermittelindustrie und als Konservierungsmittel, als Auftausalz (Streusalz) und als Speisesalz; Letzteres wird allerdings meist aus Salzsolen und Meeres-Salinen gewonnen.
Sylvin, KCl Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, {100} häufig in Kombination 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 Flammenfärbung Struktur. Mit Halit isotyp bei sehr ähnlichen Bindungskräften. Chemismus. In den Salzlagerstätten enthält Sylvin nur sehr wenig Na. Jedoch können Sylvin und Halit als Sublimationsprodukt an Kraterrändern von Vulkanen bei Bildungstemperaturen über 500 °C eine lückenlose Mischkristallreihe bilden. Cl– im Sylvin kann bis zu 0,5 % durch Br– ersetzt sein. Der Einbau von Rb oder Cs anstelle von K geht über Spuren nicht hinaus. Vorkommen. In Evaporiten und als Sublimationsprodukt von Vulkanen. Sylvinit ist ein Gestein aus Sylvin und Halit. Wirtschaftliche Bedeutung. Sylvin als Gemengteil von Kalisalzen ist Ausgangsprodukt für ein hochwertiges Kalidüngersalz; er ist Rohstoff in der chemischen Industrie zur Herstellung von Kaliverbindungen und bei der Glasherstellung.
Fluorit (Flussspat), CaF2 Abb. 4.1. Die NaCl-Struktur als Packungsmodell. Die größeren Cl–-Ionen bilden einen flächenzentrierten Würfel, in dessen Kantenmitten sich die Na+Ionen befinden. Anionen und Kationen sind zueinander [6]-koordiniert
Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, gut ausgebildete kubische Kristalle sind häufig, vorwiegend Würfel {100}, bisweilen kombiniert mit {111}, {110}, Tetrakishexaeder und Hexakisoktaeder, seltener {111} oder {110} allein, weiterhin {100} als Durchdringungszwillinge nach (111) (Abb. 4.2). Zonarbau. Derb in spätigen bis feinkörnigen, auch farbig gebänderten Aggregaten.
4 · Halogenide Abb. 4.2. Fluorit-Würfel {100}, Durchdringungszwilling nach (111)
Abb. 4.3. Kristallstruktur von Fluorit (s. Text)
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {111} vollkommen Härte 4 (Standardmineral der Mohs-Skala) Dichte 3,0–3,5 Farbe fast in allen Farben vorkommend, insbesondere grün, violett, gelb, farblos, auch schwarzviolett. Meist sind die Farben blass. Farbursache unterschiedlich: entweder durch Spurenelemente, Baufehler in der Struktur oder radioaktive Einwirkung. Viele Fluorite zeigen im UV-Licht eine starke Fluoreszenz, bedingt durch den Eintritt von geringen Mengen an SeltenerdElementen in die Struktur anstelle des Ca2+. Die tiefblauen bis schwarzvioletten Fluorite verdanken ihre Farbe der radioaktiven Strahlung eingewachsener Uranminerale. Dadurch wird ein Teil des Ca2+ zu metallischem Ca reduziert, das in kolloidaler Verteilung als farbgebendes Pigment wirkt. F – wird zu F 2 -Gas oxidiert, das beim Zerschlagen dieser Fluorite entweicht, z. B. beim sog. Stinkspat von Wölsendorf in der bayerischen Oberpfalz Glanz Glasglanz, durchscheinend bis durchsichtig
Vorkommen. Als hydrothermale Gänge und Imprägnationen; daneben gewinnen schichtgebundene Fluorit-Lagerstätten in Sedimenten immer größere Bedeutung.
Struktur. Die Ca2+-Ionen bilden einen flächenzentrierten Würfel, dessen Achtelwürfel durch die F –-Ionen zentriert sind, d. h. diese bilden einen primitiven Würfel von halber Kantenlänge (Abb. 4.3). Ca2+ ist dabei würfelförmig von 8 F– und F– tetraedrisch von 4 Ca2+ umgeben. Die vollkommene Spaltbarkeit nach {111} verläuft // zu den Netzebenen, die nur mit einer Ionenart besetzt sind. Chemismus. In Yttrofluorit und Cerfluorit wird Ca2+ teilweise durch Y3+ bzw. Ce3+ ersetzt, wobei der Ladungsausgleich durch zusätzlichen Einbau von der F– auf freie Gitterplätze erreicht wird; man spricht daher von Additions-Baufehlern.
Bedeutung als Rohstoff. Fluorit ist ein wichtiger, vielseitig nutzbarer Rohstoff. Hauptsächliche Verwendung in der Metallurgie als Flussmittel (als sog. Hüttenspat) sowie zur Gewinnung von Fluss-Säure und von Fluorverbindungen in der Fluorchemie (als sog. Säurespat). Zur Herstellung künstlicher Kryolithschmelze (Na3AlF6), die der Tonerde für die elektrolytische Gewinnung von Al-Metall zugesetzt wird. Farbloser, völlig reiner natürlicher Fluorit wird in der Optik zu Linsen scharf zeichnender Objektive (Apochromate) verschliffen. Als Keramikspat wird Fluorit bei der Glas-, Email- und feinkeramischen Industrie eingesetzt.
Carnallit, KMgCl3 · 6H2O Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, meist in körnigen Massen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit keine, muscheliger Bruch Härte 1–2 Dichte 1,6 Farbe, Glanz meist rötlich gefärbt durch Einlagerung von Hämatit-Schüppchen, die einen charakteristischen metallischen Schimmer hervorrufen; seltener gelb oder milchig weiß; Fettglanz Weitere Eigenschaften etwas bitterer Geschmack, hygroskopisch, leicht in Wasser löslich und zerfließlich Struktur. Dreidimensionales Gerüst aus flächen- und eckenvernetzten KCl6-Oktaedern; in großen Hohlräumen befinden sich Mg(H2O)6-Oktaeder, die jeweils von 12 Cl–-Ionen umgeben sind. Chemismus. Bromcarnallit enthält teilweise Br– anstelle von Cl–.
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4 · Halogenide
Vorkommen. Bestandteil von Evaporiten, in denen er selbständig oder zusammen mit Steinsalz, Kieserit MgSO4 · H2O und/oder anderen Salzmineralen die oberste Salzschicht (Carnallit-Region) in den nord- und mitteldeutschen Kalisalz-Lagerstätten bildet, z. T. als sog. Trümmer-Carnallit. Wirtschaftliche Bedeutung. Carnallit ist das wichtigste primäre Kalisalz-Mineral; er dient hauptsächlich zur Gewin-
nung von Kalidüngern und Mg. Aus Bromcarnallit wird Br gewonnen.
Weiterführende Literatur Chang LLY, Howie RA, Zussman J (1996) Rock-forming minerals. Vol. 5B, 2nd edn, non-silicates: sulphates, carbonates, phosphates, halides. Longmans, Harlow, Essex/UK
5 Oxide und Hydroxide
5.1 M2O-Verbindungen 5.2 M3O4-Verbindungen 5.3 M2O3-Verbindungen 5.4 MO2-Verbindungen 5.5 Hydroxide
Tabelle 5.1. Wichtige Vertreter der Oxide und Hydroxide. In der Natur sind Metallgehalte durch den Einbau von Fremdionen oder mechanische Beimengungen meist geringer als die hier angegebenen theoretischen Werte
In der Klasse der Oxide bildet der Sauerstoff Verbindungen mit ein, zwei oder mehreren Metallen. In ihren Kristallstrukturen liegen im Unterschied zu den Sulfiden jeweils annähernd Ionenbindungen mit teilweise Übergängen zur homöopolaren Bindung vor. Durch Unterschiede in ihrem Metall-Sauerstoff-Verhältnis M : O zeichnen sich mehrere Verbindungstypen ab, wie M2O, MO, M2O3 und MO2. Neben diesen einfachen Oxiden gibt es kompliziertere oxidische Verbindungen mit zwei oder mehreren Metallionen wie X[4]Y2[6]O4, die als Spinelltyp bezeichnet werden. Im gewöhnlichen Spinell besetzt Mg2+ die tetraedrisch koordinierte Position von X und Al3+ die oktaedrisch koordinierte Position von Y, im Magnetit (Fe3O4) nehmen (Fe2+, Fe3+) die Position von X und (Fe3+, Fe2+) die Position von Y ein. Die wichtigsten Vertreter der Oxide sind in Tabelle 5.1 aufgeführt.
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5.1
5 · Oxide und Hydroxide
5.1 M2O-Verbindungen Cuprit (Rotkupfererz), Cu2O Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, Kristalle am häufigsten mit {111} und {100}, daneben {110}, oft in Kombinationen; mitunter größere aufgewachsene Kristalle, derbe, dichte bis körnige Aggregate, auch pulverige Massen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {111} deutlich Bruch uneben, spröde Härte 3½–4 Dichte 6,1 Farbe, Glanz rot durchscheinend bis undurchsichtig, derbe Stücke metallisch grau bis rotbraun. Vorzugsweise auf frischen Bruchflächen der Kristalle blendeartiger Diamantglanz Strich braunrot Vorkommen. Oxidationsprodukt von sulfidischen Kupfermineralen und ged. Cu. Ziegelerz ist ein rotbraunes Gemenge aus Cuprit und anderen Cu-Mineralen mit erdigem Limonit. Bedeutung. Cuprit ist weit verbreitet, jedoch nur lokal ein wichtiges Cu-Erzmineral.
5.2
5.2 M3O4-Verbindungen Chrysoberyll, BeAl2O4 Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, Kristalle dicktafelig nach der Fläche {010}, die meist eine deutliche Streifung aufweist; daneben {010}, {001}, {101}, {012}; {111} ist oft groß entwickelt. Habitus und Flächenwinkel sind ähnlich wie bei Olivin (S. 82). Zwillinge häufig nach {103} mit einem Winkel nahe 60°. Durchdringen sich drei Zwillinge dieser Art, so können scheinbar hexagonale Dipyramiden entstehen (Abb. 5.1).
a
b
Abb. 5.1. Sechslinge von a Chrysoberyll von Esperito Santo (Brasilien) und b Alexandrit von Novello Claims (Simbabwe). Sammlung Professor Dr. H. Bank (Idar-Oberstein). (Foto: K.-P. Kelber)
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit nach {001} deutlich Bruch muschelig Härte 8½, also sehr hoch Dichte 3,7 Glanz durchsichtig bis durchscheinend, Glasglanz, auf Bruchflächen Fettglanz Farbe grünlichgelb bis spargelgrün, z. T. mit wogendem Lichtschein (ChrysoberyllKatzenauge); die durch Cr-Einbau smaragdgrün gefärbte Varietät Alexandrit wird bei Kunstlicht häufig rot; diese Erscheinung des Changierens ist durch die Existenz von zwei Banden im optischen Absorptionsspektrum bedingt: Gelb und Blau werden absorbiert, Grün und Rot durchgelassen Struktur. ähnlich der Olivin-Struktur (Abb. 9.3, S. 50) das kleine Be2+ bildet [BeO4]-Tetraeder, die über alle Ecken mit Al3+ verknüpft sind; dieses ist gegenüber O2– oktaedrisch koordiniert. Analog zum Olivin könnte man daher die Chrysoberyll-Formel Al2[BeO4] schreiben. Vorkommen. Chrysoberyll kommt in Al-reichen Pegmatiten und in metasomatisch veränderten KarbonatGesteinen (Skarnen) vor; Alexandrit bildet sich zusammen mit Smaragd (S. 90) in sog. Blackwalls, d. h. in fast reinen Biotitschiefern, die sich durch metasomatischen Stoffaustausch im Kontaktbereich von Serpentiniten mit Graniten, Granitgneisen oder Pegmatiten bilden (Abschn. 24.6.1, S. 351f), z. B. an der Tokowoja im Ural (Russland). Bedeutung. Chrysoberyll-Katzenauge und Alexandrit sind geschätzte Edelsteine.
Spinell-Gruppe Eine große Zahl von Oxid-Mineralen, einige Sulfide (z. B. Linneit Co3S4) und zahlreiche Kunstprodukte kristallisieren in der Spinellstruktur. Diese ist sehr flexibel und kann mindestens 30 verschiedene Elemente mit Wertigkeiten von +1 bis +6 als Kationen aufnehmen. Kennzeichnend 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 Spinellstruktur jedoch nur 8 Tetraeder- und 16 OktaederLücken besetzt sind (Abb. 5.2). Bei den Normal-Spinellen mit dem Formeltyp X[4]Y[6]2O4 werden die 8 Tetraederplätze von 2-wertigen, die 16 Oktaederplätze von 3-wertigen Kationen besetzt; natürliche Beispiele sind 2+ 3+ Chromit Fe2+Cr3+ 2 O4, Magnesiochromit Mg Cr2 O4 und
5.2 · M3O4-Verbindungen Abb. 5.2. Spinellstruktur. Kubisch dichte Kugelpackung von Sauerstoff und teilweiser Füllung der tetraedrischen und oktaedrischen Lücken. (Nach Lindsley 1976)
Hercynit Fe2+Al3+ 2 O4. Bei den natürlichen Invers-Spinellen mit dem Formeltyp Y[4][X[6]Y[6]]O4 dagegen werden die Tetraederplätze meist von 3-wertigen Kationen, die Oktaederplätze von 2- und 3-wertigen Kationen besetzt, z. B. Magnetit Fe3+[Fe2+Fe3+]O4, Magnesioferrit Fe3+[Mg2+Fe3+]O4 und Jacobsit Fe3+[Mn2+Fe3+]O4; der inverse Ulvöspinell hat die Strukturformel Fe2+[Ti4+Fe2+]O4. Viele Spinelle sind wahrscheinlich Übergangstypen zwischen der normalen und der inversen Kationen-Verteilung, so ist Spinell MgAl2O4 zu etwa ¿ ein InversSpinell. Im Folgenden werden daher nur die vereinfachten Mineralformeln angegeben. Als 2-wertige Kationen können sich in den natürlichen Spinellen Mg2+, Fe2+, Zn2+ oder Mn2+, als 3-wertige Kationen Al3+, Fe3+, Mn3+ oder Cr3+ gegenseitig diadoch ersetzen. Dabei besteht eine vollkommene Mischbarkeit zwischen den 2-wertigen, eine nur wenig vollkommene zwischen den 3-wertigen Kationen. Die vielfältige Diadochie 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 unterscheidet man Aluminatspinelle, z. B. Spinell MgAl2O4, Hercynit FeAl2O4, Ferritspinelle, z. B. Magnetit FeFe2O4 und Chromitspinelle, z. B. Chromit FeCr2O4.
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit nach {111} kaum deutlich Bruch muschelig Härte 7½–8 Dichte 3,8–4,1 Farbe, Glanz in vielen Farben durchsichtig bis durchscheinend, hiernach Varietäten: Edler Spinell, besonders rot mit Spuren von Cr, aber auch blau oder grün. Hercynit (FeAl2O4) und Pleonast, ein Mischkristall der Zusammensetzung (Mg,Fe2+) (Al,Fe3+)2O4, schwarz, in dünnen Splittern grün durchscheinend. Picotit (Chromspinell) (Fe 2+ , Mg) (Al,Cr,Fe 3+ ) 2 O 4 , schwarz, in dünnen Splittern bräunlich durchscheinend; meist Glasglanz Vorkommen. Überwiegend in metamorphen Gesteinen, sekundäre Anreicherung in Seifen. Bedeutung. Der tiefrot gefärbte edle Spinell ist ein wertvoller Edelstein. Nach dem Schmelztropf-Verfahren des französischen Chemiker Verneuil lassen sich birnenförmige Spinell-Einkristalle in allen Farben synthetisieren.
Magnetit (Magneteisenerz), Fe3O4
Aluminatspinelle
Ausbildung. Die kubischen Kristalle weisen vorwiegend Oktoeder {111} auf, seltener {110} oder die Kombination zwischen beiden. Zwillinge nach dem Spinellgesetz. Im Übrigen meist als derb-körniges Erz, daneben akzessorischer Gemengteil in verschiedenen Gesteinen. Martit ist eine Pseudomorphose von Hämatit nach Magnetit.
Ausbildung. Kristallklasse wie bei allen Spinellen 4/m32/m, Kristalle meist oktaedrisch ausgebildet, seltener Kombinationen mit Rhombendodekaeder und Trisoktaeder, häufig verzwillingt nach (111), dem sog. Spinellgesetz. Vielfach körnig.
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit Teilbarkeit nach {111} angedeutet Bruch muschelig, spröde Härte 6 Dichte 5,2
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5 · Oxide und Hydroxide
Farbe, Glanz
schwarz, stumpfer Metallglanz, bisweilen blaugraue Anlauffarben, opak Strich schwarz Besondere Eigenschaft stark ferromagnetisch Chemismus. Gesamt-Fe bis 72,4 %, häufig etwas Mg oder Mn2+ für Fe2+ und Al, Cr, Mn3+, Ti4+ + Fe2+ für Fe3+. Bei Abkühlung Ti-reicher Magnetite (Titanomagnetite) entmischt sich die Ulvöspinell-Komponente; oft kommt es zur Ausscheidung von Ilmenit-Lamellen // {111} nach der Oxidationsreaktion (5.1) Bei sehr schneller Abkühlung in vulkanischen Gesteinen unterbleibt aber häufig diese Entmischung.
5.3
Vorkommen. Als Differentiationsprodukt basischer Magmatite bedeutende Eisenerzlagerstätten bildend; akzessorischer Gemengteil in vielen Gesteinen, kontaktmetasomatisch in Skarnen, daneben metamorph aus anderen FeMineralen, gemeinsam mit oder anstelle von Hämatit in gebänderten Eisensteinen, z. B. Itabiriten. Magnetit und der mit ihm isostrukturelle Thiospinell Greigit Fe2+Fe3+ 2 S4 werden in die Zellen von magnetotaktischen Bakterien eingebaut; daraus resultiert ihre Fähigkeit, sich im Magnetfeld der Erde auszurichten und entlang der Feldlinien zu wandern. Greigit bildet sich sedimentär im Sauerstofffreien (anaeroben) Milieu und kann als Vorläufer-Phase für die sedimentäre Bildung von Pyrit dienen. Bedeutung. Wichtigstes Eisenerzmineral. Das Vorkommen von Magnetit in magmatischen und metamorphen Gesteinen ermöglicht paläomagnetische Untersuchungen; so sind die Streifenmuster am Ozeanboden, durch die man das Sea Floor Spreading erkannt hatte, durch den Magnetit-Gehalt in ozeanischen Basalten bedingt. Neuerdings ermöglichen auch Sedimente mit magnetotaktischen Bakterien paläomagnetische Messungen.
Chemismus. Zusammensetzung schwankend, bis 58 % Cr2O3, Mischkristallbeziehungen zu Picotit (Mg,Fe2+) (Cr,Al,Fe3+)2O4. Vorkommen. In band- oder nesterförmiger Anordnung in ultramafischen Gesteinen, dort als magmatisches Differentiat entstanden (Abschn. 19.2.1, S. 240f), z. B. im Bushveld-Komplex, Südafrika, dem Haupterzeuger. Auch als kompakter Chromeisenstein. Sekundär als Seifenmineral, gelegentlich zusammen mit ged. Platin. Bedeutung. Das einzige wirtschaftlich wichtige Cr-Erzmineral. Verwendung. Stahlveredler. Chromstähle sind Legierungen von Cr und Fe (Ferrochrom mit 45–95 % Cr), oft unter Zusatz von Ni; galvanische Verchromung, feuerfeste Chromitmagnesitsteine, Chromsalze für Pigmente in Farben und Lacken.
5.3 M2O3-Verbindungen Die O-Ionen bilden eine (annähernd) hexagonal dichte Kugelpackung und die Kationen, z. B. Al3+, Fe3+ oder Ti4+, besetzen À der dazwischenliegenden oktaedrischen Lücken, in denen sie jeweils 6 O als nächste Nachbarn haben.
Korund, Al2O3
Ausbildung. Gewöhnlich körnig-kompaktes Erz bildend, auch eingesprengt in ultramafischen Gesteinen in schlieren- oder kokardenförmigen Aggregaten. Nur ganz selten treten kleine kubische Kristalle nach {111} auf.
Ausbildung. Kristallklasse 32/m, Kristalle mit prismatischem, tafeligem oder rhomboedrischem Habitus. Häufig treten verschiedene steile Dipyramiden gemeinsam auf. Dadurch entstehen charakteristische tonnenförmig gewölbte Kristallformen (Abb. 5.3, 5.4). Nicht selten kommen große Kristalle vor, die sich durch unebene und rauhe Flächen auszeichnen. Anwachsstreifen und Lamellenbau durch polysynthetische Verzwillingung in den meisten Kristallen. Diese Erscheinung ist als äußeres Kennzeichen in einer Streifung nach {0001} und {1011} erkennbar. Gewöhnlich tritt Korund in derben, körnigen Aggregaten auf. Gesteinsbildend im Smirgel oder als akzessorischer Gemengteil in manchen Gesteinen.
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt Bruch muschelig, spröde Härte 5½ Dichte 4,6 Farbe, Glanz schwarz bis bräunlichschwarz, fettiger Metallglanz bis halbmetallischer Glanz, in dünnen Splittern braun durchscheinend Strich stets dunkelbraun
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit Absonderung nach den oben genannten Anwachsstreifen // {0001} und {1011} Bruch muschelig Härte 9, außerordentlich hart (Standardmineral der Mohs-Skala) Dichte 3,9–4,1 Farbe, Glanz farblos bis gelblich- oder bläulichgrau bei sog. gemeinem Korund, kanten-
Chromit (Chromeisenerz), FeCr2O4
5.3 · M2O3-Verbindungen
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 wegen 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) Abb. 5.3. Einkristalle von Korund (Varietät Rubin) im Gneis von Morogoro, Tansania. Bildbreite ca. 8 cm. (Foto: Rainer Altherr)
man Al-O3-Al-Baueinheiten, die alle Ecken und die Mitte der rhomboedrischen Einheitszelle besetzen.
Abb. 5.4. Flächenkombination von Korund: Dipyramiden {2241}, {2243}, Rhomboeder {1011}, Basispinakoid {0001}
Vorkommen. Akzessorisch besonders in Pegmatiten, als Produkt der Kontakt- und Regionalmetamorphose von Gesteinen mit extremem Al-Überschuss, insbesondere von Bauxiten: Smirgel. Edle Varietäten in metamorphen Kalksteinen und Dolomiten, seltener auch in Gneisen (Abb. 5.3). Wirtschaftlich wichtiger ist das Vorkommen in Edelsteinseifen, in denen Rubin und Saphir wegen ihrer Härte und Verwitterungsbeständigkeit sekundär angereichert werden.
durchscheinend. Die edlen Korunde sind durchscheinend bis durchsichtig. Die rote Varietät Rubin enthält Cr als farbgebendes Spurenelement; blauer Saphir wird durch Fe + Ti, gelblichroter Padparadscha durch Cr und Gitterbaufehler gefärbt; gelbe, grüne und rosa Farbvarietäten von Korund werden ebenfalls als Saphir bezeichnet; eine farblose Varietät ist der Leukosaphir Struktur. Die Korund-Struktur besteht aus einer hexagonal dichtesten Sauerstoffpackung, in der À der oktaedrischen Lücken mit Al besetzt sind. In Abb. 5.5a,b erkennt
Korund als Rohstoff und Edelstein. Korund findet wegen seiner großen Härte Verwendung als Schleifmittel (Korundschleifscheiben, Schleifpulver, Smirgelpapier). Die edlen Varietäten Rubin und Saphir sind wertvolle Edelsteine. Anstelle des natürlichen Korunds wird heute körniger Korund durch elektrisches Schmelzen tonerdereicher Gesteine, insbesondere von Bauxit, hergestellt. Allerdings wird Korund schon seit einiger Zeit zunehmend durch das härtere Carborundum, SiC, ersetzt. Rubin und Saphir werden mit allen Eigenschaften natürlicher Steine seit langem nach dem Schmelztropfverfahren von Verneuil synthetisch hergestellt. Dabei entstehen birnenförmige Einkristalle bis zu etwa 6–8 cm Länge. Industriell hergestellte Korunde finden nicht nur in der Schmuckindustrie Verwendung, sondern z. B. als Rubin-Laser.
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5 · Oxide und Hydroxide
Struktur und Chemismus. Gleicher Strukturtyp wie Korund mit Fe-O3-Fe-Baueinheiten (Abb. 5.5a,b) bei fehlender Mischkristallbildung zwischen beiden Mineralen. Lückenlose Mischkristallreihe mit Ilmenit bei hohen Temperaturen >950 °C, bei Temperaturerniedrigung Entmischung von Ilmenit-Lamellen. Geringe Gehalte an Mg, Mn und Ti. Abb. 5.6. Tracht und Habitus bei Hämatit: a vorherrschend Rhomboeder {1011}, {1014} und Skalenoeder {2243}; b tafelig nach dem Basispinakoid {0001}
Hämatit (Eisenglanz, Roteisenerz), Fe2O3 Ausbildung. Kristallklasse 32/m wie Korund. Hämatit kommt in rhomboedrischen, bipyramidalen und tafeligen Kristallen vor, die oft außerordentlich formenreich sind (Abb. 5.6). Als Flächen treten besonders auf: die Rhomboeder {1011} und {1014} und ein hochindiziertes ditrigonales Skalenoeder {2243}. Infolge polysynthetischer Verzwillingung nach dem Rhomboeder {1011} sind die Basisflächen {0001} gewöhnlich mit einer Dreiecksstreifung bedeckt. Der Formenreichtum der Hämatitkristalle geht auf unterschiedliche Bildungsbedingungen zurück. Bei niedriger Temperatur herrscht z. B. dünntafeliger Habitus vor. Noch niedriger sind die Temperaturen für die aus Gelen entstandenen nierig-traubigen Formen mit radial-stängeligem bis radialstrahligem Aufbau anzusetzen. Mit ihrer stark glänzenden Oberfläche werden sie als Roter Glaskopf bezeichnet. Verbreitet tritt Hämatit besonders in derben, körnigen, blättrig-schuppigen oder auch dichten sowie erdigen Massen auf. Solche tonhaltigen erdigen Massen bezeichnet man als Rötel, früher als Farberde verwendet. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit die Ablösung nach {0001} infolge Translation wird besonders bei dünntafeligblättrigem Hämatit (nicht ganz glücklich auch als Eisenglimmer bezeichnet) angetroffen. Ablösung auch nach Gleitzwillingsebenen // {1012} Bruch muschelig, spröde Härte 5½–6½ Dichte 5,2 Farbe, Glanz in dünnen Blättchen rot durchscheinend, als rot färbendes Pigment zahlreicher Minerale und Gesteine; Kristalle rötlichgrau bis eisenschwarz, mitunter bunte Anlauffarben; Kristalle und Kristallaggregate besitzen Metallglanz und sind opak, die dichten und erdig-zerreiblichen Massen sind rot gefärbt und unmetallisch Strich auch der schwarze Kristall besitzt stets einen kirschroten, bei beginnender Umwandlung in Limonit auch rotbraunen Strich
Vorkommen. In hydrothermalen Gängen, metasomatisch an Kalksteine gebunden (z. B. Insel Elba), als Hauptgemengteil in gebänderten Eisensteinen (Jaspilit und Itabirit), als Nebengemengteil in metamorphen, seltener auch magmatischen Gesteinen, als vulkanisches Exhalationsprodukt, auf alpinen Klüften. Sekundär aus Magnetit (Martit); durch Verwitterungsvorgänge langsamer Übergang in Limonit. Bedeutung. Als Roteisenerz bzw. Roteisenstein wichtiges Eisenerz zur Gewinnung von Stahl und Gusseisen, Verwendung von Roteisen als Pigment, Polierrot und roter Ockerfarbe.
Ilmenit (Titaneisenerz), FeTiO3 Ausbildung. Kristallklasse 3. Trigonal-rhomboedrische Kristalle mit wechselnder Ausbildung, rhomboedrisch bis dicktafelig (keine Skalenoeder oder hexagonale Dipyramiden wie bei Hämatit). Polysynthetische Verzwillingung nach {1011} ähnlich wie bei Hämatit. Gewöhnlich derb in körnigen Aggregaten, als akzessorischer Gemengteil im Gestein, in dünnen glimmerartigen Blättchen lose in Sanden. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt, jedoch wie bei Hämatit Teilbarkeit nach {1011} durch lamellaren Zwillingsbau Bruch muschelig, spröde Härte 5½–6 Dichte 4,5–5,0, um so höher, je mehr Fe infolge höherer Bildungstemperatur enthalten ist Farbe, Glanz braunschwarz bis stahlgrau, nur auf frischem Bruch Metallglanz, sonst matt. In dünnen Splittern braun durchscheinend, sonst opak Strich schwarz, fein zerrieben dunkelbraun Struktur und Chemismus. Die Kristallstruktur von Ilmenit ist derjenigen des Korunds und des Hämatits sehr ähnlich. Gegenüber der Korundstruktur werden in der Ilmenitstruktur die Plätze des Al3+ abwechselnd von Fe2+ und Ti4+ eingenommen (Abb. 5.5c). Ein derartiger Ersatz durch ungleichartige Atome führt zur Herabsetzung der Symmetrie. Mischkristallbildung mit Fe2O3, MgTiO3 und MnTiO3. Die Mischbarkeit mit Fe2O3 ist nur bei hoher Temperatur unbeschränkt. Bei langsamer Abkühlung bilden sich im Ilmenit Entmischungslamellen von Hämatit // (0001).
5.4 · MO2-Verbindungen
Vorkommen. Als Differentiationsprodukt basischer magmatischer Gesteine, akzessorisch in vielen magmatischen und metamorphen Gesteinen, sekundär als Ilmenitsand an zahlreichen Meeresküsten. Bedeutung. Ilmenit ist ein wichtiges Ti-Erzmineral. Titan als metallischer Rohstoff. Ti-haltige Spezialstähle und Legierungen mit Fe (Ferrotitan) für Flugzeugbau und Raumfahrt. Herstellung von Titanweiß, eine Farbe von außergewöhnlicher Deckkraft, sowie von Glasuren. Als Eisenerz sind Ilmenit-führende Erze nicht geschätzt, weil Titan die Schlacke bei der Verhüttung des Erzes sehr viskos macht.
Perowskit, CaTiO3 Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, aber nur wenig von der kubischen Symmetrie abweichend, würfelige, oktaedrische oder skelettförmig verzweigte Kristalle Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} ziemlich deutlich Härte 5½ 4,0 Dichte Farbe, Glanz undurchsichtig bis durchscheinend, schwarz, rötlichbraun, orangegelb oder honiggelb, Diamantglanz Strich grauweiß bis farblos Struktur. Perowskit bildet einen mineralogisch wie technisch sehr wichtigen Strukturtyp, der durch eine sehr hohe Packungsdichte gekennzeichnet ist (Abb. 5.7). Ti ist oktaedrisch, also mit 6 Sauerstoffen koordiniert; in den Lücken zwischen den eckenverknüpften TiO6-Oktaedern sitzt das große Ca, das jeweils von 12 Sauerstoffen umgeben ist. Im Gegensatz zur idealen kubischen Struktur sind die TiO6-Oktaeder etwas verkippt. Die Position der großen Kationen X kann von über 20 Elementen wie Ca2+, Ba2+, Pb2+, K+, die der kleinen Kationen Y von fast 50 Elementen wie Ti4+, Zr4+, Sn4+, Nb5+, Ga3+ eingenommen werden. Abb. 5.7. Idealisierte Struktur von Perowskit mit TiO6-Oktaedern und Ca in den großen Lücken. (Nach Náray-Szabó 1943, aus Deer et al.1962)
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Chemismus. Natürlicher Perowskit kann beachtliche Mengen an Seltenerd-Elementen oder Alkalien anstelle von Ca, sowie Nb anstelle von Ti einbauen. Vorkommen. Akzessorisch in alkalireichen Magmatiten, in Karbonatiten, Kimberliten und Pyroxeniten, lokal zu bauwürdigen Ti-Lagerstätten angereichert, z. B. in Bagagem, Brasilien. Bedeutung. Während Perowskit CaTiO3 als Ti-Erz nur lokale Bedeutung erlangt, baut (Mg,Fe)SiO3 mit Perowskit-Struktur über 70 Vol.-%, CaSiO 3-Perowskit ca. 7 Vol.-% des unteren Erdmantels auf; Silikat-Perowskite sind damit die wichtigsten Minerale der Erde (Abschn. 27.3, S. 414ff). Unterschiedlich zusammengesetzte Perowskite mit piezoelektrischen Eigenschaften werden in großem Umfang technisch hergestellt und bilden die Grundlage für Elektrokeramiken. Je nach chemischer Zusammensetzung reicht ihr Verwendungsspektrum von Nichtleitern (Isolatoren) über Halbleiter zu metallischen Leitern und Hochtemperatur-Supraleitern. Der künstliche Perowskit SrTiO3 dient unter dem Namen Fabulit als Diamant-Ersatz.
5.4 MO2-Verbindungen Zu den wichtigsten Vertretern der MO2-Verbindungen gehören die SiO2-Minerale, insbesondere der Quarz. Nach ihrer Kristallstruktur gehören sie jedoch eher zu den Gerüstsilikaten und werden daher dort behandelt (Abschn. 9.6, S. 109ff).
Rutil, TiO2 Ausbildung. Kristallklasse 4/m2/m2/m, die tetragonalen Kristalle besitzen dicksäuligen, stängeligen oder nadeligen Habitus (haarförmige Rutileinlagerungen im Quarz); Vertikalprismen mit Längsstreifung und Dipyramiden, charakteristische Kniezwillinge mit der Zwillingsebene (101), Drillinge und Viellinge. Bisweilen kompakte Aggregate und Körner. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {110} vollkommen Bruch muschelig, spröde Härte 6–6½ Dichte 4,2–4,3 Farbe, Glanz dunkelrot, braun bis gelblich, seltener schwarz, blendeartiger Diamantglanz, durchscheinend, Lichtbrechung sehr hoch, etwa vergleichbar mit derjenigen von Diamant Strich gelblich bis bräunlich
5.4
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5 · Oxide und Hydroxide Abb. 5.8. Rutil-Struktur mit Ketten von TiO6-Oktaedern. (Nach Lindsley 1976)
Struktur. In der Rutilstruktur sind die Ti-Ionen in annähernd gleichen Abständen von 6 O-Ionen oktaedrisch umgeben. Die Sauerstoff-Oktaeder sind über diagonale Kanten // (001) miteinander verknüpft und bilden unendliche Ketten // der c-Achse. Zwischen diesen deformierten Ketten besteht jeweils nur eine Verknüpfung durch das O-Ion einer gemeinsamen Oktaederecke (Abb. 5.8). TiO2 ist trimorph. In der Natur kommen neben Rutil die beiden Minerale Anatas und Brookit vor, wenn auch in geringerer Verbreitung. Chemismus. Manche Rutile weisen beträchtliche Gehalte an Fe2+, Fe3+, Nb und Ta auf. Durch Ersatz von Ti4+ durch Fe2+ wird der elektrostatische Valenzausgleich für den Eintritt von Nb5+ und Ta5+ in das Rutilgitter ermöglicht. Vorkommen. Akzessorisch in zahlreichen Gesteinen, oft als mikroskopischer Gemengteil, als dünne Nädelchen in Tonschiefern und Phylliten, in höher metamorphen Gesteinen in größeren Kristallen, so auch in gewissen Pegmatiten. Sekundär als Gemengteil zahlreicher Sande. Bedeutung. Rutil ist ein wichtiges Ti-Mineral. Gelegentlich Rohstoff zur Gewinnung von Ti-Metall (über TiCl4); Herstellung des Hartwerkstoffs TiN. Künstliche Herstellung. Industriell hergestellter Rutil ist ein hochwertiges Farbpigment (Titanweiß). Rutil-Einkristalle werden nach dem Verneuil-Verfahren in Form von Schmelzbirnen gezüchtet und wegen ihrer diamantähnlichen optischen Eigenschaften (hohe Lichtbrechung und Dispersion) als Diamant-Ersatz verwendet (Titania, Titania Night Stone), auch blau oder gelb gefärbt.
Kassiterit (Zinnstein), SnO2 Ausbildung. Kristallklasse 4/m2/m2/m, wie bei Rutil sind Prismen und Dipyramiden 1. und 2. Stellung die am meisten verbreiteten Trachten. Wechselnde Entwicklung von Tracht und Habitus der Kristalle je nach Vorkommen. Entweder Vorherrschen der Dipyramide {111} ohne oder nur mit schmalem Prisma {110} oder gedrungen säulig mit Prismen und Dipyramiden 1. und 2. Stellung (Abb. 5.9a) oder gestreckt säulig mit guter Ausbildung von Prisma {110} und der ditetragonalen Dipyramide {321} oder schließlich langstängelig-nadelig mit {110}, {111} und {321} als sog. Nadelzinn (Abb. 5.9d). Darüber hinaus tritt Kassiterit nierig-glaskopfartig mit konzent-
Abb. 5.9. Kassiterit: a kurzsäuliger Habitus; b, c Zwillinge nach (011) (sog. Visiergraupen); d „Nadelzinn“ nadelförmig nach der c-Achse
risch-schaliger Struktur als sog. Holzzinn auf. Alle Formen des Kassiterits sind stark von ihrer jeweiligen Bildungstemperatur abhängig. Die aufgeführte Reihenfolge entspricht etwa einer Abnahme der Temperatur. Der gedrungen säulige Kristalltyp des Kassiterits ist meist nach (011) verzwillingt (Abb. 5.9b,c). Die knieförmig gewinkelten Zwillingskristalle sind früher von den Bergleuten im sächsischen und böhmischen Erzgebirge als Visiergraupen, die gewöhnlichen unverzwillingten Kristalle bzw. Körner von Kassiterit als Graupen bezeichnet worden. Oft feinkörnige Imprägnation von Kassiterit in hydrothermal veränderten Graniten, vom Bergmann ehemals als Zinnzwitter bezeichnet. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} bisweilen angedeutet Bruch muschelig, spröde Härte 6–7 Dichte 6,8–7,1 Farbe, Glanz gelbbraun bis schwarzbraun durch Beimengungen, selten fast farblos, auf Kristallflächen blendeartiger Glanz, auf Bruchflächen eher Fettglanz, durchscheinend Strich gelb bis fast farblos Struktur. Die Kristallstruktur des Kassiterits entspricht der Rutilstruktur (Abb. 5.8), d. h. mit oktaedrisch koordiniertem Sn. 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 theoretische Wert von 78,8 %.
5.4 · MO2-Verbindungen
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 Weltförderung. Bedeutung. Das einzige wirtschaftlich wichtige Zinnerzmineral. Zinn als metallischer Rohstoff. Herstellung von Weißblech, Zinngegenständen, Lagerwerkstoffen, von schwer oxidierbaren Legierungen wie Bronze, mit Blei legiert als Lötzinn; nur noch selten in der Keramik (Email und Farben).
Pyrolusit, β -MnO2 Ausbildung. Kristallklasse 4/m2/m2/m, kommt in strahligen, traubig-nierigen oder zapfenförmigen Aggregaten (Schwarzer Glaskopf), in porösen, körnig-erdigen Massen, in krustenartigen Überzügen sowie als Konkretionen vor. Dendriten sind baum- bis moosförmige Abscheidungen auf Schicht- und Kluftflächen, die durch skelettförmiges Kristallwachstum entstanden sind. Viele Pyrolusite stellen Pseudomorphosen nach Manganit γ -MnOOH dar, der eine sehr ähnliche Kristallstruktur aufweist.
Manganate mit Tunnelstrukturen Struktur. Diese Minerale bestehen aus ringförmig angeordneten Doppelketten (mit quadratischen oder rechteckigen Querschnitten) von [MnO6]-Oktaedern, in denen Kationen wie K, Ba, Pb oder auch H2O sitzen, z. B. Romanèchit (Ba,H2O)Mn5O10, Hollandit (Ba,K)(Mn,Ti,Fe)8O16, Kryptomelan KMn8O16, Coronadit PbMn8O16, Todorokit (Na,Ca,K,)(Mn,Mg,Al)6O12 · 3–4H2O ( zeigt an, dass dieser Strukturplatz nicht vollständig besetzt ist). Vorkommen. Feinkörnige, nur röntgenographisch bestimmbare Gemenge dieser Manganate sowie von Pyrolusit, Manganit γ -MnOOH, Birnessit (Na0,8Ca0,4)Mn4O8 · 3H2O und Vernadit δ -(Mn,Fe,Ca,Na)(O,OH)2 · nH2O bauen die Manganknollen in der Tiefsee auf, bilden Überzüge auf untermeerischen Basalten oder metallhaltige Sedimente an mittelozeanischen Rücken. Erdig-mulmige Massen aus unterschiedlichen Manganoxiden, die häufig Verwitterungsrückstände bilden, bezeichnet man als Wad. Psilomelan ist ein Gemenge aus Romanèchit; er kommt – wie Pyrolusit – in traubig-nierigen oder zapfenförmigen Aggregaten vor, die aus Gelen ausgeschieden wurden (Schwarzer Glaskopf), auch in Form von Ooiden. Braunstein ist ein ungenau definierter technischer Sammelbegriff für unterschiedliche Manganoxide.
Uraninit (Uranpecherz, Pechblende), UO2 bis U3O8 Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit an Kristallen deutlich nach {110} Bruch muschelig, spröde Härte 6–6½ bei gut ausgebildeten Kristallen („Polianit“), 2–6 bei derbem Pyrolusit Dichte 5,2 für Kristalle, (La + Nd) unterscheidet man Monazit-(La) mit La > (Ce + Nd) und Monazit-(Nd) mit Nd > (La + Ce). Vorkommen. Häufigstes Seltenerd-Mineral, verbreitet als akzessorischer Gemengteil in Graniten, Rhyolithen, Gneisen und Glimmerschiefern; angereichert in Pegmatiten, z. B. in Iveland (Norwegen) und Madagaskar, und in Karbonatiten; auf alpinen Klüften; sekundär in Seifen, Uferund Flusssanden konzentriert (Monazit-Sande). Verwendung. Zur technischen Darstellung von SeltenerdMetallen wird Monazit aus Küstensanden in Australien (Hauptförderland), Indien, Malaysia, der VR China, den USA (Florida) und Brasilien gewonnen. Wissenschaftlich wird Monazit – ähnlich wie Zirkon (S. 82f) – zur radiometrischen Altersdatierung nach der U-Pb-Methode eingesetzt (Abschn. 30.5.3, S. 467).
Xenotim, (Y,Yb)[PO4] Kristallklasse 4/m2/m2/m; Struktur ähnlich Monazit; Spaltbarkeit {100} vollkommen; Härte 4–5; Dichte 4,5–5,1; Fettglanz; meist gelblich gefärbt.
Apatit, Ca5[(F,Cl,OH)/(PO4)3] Ausbildung. Kristallklasse 6/m; die hexagonal-dipyramidalen, prismatisch ausgebildeten Kristalle können sehr groß sein; mikroskopisch feine Nädelchen oder Prismen treten weitverbreitet als akzessorische Gemengteile in Gesteinen auf. Hexagonales Prisma 1. Stellung {1010}, Dipyramiden {1011} und {1121} sowie Basispinakoid {0001} bestimmen vorwiegend die Tracht der Kristalle
Abb. 8.1. Tracht und Habitus bei Apatit: a flächenreicher, gedrungen-prismatischer Habitus; die Flächenkombination lässt erkennen, dass eine Spiegelebene senkrecht der c-Achse existiert, aber keine Spiegelebenen // c; b flächenarmer, prismatischer Habitus
(Abb. 8.1a,b). Die klaren, gedrungen-prismatischen bis dicktafeligen Kristalle aus Kluft- und Drusenräumen sind stets flächenreicher entwickelt (Abb. 8.1a). Häufig derb, in stark verunreinigten, körnig-dichten Massen und kryptokristallin als Bestandteil des Phosphorits. Aus ehemals amorph-kolloidaler Substanz und von Organismen ausgeschiedenen Produkten gebildet, besitzen Phosphoritkrusten häufig traubig-nierige, auch stalaktitähnliche Oberflächen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit Absonderung prismatischer Kristalle nach (0001), undeutlich nach {1010} uneben bis muschelig Bruch Härte 5 (Standardmineral der Mohs-Skala) Dichte 3,2 Farbe, Glanz farblos und in vielen Farben auftretend, wie gelblich-grün, bräunlich, blaugrün, violett; Glasglanz auf manchen Kristallflächen, Fettglanz auf muscheligem Bruch, klar durchsichtig bis kantendurchscheinend. Verwechslung mit anderen Mineralen möglich (Name von grch. απατα´ ω = täuschen, betrügen) Strich weiß Struktur. Die [CaO 9 ]-Polyeder sind über die Ecken miteinander verknüpft, um Ketten // der c-Achse zu bilden; diese sind in hexagonaler Anordnung mit [PO4]-Tetraedern ecken- und kanten-verknüpft. In den entstehenden großen Hohlkanälen liegen die (OH)-, F- und ClIonen (Abb. 8.2). Chemismus. Die Anionen 2. Stellung F, Cl und OH können sich gegenseitig diadoch vertreten. Beim Fluorapatit herrscht F vor (am weitesten verbreitet), beim Chlorapatit Cl, im Hydroxylapatit OH. Im Karbonatapatit erfolgt teilweise ein gekoppelter Ersatz [(OH)–/PO43–] [O2–/CO2– 3 ]. Die (PO4)-Gruppe kann darüber hinaus begrenzt durch (SO4) bei gleichzeitigem Eintritt von (SiO4) ersetzt sein, wobei der Ersatz von P5+ durch S6+ durch den Ersatz von P5+ durch Si4+ kompensiert wird.
8 · Phosphate, Arsenate, Vanadate
rot; auf Kristallflächen Diamant-, 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 diadoch ersetzt werden. Vorkommen. Pyromorphit ist Sekundärmineral in der Oxidationszone von sulfidischen Bleilagerstätten.
Mimetit (Mimetesit), Pb5[Cl/(AsO4)3] Abb. 8.2. 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)
Vorkommen. Als akzessorischer Gesteinsgemengteil sehr verbreitet, seltener als Hauptgemengteil; auf pegmatitisch-hochhydrothermalen Gängen und Imprägnationen; als flächenreiche, klare Kriställchen auf Klüften und in Drusen-Hohlräumen; Apatit ist wichtigster Bestandteil der Zahn- und Knochen-Substanz beim Menschen und den Wirbeltieren. Angereichert wird Apatit vorzugsweise in den Phosphorit-Lagerstätten, in denen er häufig Versteinerungssubstanz fossiler Knochen und Kotmassen (Guano) bildet. Bedeutung. Apatit ist Hauptträger der Phosphorsäure im anorganischen Naturhaushalt. Apatit- bzw. PhosphoritLagerstätten liefern in erster Linie Rohstoffe für Düngemittel (nach Aufschluss zu löslichem mineralischem Dünger wie Superphosphat, Ammoniumphosphat oder Nitrophoska), Rohstoff für die chemische Industrie zur Gewinnung von Phosphorsäure und Phosphor.
Pyromorphit, Pb5[Cl/(PO4)3] Ausbildung. Kristallklasse 6/m, einfache prismatisch ausgebildete Kristalle mit Basis {0001} und hexagonalem Prisma {1010} sind häufig, {1010} meist tonnenförmig gewölbt; in Gruppen aufsitzend, krustenartig als Anflug. In Drusen, als nieren- bis kugelförmige Bildungen, selten nadelig. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit fehlt Bruch uneben, muschelig 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 orange-
Ausbildung. Kristallklasse 6/m, dem Pyromorphit ähnliche Kristalle. Physikalische Eigenschaften. Farbe gelb, braun, grün, auch grau bis farblos Glanz auf Kristallflächen Diamantglanz, auf Bruchflächen Fettglanz Struktur. Isotyp mit Apatit. Vorkommen. Innerhalb der Oxidationszone von Bleilagerstätten, die zugleich Arsenminerale führen.
Vanadinit, Pb5[Cl/(VO4)3] Ausbildung. Kristallklasse 6/m, prismatisch ausgebildete Kristalle mit {0001}, {1010}, {1011}, {2131}. Gerundete, tonnenförmige Kristallformen. Auch stängelig in traubenförmig-nierig ausgebildeten Aggregaten, derbe Massen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit Bruch uneben bis muschelig Härte 3½ 6,9 Dichte Farbe, Glanz rubinrot, orangegelb, gelblich-braun, diamantähnlicher Glanz auf Kristallflächen; durchscheinend bis durchsichtig Struktur. Isotyp mit Apatit. Chemismus. Geringe As-Gehalte; (VO4) kann teilweise durch (PO4) ersetzt sein. Vorkommen. Innerhalb der Oxidationszone von Bleilagerstätten, die sich im Verband mit Karbonatgesteinen befinden, abbauwürdige Lagerstätten. Bedeutung. Als Vanadiumerz; Vanadium ist Legierungsmetall in Spezialstählen.
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8 · Phosphate, Arsenate, Vanadate
Weiterführende Literatur Chang LLY, Howie RA, Zussman J (1996) Rock-forming minerals, vol 5B, 2nd edn. Non-silicates: Sulphates, carbonates, phosphates, halides. Longmans, Harlow, Essex, UK Elliott JC (1994) Structures and chemistry of apatites and other calcium orthophosphates. Elsevier, Amsterdam
Kohn MJ, Rakovan J, Hughes JM (eds) (2002) Phosphates – geochemical, geobiological and meterials importance. Rev Mineral 48. Mineral Soc America, Washington, DC Nriagu JO, Moore PB (eds) (1984) Phosphate minerals. Springer, Berlin Heidelberg Strunz H, Nickel EH (2001) Strunz Mineralogical Tables, 9th edn. Schweizerbart, Stuttgart
9 Silikate
9.1 Inselsilikate (Nesosilikate)
Die dominierende Rolle der natürlichen Silikate (einschließlich Quarz) besteht darin, dass sie mit einem Anteil von etwas über 90 Vol.-% am stofflichen Aufbau der Erdkruste beteiligt sind (Tabelle 1.2, S. 10). Darüber hinaus besitzen sie eine überragende 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)
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9 · Silikate
Strukturprinzipien und Gliederung der Silikate Die Silikate haben ein gemeinsames Strukturprinzip, nach dem eine relativ einfache Gliederung der zahlreich auftretenden silikatischen Minerale erfolgen kann (Abb. 9.1). 1. Die Silikatstrukturen zeichnen sich dadurch aus, dass Si stets tetraedrisch von 4 O als nächste Nachbarn umgeben ist. Das gilt ohne Rücksicht auf das Si : O-Verhältnis, wie es in der chemischen Summenformel zum Ausdruck kommt: SiO3, SiO4, SiO5, Si2O5, Si2O7, Si3O8, Si4O10, Si4O11. Die 4 O nehmen die Ecken des fast regelmäßigen Tetraeders ein und berühren sich wegen ihrer Größe (1,32 Å) in ihren Einfluss-Sphären, so dass nur eine winzige Lücke zwischen ihnen für das kleine Si (0,34 Å) zur Verfügung steht. Das Si befindet sich, anders ausgedrückt, in der tetraedrischen Lücke der 4 O. Die Bindungskräfte zwischen Si und O innerhalb dieser Tetraeder sind wegen der polarisierenden Wirkung der kleinen und dabei hochwertigen Si-Atome stark in Richtung einer homöopolaren (Atom-)Bindung hin verlagert; man bezeichnet sie als sp3-HybridBindung. Daher treten in den Silikatstrukturen die stärksten Bindungskräfte innerhalb des [SiO4]-Tetraeders auf. 2. Eine weitere für die Silikatstrukturen charakteristische Eigenschaft besteht darin, dass der Sauerstoff des Silikatkomplexes gleichzeitig 2 verschiedenen [SiO 4]-Tetraedern angehören kann. Dadurch entstehen neben den inselförmig isolierten [SiO4]-Tetraedern als weitere Baueinheiten: Doppeltetraeder [Si2O7]6–, ringförmige Gruppen verschiedener Zusammensetzung wie [Si3O9]6–, [Si4O12]8–, [Si6O18]12–, eindimensional-unendliche Ketten und Doppelketten, zweidimensional-unendliche Schichten, schließlich dreidimensional-unendliche Gerüste. 3. Ein drittes wichtiges kristallchemisches Prinzip ist die Doppelrolle des 3-wertigen Al in den Silikatstrukturen. Auf Grund seines Ionenradius kann Al3+ gegenüber O sowohl in Sechserkoordination als Al[6] mit einem Ionenradius von 0,61 Å als auch in Viererkoordination als Al[4] mit einem Ionenradius von 0,47 Å auftreten und [AlO4]-Tetraeder bilden. Damit ist das Al3+ in der Lage, anstelle des Si4+ in die tetraedrische Lücke einzutreten (Alumosilikate), aber auch an Stelle von Mg2+ (0,80 Å), Fe2+ (0,69 Å) oder Fe3+ (0,63 Å) u. a. in eine etwas größere oktaedrische Lücke mit 6 O als nächste Nachbarn (Aluminiumsilikate). Darüber hinaus können in derselben Kristallstruktur beide Koordinationsmöglichkeiten des Al-Ions verwirklicht sein.
Die Substitution von Si4+ durch Al3+ erfolgt wie jeder andere Ersatz ungleich hoch geladener Ionen durch einen elektrostatischen Valenzausgleich, d. h. durch einen Ausgleich der entstandenen Ladungsdifferenz. Die Höhe der Substitution des Si4+ durch Al3+ kann in den verschiedenen Silikatstrukturen das Verhältnis 1 : 1 nicht überschreiten. Ein Übergang von Alumosilikaten zu Aluminaten kommt daher nicht vor. Ohne Kenntnis dieser Doppelrolle war eine vernünftige Systematik der Silikatminerale, ja in vielen Fällen nicht einmal eine befriedigende chemische Formulierung möglich. Darüber hinaus treten viele Silikatminerale in wechselnden Mischkristallzusammensetzungen auf, die zunächst noch nicht überschaubar waren. Die Silikate wurden damals als Salze verschiedener Kieselsäuren aufgefasst. Erst mit den zunehmenden Kristallstrukturbestimmungen der wichtigsten Silikate ergab sich ein tieferer Einblick in ihren Aufbau und ihre verwandtschaftlichen Beziehungen. Die ersten Einteilungsvorschläge im Sinn der heutigen Systematik der Silikate gehen auf W. L. Bragg und F. Machatschki Ende der 20er Jahre des 20. Jahrhunderts zurück. Sie stellen noch heute die Grundlage der Kristallchemie der Silikate dar. Die Systematik der Silikate wird nunmehr nach der Zunahme der Polymerisation des Si-O-Komplexes und der Art der Tetraederverknüpfung vorgenommen. Dabei lassen sich ausgliedern: Inselsilikate (Nesosilikate, engl. auch ortho silicates) mit selbständigen [SiO4]4–-Tetraedern. Beispiele: Forsterit Mg2[SiO4], Olivin (Mg,Fe)2[SiO4], Zirkon Zr[SiO4]. In einigen Inselsilikaten wie z. B. Topas Al2[(F,OH)2/SiO4] treten außerdem zusätzliche Anionen, sog. Anionen 2. Stellung, wie F– und (OH)– hinzu. Gruppensilikate (Sorosilikate) mit endlichen Gruppen, im wesentlichen Doppeltetraeder der Zusammensetzung [Si2O7]6–, wobei zwei [SiO4]-Tetraeder über eine Tetraederecke durch einen gemeinsamen Sauerstoff miteinander verknüpft sind. Dieser sog. Brückensauerstoff gehört jedem der beiden Tetraeder zur Hälfte an. (Daher Si : O = 2 : 7). Beispiele: Melilith, hier das Endglied Gehlenit Ca2Al[SiAl2O7], Epidot. Ringsilikate (Cyclosilikate, engl. auch ring silicates) mit selbständigen, geschlossenen Dreier-,Vierer- und Sechserringen aus [SiO4]-Tetraedern. Da auch in einem solchen Tetraederring jedes Si 2 seiner koordinierten O mit 2 benachbarten Tetraedern teilt, ergeben sich die folgenden Zusammensetzungen der Tetraederringe: [Si3O9]6–, [Si4O12]8–, [Si6O18]12–. Beispiele: Turmalin XY3Al6[(OH)4/(BO3)3/(Si6O18)] (S. 91f).
9.1 · Inselsilikate (Nesosilikate)
Ketten- und Doppelkettensilikate (Inosilikate, engl. auch chain silicates) mit eindimensional unendlichen Tetraederketten oder Tetraederdoppelketten, wobei jedes Si 2 seiner O mit den in der Kettenrichtung benachbarten Si teilt. Das Verhältnis Si : O wird damit ebenso wie bei der Ringbildung 1 : 3. Bei dem wichtigsten Vertreter, der Pyroxen-Familie, liegt eine eindimensionale Verknüpfung von Tetraederverbänden der Zusammensetzung [Si2O6]4– vor. Beispiele: Hypersthen (Mg,Fe)[6] 2 [Si2O6] oder Diopsid Ca[8]Mg[6][Si2O6]. Bei den unendlichen Doppelketten sind 2 einfache Ketten von SiO4-Tetraedern seitlich miteinander über 1 Brückensauerstoff verbunden. Damit hat gegenüber der einfachen Kette jedes 2. Tetraeder ein weiteres O mit einem Tetraeder der Nachbarkette gemeinsam. Daher besitzt die Doppelkette die Zusammensetzung [Si4O11]6– als strukturelle Grundeinheit. Die silikatische Doppelkette enthält freie Hohlräume, in die (OH)–- und F–-Ionen eintreten können. Diese Anionen sind nicht an Si-Ionen gebunden, stellen vielmehr sog. Anionen 2. Stellung dar. Beispiele: Amphibol-Familie mit Anthophyllit (Mg,Fe) 7[6] [(OH) 2 /(Si 8 O 22 )] oder Tremolit [6] Ca[8] 2 Mg5 [(OH,F)2/(Si8O22)]. Schichtsilikate (Phyllosilikate, engl. auch sheet silicates) mit zweidimensional unendlichen Tetraederschichten. Hier treten infolge weiterer Polymerisation [SiO4]-Tetraederketten in unbegrenzter Anzahl zu zweidimensionalen Schichten zusammen. Jedes [SiO4]-Tetraeder besitzt drei Brückensauerstoffe zu benachbarten Tetraedern. Das Si : O-Verhältnis wird damit zu 2 : 5 oder [Si2O5]2– bzw. [Si4O10]4–. Auch die silikatischen Schichten enthalten wie die Doppelketten freie Hohlräume, in die (OH)–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] ersetzt. Damit ist der innerhalb der geschweiften Klammer befindliche Komplex einfach negativ geladen und der elektrostatische Valenzausgleich kann durch Eintritt von K+ erfolgen. Die Formel des Muscovits 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-
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nachbarten Tetraedern verknüpft. Jedem Si sind damit nur 4 halbe O zugeordnet. Daraus ergibt sich für das dreidimensionale Gerüst die Formel SiO2, identisch mit der Formel des Siliciumdioxids Quarz, einer elektrostatisch abgesättigten Struktur. Gerüstsilikate im eigentlichen Sinne sind nur möglich, wenn ein Teil des Si4+ durch Al3+ ersetzt ist. Dadurch erhält die Struktur eine negative Ladung, zu deren Absättigung der Einbau von Kationen notwendig ist. Da das dreidimensionale Gerüst stark aufgelockert ist, haben in den großen Hohlräumen große Kationen wie K+, Na+, Ca2+ etc. Platz. Es kommt zur Bildung von Alumosilikaten, wie z. B. den Feldspäten oder Feldspatvertretern. In manchen Fällen sind in das lockere Gerüst noch große fremde Anionen (wie Cl–, SO2– 4 etc.) oder selbständige Wassermoleküle eingebaut. Die Wassermoleküle sind in den betreffenden Silikaten besonders locker gebunden. Sie entweichen bei Temperaturerhöhung leicht aus der Struktur, ohne dass diese zusammenbricht. In mit Wasserdampf gesättigter Atmosphäre wird das Wasser wieder aufgenommen und eingebaut. Diese wasserreichen Gerüstsilikate gehören zu der umfangreichen, technisch wichtigen Mineralgruppe der Zeolithe. Die lockere Packung der Gerüstsilikate führt zu relativ niedriger Dichte und zu relativ niedrigen Werten von Licht- und Doppelbrechung der betreffenden Minerale.
9.1 Inselsilikate (Nesosilikate) Tabelle 9.1. Wichtige Inselsilikate
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9 · Silikate
Olivin, (Mg,Fe)2[SiO4] Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, die rhombisch-dipyramidalen Kristalle weisen häufig die Vertikalprismen {110} und {120} auf in Kombination mit dem Längsprisma {021}, dem Querprima {101}, der Dipyramide {111} und dem seitlichen Pinakoid {010} (Abb. 9.2). Idiomorph als Einsprengling überwiegend in vulkanischen Gesteinen, häufig körnig, so als körniges Aggregat in den sog. Olivinknollen (Abb. 11.4b, S. 147), 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 rotbraun (abhängig vom Fayalit-Gehalt), Glasglanz auf Kristallflächen, Fettglanz auf Bruchflächen, durchsichtig bis durchscheinend Struktur. Die Olivinstruktur kann man als eine // (100) angenähert hexagonal dichte Kugelpackung der Sauerstoffe beschreiben (Abb. 9.3). Dabei befindet sich Si in den kleineren tetraedrischen Lücken zwischen 4 O. Die Mg- bzw. Fe2+-Ionen nehmen die etwas größeren oktaedrischen Lücken mit 6 O als nächste Nachbarn ein. Unter sehr hohen Drücken, etwa ab 50 kbar, geht die Olivinstruktur in die noch dichter gepackte Spinellstruktur über (Abschn. 27.3, S. 414). Chemismus. Olivin bildet eine lückenlose Mischkristallreihe zwischen den beiden Endgliedern Forsterit Mg2SiO4 und Fayalit Fe2SiO4 (Abb. 16.13, S. 209). In dem gewöhnlichen gesteinsbildenden Olivin überwiegt stets Forsterit mit 90–70 Mol.-% gegenüber Fayalit. Charakteristisch ist ein geringer diadocher Einbau von Ni2+ anstelle von Mg2+, auch von Mn2+ anstelle von Fe2+, letzteres besonders in den Fayalit-reichen Olivinen.
Abb. 9.3. Schema der Olivin-Struktur (Endglied Forsterit) // a in die (100)-Ebene projiziert. Zwischen den inselartigen SiO4-Tetraedern (Si ist nicht eingezeichnet) liegt Mg[6] innerhalb der oktaedrischen Lücken, d. h. dass Mg jeweils 6 O als nächste Nachbarn besitzt. (Nach Bragg u. Bragg, aus Evans 1976)
in Basalten als zonar gebaute Einsprenglinge mit Mg-reicherem Kern. Hauptgemengteil in den Gesteinen des Oberen Erdmantels, Gemengteil von Meteoriten, insbesondere Chondriten. Olivin wandelt sich unter Wasseraufnahme sekundär in Serpentin um. Olivin als Rohstoff. Dunite, das sind fast monomineralische, aus Forsterit-reichem Olivin bestehende Gesteine, sind ein wichtiger Rohstoff zur Herstellung feuerfester ForsteritZiegel. Chrysolith oder Peridot sind klare, olivgrün gefärbte Olivin-Kristalle, die als Edelstein geschätzt werden.
Zirkon, Zr[SiO4]
Vorkommen. Olivin ist ein wichtiges gesteinsbildendes Mineral in ultramafischen Gesteinen, nicht selten auch
Ausbildung. Kristallklasse 4/m2/m2/m, die kurzsäuligen, meist eingewachsenen Kristalle weisen häufig eine einfache Kombination des tetragonalen Prismas {100} oder {110} mit der tetragonalen Dipyramide {101} auf;
Abb. 9.2. Olivin
Abb. 9.4. Zirkon
9.1 · Inselsilikate (Nesosilikate)
aber auch {101} allein oder flächenreichere Kristalle kommen vor (Abb. 9.4). Häufig auch als lose abgerollte Kristalle oder Körner auf sekundärer Lagerstätte (Zirkon-Seifen). Kristalltracht und Kristallhabitus des Zirkons hängen empfindlich 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; Diamantoder Fettglanz, undurchsichtig bis durchscheinend, bei Edelsteinqualität auch durchsichtig Struktur. Die isolierten [SiO4]-Tetraeder sind mit ZrO8Polyedern ecken- und kantenverknüpft; dabei entstehen jeweils Ketten // der a- und c-Achse, die ein dreidimensionales Gerüst aufspannen. In manchen Fällen ist die Kristallstruktur des Zirkons durch radioaktiven Zerfall von Th und U, die anstelle von Zr in die Struktur eingebaut sind, weitgehend zerstört: das Mineral ist in einen sog. metamikten Zustand übergeführt. Dadurch nehmen Dichte und Härte merklich ab. Chemismus. Das Zirkonium in der Kristallstruktur wird stets bis zu einem gewissen Grad durch Hf, Th und U diadoch ersetzt. Hafnium wurde zuerst im Jahre 1922 im Zirkon aufgefunden. Darüber hinaus enthält Zirkon ein breites Spektrum an Spurenelementen, u. a. Seltene Erden und P. Vorkommen. Als verbreiteter akzessorischer Gemengteil tritt Zirkon in mikroskopisch kleinen Kriställchen in vielen magmatischen und metamorphen Gesteinen auf, am häufigsten in Nephelinsyeniten und Pegmatiten, in letzteren auch in größeren Kristallen und lagerstättenkundlich bedeutsamer Anreicherung. Verbreitet als Schwermineral in Sanden und klastischen Sedimentgesteinen, angereichert in Seifen, auch Edelsteinseifen. Die sog. pleochroitischen Höfe um mikroskopisch kleine Zirkoneinschlüsse, vorzugsweise im Glimmer, gehen auf die radioaktive Einwirkung von Th und U zurück. Abb. 9.5. Granat, unterschiedliche Flächenkombinationen
Bedeutung als mineralischer Rohstoff. Zirkon ist ein wichtiger mineralischer Rohstoff, so zur Gewinnung der Elemente Zr und Hf und von Zr-Verbindungen. Zr findet Verwendung als Legierungsmetall (Ferrozirkon) und Reaktormaterial, ZrO2 als säurebeständiges und hochfeuerfestes Tiegelmaterial. Andere Verbindungen des Zirkoniums werden zu Glasuren in der keramischen Industrie und in der Glasindustrie verwendet. Durchsichtige, schön gefärbte Zirkone sind geschätzte Edelsteine, z. B. der bräunlich- bis rotorange gefärbte Hyazinth. Intensiv blau gefärbter, geschliffener Zirkon ist fast stets durch Brennen künstlich verändert. Altersbestimmung. Wegen seines Th- und U-Gehalts wird Zirkon zur isotopischen Altersbestimmung in der Geologie genutzt (Abschn. 30.5.3, S. 467). 3+ Granat-Gruppe, X2+ 3 Y2 [SiO4]3
In dieser Strukturformel sind in natürlichen Granaten die Positionen folgendermaßen besetzt: X2+ = Mg, Fe2+, Mn2+, Ca Y3+ = Al[6], Fe3+, Cr3+, V3+ Endglieder der sog. Pyralspit-Reihe sind: Pyrop Almandin Spessartin
Mg3Al2[SiO4]3 Fe3Al2[SiO4]3 Mn3Al2[SiO4]3
Endglieder der sog. Ugrandit-Reihe sind: Uwarowit Grossular Andradit
Ca3Cr2[SiO4]3 Ca3Al2[SiO4]3 Ca3Fe2[SiO4]3
Darüber hinaus sind zahlreiche weitere Endglieder von Granat synthetisiert worden, die – wenn überhaupt – in der Natur nur eine sehr begrenzte Bedeutung besitzen, aber z. T. technisch wichtig sind. Ausbildung. Kristallklasse 4/m32/m, kubische Kristalle überwiegend Rhombendodekaeder {110}, auch Ikositetraeder {211} und deren Kombinationen (Abb. 9.5), seltener auch in Kombination mit {hkl}, vorwiegend im Gestein eingewachsen, auch in gerundeten Körnern und Kornaggregaten, Zonarbau ist häufig.
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9 · Silikate
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit bisweilen Teilbarkeit nach {110} angedeutet Bruch muschelig, splittrig Härte 6½–7½ je nach der Zusammensetzung des Mischkristalls Dichte 3,5–4,5 je nach der Zusammensetzung des Mischkristalls Farbe, Glanz Farbe mit der Zusammensetzung wechselnd; Pyrop-reicher Granat ist tiefrot, Almandin-reicher bräunlichrot, Spessartin-reicher gelblich- bis bräunlichrot, Grossular-reicher hell- bis gelbgrün oder braun- bis rotgelb, Andraditreicher bräunlich bis schwarz. Gelbgrüne Farbe besitzt die Varietät Topazolith, gelbgrüne verbunden mit Diamantglanz die Varietät Demantoid. Melanit, ein Ti-haltiger Andradit, erscheint makroskopisch tiefschwarz gefärbt, im Dünnschliff unter dem Mikroskop dunkelbraun durchscheinend. Der Cr3+-haltige Uwarowit ist dunkel smaragdgrün. Glas- bis Fettglanz, auch Diamantglanz, kantendurchscheinend Struktur. Sie baut sich aus alternierenden, eckenverknüpften YO6-Oktaedern und [SiO4]-Tetraedern auf, die gewinkelte Ketten // den drei Würfelkanten der Einheitszelle bilden. Dadurch entsteht ein dreidimensionales Gerüst mit pseudokubischen Lücken, in denen die [8]-koordinierten X2+-Kationen sitzen. Experimentelle Untersuchungen haben gezeigt, dass die Bildung mancher Granate durch hohe bis sehr hohe Drücke begünstigt wird. Das gilt besonders für die Pyropreichen Granate, die auch unter P-T-Bedingungen des oberen Erdmantels existenzfähig sind. Chemismus. Lückenlose Mischkristallreihen bestehen innerhalb der Pyralspit-Gruppe zwischen den Endgliedern Almandin-Pyrop und Almandin-Spessartin und innerhalb der Grandit-Gruppe zwischen Grossular und Andradit. Die Mischkristalle innerhalb der Pyralspitreihe können in der Natur i. Allg. bis zu etwa 30 % Grossularbzw. Andraditkomponente aufnehmen. Im Melanit erfolgt der Ladungsausgleich über den gekoppelten Ersatz 2Al3+[6] Ti4+[6]Fe2+[6] oder Al3+[6]Si4+[4] Ti4+[6]Fe2+[4], d. h. in diesem Fall kann Fe2+ das Si in der Tetraederposition ersetzen. Vorkommen. Granate sind wichtige gesteinsbildende Minerale, vorzugsweise in metamorphen Gesteinen und in den Granatperidotiten des oberen Erdmantels. Melanit tritt bevorzugt in alkalibetonten magmatischen Gesteinen auf. Topazolith ist ausschließlich Kluftmineral.
Wirtschaftliche Bedeutung. Schön gefärbte und klare Granate sind gelegentlich geschätzte Edelsteine, z. B. der Pyrop-reiche böhmische Granat, von anderer Fundstelle fälschlich als Kaprubin bezeichnet. Viel seltener ist der gelbgrüne Demantoid, der wegen seines fast diamantähnlichen Glanzes in geschliffener Form besonders begehrt ist.
Al2SiO5-Gruppe Zu dieser trimorphen Gruppe gehören die Minerale Sillimanit, Andalusit und Kyanit (Disthen). Sillimanit Al[6]Al[4][O/SiO4] und Andalusit Al[6]Al[5][O/SiO4] kristallisieren rhombisch, Kyanit Al[6]Al[6][O/SiO4] triklin. Die wechselnden Koordinationsverhältnisse des Al bei diesen drei Aluminiumsilikaten sind in Strukturunterschieden begründet. Vergleichbar sind bei ihnen die über gemeinsame Kanten verknüpften [AlO6]-Oktaeder // zur c-Achse. Im Übrigen ist die Struktur von Kyanit dichter gepackt als diejenige der beiden anderen Modifikationen. Ihre Stabilitätsbeziehungen sind im PT-Diagramm Abb. 25.2 (S. 357) dargestellt. Andalusit mit der geringsten Dichte ist auf die niedrigsten Drücke beschränkt. Er geht bei Drucksteigerung in Abhängigkeit von der Temperatur in die jeweils dichtere Phase über, entweder in Kyanit oder in Sillimanit. Sillimanit ist die stabile Hochtemperaturmodifikation unter den drei polymorphen Mineralphasen. Er geht bei starker Zunahme des Drucks in Kyanit über. Alle drei Al2SiO5Phasen können nur bei einer ganz bestimmten DruckTemperatur-Kombination stabil nebeneinander bestehen, am sog. Tripelpunkt bei etwa 4 kbar und 500 °C. Al-Silikate geben wichtige Hinweise für die DruckTemperatur-Bedingungen, unter denen ein metamorphes Gestein gebildet wurde.
Sillimanit, Al[6]Al[4][O/SiO4] Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, nadelförmig in metamorphen Gesteinen, als Fibrolith faserig und in Büscheln, verfilzten Aggregaten oder Knoten auftretend. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {010}, die Prismen besitzen eine Querabsonderung 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 Sedimentgesteine (Metapelite).
9.1 · Inselsilikate (Nesosilikate)
Andalusit, Al[6]Al[5][O/SiO4] Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, prismatische Kristallform nach c mit nahezu quadratischem Querschnitt senkrecht c. Das rhombische Prisma {110} und das Basispinakoid {001} dominieren, auch mit {101} und {011}. Im Chiastolith ist kohliges Pigment in bestimmten 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 bräunlich; Glasglanz
Farbe, Glanz
Farbe verschieden intensiv blau, da´ ανος her der Name Kyanit (grch. κυ = blau); daneben auch blauviolett, grünlichblau, grünlich bis bräunlichweiß; Glasglanz, auf (100) Perlmutterglanz, kantendurchscheinend bis fast durchsichtig
Chemismus. Geringe Gehalte an Fe3+ und Cr3+. Vorkommen. Ausschließlich auf metamorphe SedimentGesteine mit hohem Al-Gehalt (Metapelite) beschränkt, sekundär in manchen Sanden angereichert. Bedeutung als mineralischer Rohstoff. Andalusit, Sillimanit und Kyanit sind ganz spezielle Rohstoffe für hochfeuerfeste Erzeugnisse und Porzellane (Isolatoren).
Topas, Al2[F2/SiO4] Chemismus. Häufig geringer Gehalt an Fe und Mn. Viridin ist ein Mn-reicher Andalusit. Vorkommen. Gemengteil metamorpher Sedimentgesteine mit hohem Al-Gehalt, sog. Metapelite; bisweilen in Quarz eingewachsen. Häufig oberflächlich in feinschuppigen Hellglimmer umgewandelt, mitunter Pseudomorphosen von Hellglimmer nach Andalusit. In kohlenstoffhaltigen Tonschiefern, die thermisch überprägt sind, hat sich häufig die Varietät Chiastolith in säulenförmigen Kristallen gebildet.
Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, flächenreiche rhombische Kristalle, Tracht und Habitus sehr verschieden (Abb. 9.6), ein- und aufgewachsen; sehr formenreich: über 140 verschiedene Trachten sind beschrieben worden. Meist herrschen längsgestreifte Vertikalprismen vor, besonders {110}, daneben {120} und {130}, außerdem die Längsprismen {011}, {021} und {041}, dazu stets die rhombischen Dipyramiden {113} und {112} und das Basispinakoid {001}. Häufig auch in stängeligen Aggregaten (Varietät Pyknit) oder körnig.
Kyanit (Disthen), Al[6]Al[6][O/SiO4] Ausbildung. Kristallklasse 1, breitstängelig nach c mit gut ausgebildetem Pinakoid {100}, diese Fläche ist oft flachwellig gekrümmt und quergestreift; daneben {010} und {110} bzw. {110}, seltener durch {001} begrenzt. Verbreitet Zwillingsbildung nach (100). Eingewachsen in metamorphen Gesteinen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit, Bruch {100} vollkommen, {010} deutlich; (001) ist Absonderungsfläche, (100) ist zugleich Translationsfläche mit Translationsrichtung [100], d. h. // a. Daraus ergibt sich ein faseriger Bruch nach (001) und auffällige Wellung auf (100) Härte Kyanit besitzt eine ausgesprochene Anisotropie der Ritzhärte auf (100), nämlich 4½ // [001], dagegen 6–7 // [010], daher der Name „Disthen“ (S. 5, Abb. 1.5) Dichte 3,7, die Dichte von Kyanit als Hochdruckmodifikation ist deutlich höher als diejenige der beiden anderen Polymorphen
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {001} vollkommen Bruch muschelig Härte 8 (Standardmineral der Mohs-Skala) Dichte 3,5 Farbe, Glanz farblos, hellgelb, weingelb, meerblau, grünlich oder rosa; Glasglanz, klar durchsichtig bis durchscheinend Struktur. Die Kristallstruktur von Topas kann als eine dichte Anionenpackung aus O und F beschrieben wer-
Abb. 9.6. Topas, unterschiedliche Flächenkombinationen
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9 · Silikate
den, in der tetraedrische Lücken durch Si mit 4 Anionen 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 hochhydrothermalen Verdrängungslagerstätten (Greisen), oft zusammen mit Kassiterit (Zinnstein); Drusenmineral, in großen Kristallen in Granitpegmatiten, sekundär in Edelsteinseifen. Wirtschaftliche Bedeutung. Wasserklar durchsichtiger und schön gefärbter Topas ist als geschliffener Stein wegen seines relativ hohen Glanzes geschätzt (Edeltopas der Juweliere).
Staurolith, Fe2Al9[O6(O,OH)2/(SiO4)4] Ausbildung. Kristallklasse 2/m, relativ flächenarme prismatische Kristalle mit {110}, {101} und den Pinakoiden {010} und {001} (Abb. 9.7a). Häufig treten charakteristische Durchkreuzungszwillinge (daher der Name Staurolith von grch. σταυρóς = Kreuz, λíθος = Stein) mit fast rechtwinkliger Durchkreuzung nach (032) oder mit einem Durchkreuzungswinkel von etwa 60° nach (232) auf (Abb. 9.7b,c). Stets in metamorphen Gesteinen eingewachsen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {010} bisweilen deutlich Bruch uneben, muschelig Härte 7–7½ Dichte 3,7–3,8 Farbe, Glanz gelbbraun, braun bis schwarzbraun, auch rotbraun; Glasglanz, matt auf Bruchflächen, kantendurchscheinend bis undurchsichtig Weitere Eigenschaft oft enthalten die Kristalle zahlreiche Einschlüsse, besonders von Quarz Struktur. Die relativ komplizierte Kristallstruktur besitzt eine annähernd kubisch dichteste Kugelpackung, in der Al oktaedrisch, Si und – ungewöhnlicherweise! – auch
Fe2+ tetraedrisch koordiniert sind. Sehr vereinfacht lässt sich die Struktur durch 8 Einheiten der Kyanit-Struktur mit abwechselnd zwischengelagerten Fe 2AlO 3(OH)Schichten // (100) beschreiben. Die nicht selten auftretenden Parallelverwachsungen zwischen Staurolith (010) und Kyanit (100) mit gemeinsamer c-Achse sind auf diese Weise erklärbar. Chemismus. In der oben aufgeführten chemischen Formel des Stauroliths kann Fe2+ durch Mg und Al durch Fe3+ bis zu einigen Prozenten ersetzt sein. Auch Mn2+ und Zn2+ können Fe2+ bis zu einem gewissen Grad ersetzen. Vorkommen. Charakteristischer Gemengteil Fe- und Al-reicher metamorpher Sedimentgesteine (Metapelite), häufig neben almandinbetontem Granat und Biotit. Sekundär als Schwermineral in Sanden und Sandsteinen.
Chloritoid, (Fe,Mg,Mn)Al2[O/(OH)2/SiO4] Ausbildung. Kristallklasse 2/m oder 1, sechsseitige Tafeln, meist aus polysynthetischen Zwillingslamellen bestehend, die übereinander geschichtet sind, sehr einfache Kristallformen, oft in radialstrahligen Aggregaten. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {001} vollkommen Härte 6½ Dichte 3,5–3,8 Farbe, Glanz dunkelgrün bis schwarz, in dünnen Plättchen grasgrün; Glasglanz Struktur. Dicht gepackte Oktaederschichten mit den Zusammensetzungen Al(O,OH)6 und Fe(O,OH)6 wechsellagern // (001) und werden durch isolierte [SiO4]-Tetraeder verknüpft. Chemismus. Al kann teilweise durch Fe3+, Fe2+ durch Mg ersetzt werden, insbesondere bei steigenden Bildungsdrücken (Mg-Chloritoid); Ottrelith ist ein Mn-reicher Chloritoid. Vorkommen. Charakteristischer Gemengteil Fe- und Alreicher metamorpher Sedimentgesteine (Metapelite), entsteht bei niedrigeren Metamorphose-Temperaturen als Staurolith.
Titanit, CaTi[O/SiO4]
Abb. 9.7. Staurolith: a Einkristall; b–c Durchkreuzungszwillinge
Ausbildung. Kristallklasse 2/m, überwiegend tafelige, prismatische, keilförmige (Varietät Sphen von grch. σϕη´ ν = Keil), in magmatischen Gesteinen häufig Briefkuvertförmige Kristalle mit monoklinen Prismen {111} sowie den Pinakoiden {100}, {001} und {102} (Abb. 9.8).
9.2 · Gruppensilikate (Sorosilikate) Abb. 9.8. Flächenkombinationen bei Titanit
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {110}, auch {111}, bisweilen deutlich Bruch muschelig, spröde Härte 5–5½ Dichte 3,4–3,6 Farbe, Glanz gelbgrün bis grün in der Varietät Sphen alpiner Klüfte, braun bis dunkelbraun in Titaniten magmatischer Gesteine; starker Harz- bis Glasglanz Struktur. Die Struktur baut sich aus isolierten [SiO4]-Tetraedern auf, die durch [CaO7]-Polyeder und [TiO6]-Oktaeder verknüpft werden. Chemismus. Ca kann diadoch durch Y (bis hin zum Yttrotitanit), Ce und andere Seltenerd-Elemente, Ti durch Al, Fe3+, Nb und Ta ersetzt werden. Vorkommen. Verbreiteter akzessorischer Gemengteil in Magmatiten, besonders in Dioriten, Syeniten und Nephelinsyeniten, sowie in Metamorphiten, besonders Amphiboliten. Die Varietät Sphen kommt auf alpinen Klüften vor. Wirtschaftliche Bedeutung. Gelegentlich zu Edelsteinen verschleifbar.
9.2 Gruppensilikate (Sorosilikate)
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit (001) oft deutlich, gelegentlich (110) Härte 5–6 Dichte 2,9–3,0 Farbe, Glanz farblos, häufiger gelb, braun; auf frischem Bruch Fettglanz Chemismus. Lückenlose Mischkristallreihe zwischen den beiden Endgliedern durch den gekoppelten Ersatz Al3+Al3+ Mg2+Si4+, zusätzlich diadocher Einbau von Na und K für Ca, Fe2+ für Mg und Fe3+ für Al. Struktur. [SiO4]- und [AlO4]-Tetraeder sind untereinander zu [Si2O7] bzw. [AlSiO7]-Gruppen verknüpft, daneben gibt es einen weiteren Typ von [AlO4]- und (ungewöhnlich!) [MgO4]-Tetraedern; alle Tetraeder sind schichtenartig // (001) angeordnet und werden durch Ca–O-Bindungen miteinander verknüpft, wobei Ca gegenüber O in [8]-Koordination auftritt. Vorkommen. In Ca-reichen, Si-untersättigten Vulkaniten, wie Melilith-Nepheliniten, Melilithbasalten oder Melilithiten; Gehlenit kommt auch in kontaktmetamorphen Kalksteinen vor. Als technisches Produkt ist Melilith (insbesondere Åkermanit) Bestandteil von Hüttenschlacken und Zementklinkern.
Lawsonit, CaAl2[(OH)2/Si2O7] · H2O Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, eingewachsen im Gestein, Kristalle tafelig nach dem Pinakoid {010}, in Kombination mit dem rhombischen Prisma {101} sowie den Pinakoiden {100} und {001}, gelegentlich auch nach b gestreckt.
Melilith-Reihe: Gehlenit, Ca2Al[4][Al[4]SiO7] – Åkermanit, Ca2Mg[4][Si2O7]
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit (010) und (001) vollkommen, spröd Härte 6 Dichte 3,1 Farbe, Glanz farblos oder graublau, Glasglanz
Ausbildung. Kristallklasse 42m, kurzsäulige, dicktafelige oder quaderartige Kristalle, im Gestein eingewachsen oder in Hohlräumen aufgewachsen.
Struktur. Die Lawsonitstruktur besteht aus Ketten von [Al(O,OH)6]-Oktaedern, die // b verlaufen und die untereinander durch [Si2O7]-Gruppen // c eckenverknüpft werden.
Tabelle 9.2. Wichtige Gruppensilikate
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9 · Silikate
Vorkommen. Als charakteristisches Mineral der niedriggradierten Hochdruckmetamorphose tritt Lawsonit in Blauschiefern auf.
Vorkommen. Verbreiteter Gemengteil in metamorphen Gesteinen, z. B. in Grünschiefern, Epidot-Amphiboliten und Blauschiefern. In magmatischen Gesteinen als sekundäres Zersetzungsprodukt, z. B. von Ca-reichen Plagioklasen („Saussurit“). Als Kluftmineral mitunter in sehr gut ausgebildeten, flächenreichen Kristallen.
Epidot, Ca2(Fe3+,Al)Al2[O/OH/SiO4/Si2O7]
Zoisit, Ca2Al3[(O/OH)/SiO4/Si2O7]
Ausbildung. Kristallklasse 2/m, die sehr formenreichen Kristalle sind prismatisch entwickelt und nach b gestreckt. Dabei sind zahlreiche gestreifte Flächen innerhalb der Zone [010] ausgebildet, so die Pinakoide {001} und {100}, seitlich begrenzt durch die Vertikalprismen {110} und {210} sowie weitere Flächen. Häufig in körnigen oder stängeligen Aggregaten vorkommend, mitunter zu Büscheln gruppiert. Es treten auch Zwillingskristalle auf.
Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, nach b gestreckt oder isometrisch, meist im Gestein eingewachsen; breitstängelige, faserige oder spätige Aggregate oder in derben Massen; gut ausgebildete Kristalle sind oft verbogen, geknickt oder zerbrochen.
Chemismus. entspricht weitgehend der Ideal-Zusammensetzung.
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {001} vollkommen, {100} weniger vollkommen uneben bis muschelig Bruch Härte 6–7 Dichte 3,3–3,5, anwachsend mit steigendem Fe-Gehalt Farbe gelbgrün bis olivgrün, Fe-reicher Epidot (auch Pistazit genannt) ist schwarzgrün, die Fe-arme Varietät Klinozoisit grau, der Mn-reiche Piemontit rosa und der Cer-Epidot Allanit (Orthit) pechschwarz gefärbt Glanz starker Glasglanz auf den Kristallflächen, kantendurchscheinend bis durchsichtig Struktur. Die Kristallstruktur von Epidot enthält als Anionengerüst sowohl inselförmig angeordnete [SiO4]-Tetraeder als auch isolierte [Si2O7]-Gruppen. Ketten von 2 verschiedenen oktaedrischen Gruppen mit Al verlaufen // zur b-Achse. Diese Ketten sind mit den beiden inselförmigen Gruppen zu einem Koordinationsgitter verbunden. Ca2+ befindet sich in [8]-Koordination gegenüber O, wobei der Ca–O-Abstand schwankt. Chemismus. „Epidot“ ist Gruppenname für die vollständige Mischkristallreihe zwischen den – theoretischen – Endgliedern Klinozoisit (mit Al : Fe3+ = 3 : 0) und Epidot mit (Al : Fe3+ = 2 : 1). Innerhalb der Epidot-Gruppe werden Mischkristalle mit 40 Mol.-% Epidot-Endglied als Epidot bezeichnet. Der Name Pistazit für Fe-reichen Epidot ist international nicht gebräuchlich. Im Piemontit ist Fe3+ durch Mn3+ ersetzt; Allanit (Orthit) enthält Ce und andere Seltenerd-Elemente, sowie Th.
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} vollkommen Bruch uneben Härte 6 Dichte 3,2–3,4 Farbe, Glanz grau, braungrau, grünlich, die Mnhaltige Varietät Thulit ist rosa. Tansanit ist ein blauer Zoisit, der als Edelstein verschliffen wird; Glasglanz, auf (100) z. T. Perlmuttglanz Struktur. Ähnlich Epidot. Chemismus. Nur geringer Einbau von Fe3+ und Mn3+. Vorkommen. In metamorphen Gesteinen, z. B. in Eklogiten.
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 stängelig (Varietät Egeran), tafelig, mitunter auf Prismenflächen parallel der c-Achse gestreift. Die ditetragonaldipyramidalen Kristalle sind mitunter gut ausgebildet mit Basispinakoid {001}, tetragonalen Prismen {100} und {110}, ditetragonalem Prisma {210}, tetragonaler Dipyramide {101}, ditetragonaler Dipyramide {211} (Abb. 9.9); oft sehr flächenreich; auch körnig entwickelt, z. T. gesteinsbildend. Abb. 9.9. Flächenkombinationen bei Vesuvian
9.3 · Ringsilikate (Cyclosilicate)
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 [SiO4]4–Tetraeder und [Si2O7]6–-Gruppen. Die Ca2+-Ionen sind von 8, die Mg2+- und Fe2+-Ionen von 6 O umgeben. Es bestehen Beziehungen zur Granat-Struktur.
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Nach Farbe und Durchsichtigkeit unterscheidet man folgende 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, weniger gute Qualität auch blassblau; wasserhell durchsichtig; auf Kristallflächen Glasglanz; mitunter in relativ großen Kristallen.
Chemismus. Die Vesuvian-Struktur kann weitere Nebenelemente einbauen, so Alkalien (Li, Na, K), Mn, Be, Pb, Sn, Ti, Cr, Ce und andere Seltene Erden, B, H2O, F, teilweise bis zu einigen Gew.-%. Vorkommen. Gesteinsbildend in Kontaktmarmoren und Kalksilikatgesteinen, in vulkanischen Auswürflingen (z. B. am Vesuv) und als Kluftmineral.
9.3 Ringsilikate (Cyclosilicate)
9.3
Beryll, Al2Be3[Si6O18] Ausbildung. Kristallklasse 6/m2/m2/m, z. T. gut ausgebildete Kristalle mit hexagonalem Prisma {1010} und Basispinakoid {0001} (Abb. 9.10, 9.11a), daneben auch dihexagonale Dipyramiden wie {1011} und {1121} (Abb. 9.11b). Auftreten von weiteren dihexagonalen Dipyramiden verschiedener Stellung und Steilheit besonders an klaren Kristallen innerhalb von Drusenräumen. Die Kristalle des eingewachsenen, gemeinen Berylls sind hingegen minder flächenreich. Von diesem werden Riesenkristalle bis zu 18 m Länge, 3,5 m Durchmesser und 380 t Gewicht erwähnt (Rickwood 1981). Auch in stängeligen Gruppen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit (0001) unvollkommen Bruch uneben bis muschelig, splittrig Härte 7½–8 Dichte 2,7–2,8 Tabelle 9.3. Die wichtigsten silikatischen Ringstrukturen
Abb. 9.10. Beryll-Kristall aus einem Pegmatit von Minas Gerais, Brasilien. Gewicht 54 kg, Länge 60 cm. Sammlung Professor Dr. Hermann Bank, Idar-Oberstein; z. Z. als Leihgabe im Mineralogischen Museum der Universität Würzburg. (Foto: K.-P. Kelber) Abb. 9.11. Beryll: a einfache Tracht; b mit zusätzlichen hexagonalen Dipyramiden
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9 · Silikate
und thermischen Leitung Verwendung finden; Legierungsmetall auch mit Fe; in kleinen Atomreaktoren als günstiges Hülsenmaterial (Moderator) für Brennstoffstäbe. Berylliumglas wird wegen seiner geringen Absorption der Röntgenstrahlen als Austrittsfenster von Röntgenröhren verwendet. Die edlen Berylle sind wertvolle Edelsteine. Smaragd zählt zu den kostbarsten unter ihnen. Seit 1942 werden in den USA synthetische Smaragde in einer für Schmuckzwecke brauchbaren Größe und Qualität industriell hergestellt. Die synthetische Darstellung des Smaragds in schleifbarer Qualität war zuerst 1935 der I. G. Farbenindustrie A. G. in Bitterfeld gelungen: die künstlichen Schmucksteine wurden unter dem Namen „Igmerald“ zu Werbezwecken eingesetzt. Abb. 9.12. Kristallstruktur von Beryll Al2Be3[Si6O18] auf die (0001)Ebene projiziert. Die Si6O18-Ringe liegen in unterschiedlicher Höhe. (Nach Bragg u. West 1926)
Smaragd
Rosaberyll Goldberyll Goshenit
tiefgrün (smaragdgrün) bis blassgrün bei schlechter Qualität; nicht selten einschlussreich, durch Spurengehalte von Cr3+ gefärbt, kostbarster Edelberyll. (Morganit) blaßrosa bis dunkelrosa; enthält Mn3+. gelb bis grünlichgelb farblos
Struktur. In der Beryll-Struktur sind die [Si6O18]-Ringe in Schichten // (0001) angeordnet. Der elektrostatische Valenzausgleich außerhalb der Sechserringe wird durch starke Bindungskräfte der kleinen Be2+- und Al3+-Ionen zwischen den Ringen gewährleistet. Dabei ist das sehr kleine Be2+ von je 4 und Al von je 6 O umgeben (Abb. 9.12). Wegen der Verknüpfung der [SiO4]-Tetraeder durch [BeO4]-Tetraeder kann man Beryll auch als Gerüstsilikat auffassen. Innerhalb der übereinandergestapelten Sechserringe befinden sich // c Kanäle, die gitterfremden, teilweise großen Ionen (Na+, K+, Cs+, Li+, OH–, F–), Atomen (He) oder Molekülen (H2O) Platz bieten. Diese Einlagerungen haben eine relativ geringe Wirkung auf die Geometrie der Kristallstruktur. Vorkommen. Lokal massiertes Auftreten in Pegmatitkörpern oder in deren Umgebung. Vorkommen des edlen Berylls auch in Drusenräumen, Smaragd eingesprengt im Gestein. Bedeutung als Rohstoff. Beryll ist wichtigstes BerylliumMineral zur Gewinnung des Leichtmetalls Be, aus dem leichte, stabile Legierungen mit Mg und Al für den Flugzeugbau hergestellt werden. Hauptsächlich (zu 70–80 %) wird Be jedoch zur Herstellung von Berylliumbronzen, d. h. Cu-Legierungen mit 0,5–2 % Be eingesetzt, die z. B. in der Elektrotechnik auf Grund ihrer guten elektrischen
Cordierit, (Mg,Fe2+)2(Al2Si)[4][Al2Si4O18] Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m, relativ selten idiomorphe Kristalle, kurzsäulig und stets eingewachsen im Gestein, pseudohexagonal, Durchkreuzungszwillinge nach {110}, verbreitet derbe und körnige Aggregate. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit (100) bisweilen angedeutet Bruch muschelig, splittrig Härte 7 Dichte 2,6 Farbe, Glanz grau bis gelblich, zart blaßblau bis violettblau, bei stärker gefärbten Individuen mit bloßem Auge sichtbarer Pleochroismus; auf Bruchflächen Fettglanz (dem Quarz sehr ähnlich), kantendurchscheinend bis durchsichtig Struktur. Die Kristallstruktur des Cordierits ähnelt derjenigen des Berylls, wobei die Plätze des Be2+ durch Al3+ und Si4+ eingenommen werden. Der elektrostatische Valenzausgleich erfolgt durch den gekoppelten Ersatz von Be2+Si4+ Al3+Al3+. Die Ringe aus 6 [SiO4]- bzw. [AlO4]Tetraedern, die wie beim Beryll Hohlkanäle bilden, sind untereinander durch weitere Tetraeder verknüpft und bilden ein dreidimensionales Gerüst, wobei alles vorhandene Al [4]-koordiniert ist. Wegen des wichtigen Strukturmotivs der [Al2Si4O18]-Ringe, der Ähnlichkeit mit der Beryll-Struktur, des Fehlens der großen Alkali- und Erdalkali-Ionen und der Wichtigkeit von [6]-koordiniertem Mg und Fe2+ wird Cordierit nicht als Gerüstsilikat sondern als Ringsilikat aufgefasst (Strunz u. Nickel 2001). Chemismus. Bei den meisten Cordieriten dominiert Mg über Fe2+. Aus den chemischen Analysen geht außerdem ein sehr wechselnder H2O-Gehalt im Cordierit hervor. Die Wassermoleküle befinden sich in den großen Kanälen // c der Struktur, die durch die [Al2Si4O18]-Ringe aufgebaut werden.
9.3 · Ringsilikate (Cyclosilicate)
Vorkommen. Vorzugsweise in metamorphen Gesteinen; sekundär wird Cordierit unter Wasseraufnahme in ein Gemenge von Hellglimmer und Chlorit (Pinit) umgewandelt. Verwendung. Wegen seines geringen WärmeausdehnungsKoeffizienten dient Cordierit als silikatkeramischer Werkstoff zur Herstellung temperaturwechselbeständiger Gebrauchsgegenstände, z. B. kochfester Geschirre. Schön gefärbter, durchsichtiger Cordierit wird gelegentlich als Edelstein geschliffen.
Dioptas, Cu6[Si6O18] · 6H2O Ausbildung. Kristallklasse 3; kurzprismatisch-rhomboedrische Kristalle, einzeln, als Gruppen oder in Krusten. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {1011} gut Bruch muschelig bis uneben Härte 5 Dichte 3,3 Farbe, Glanz smaragdgrün; glasglänzend; durchsichtig bis durchscheinend Struktur. Stark deformierte [Si6O18]-Ringe bilden enge Kanäle, die kein Aus- und Einwandern von H2O gestatten (anders als bei den Zeolithen, Abschn. 9.6.5, S. 125). Vorkommen. In Oxidationszonen von Cu-Lagerstätten. Verwendung. Gelegentlich als Schmuckstein verschliffen.
Turmalin, X[9]Y3[6]Z[6] 6 [(OH)4/(BO3)3/(Si6O18)] In dieser Formel sind im wesentlichen: X = Na, Ca Y = Al, Fe2+, Fe3+, Li, Mg, Ti4+, Cr3+ Z = Al, Fe3+, Mn Ausbildung. Kristallklasse 3m, ditrigonal-pyramidale Kristalle mit dominierenden vertikal verlaufenden Prismen, so {1010} allein oder kombiniert mit dem hexagonalen Prisma {1120}. Die polar ausgebildeten Kristalle zeigen als Endbegrenzung mehrere trigonale Pyramiden wie {1011}, {0221} (oben) und {0111} (unten) (Abb. 9.13b,c). Im Schnitt senkrecht c oft gerundet (ähnlich einem sphärischen Dreieck). Es handelt sich um eine Scheinrundung durch Vizinalflächen. Die vertikal verlaufenden Prismenflächen sind meist gestreift (Abb. 9.13a). Die Kristalle besitzen neben gedrungenem Habitus häufiger nadelförmige Ausbildung, vorzugsweise zu radial-oder büschelförmigen Gruppen angeordnet, sog. Turmalinsonnen. Die Kristalle sind aufgewachsen oder im Gestein eingewachsen.
Abb. 9.13. Turmalin: a Vertikalstreifung und Rundung im Schnitt ⊥ der c-Achse; b, c polare Ausbildung der Kristalle mit verschiedenen trigonalen Pyramiden als Endbegrenzung
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit mitunter Absonderung // (0001) Bruch muschelig Härte 7–7½ Dichte 3,0–3,3 Farbe, Glanz Farbe wechselt stark mit der Zusammensetzung, sehr zahlreiche Farbnuancen („Edelstein des Regenbogens“), starker Pleochroismus (Turmalinzange!); gut sichtbarer Zonarbau durch verschiedene Färbung in Schnitten ⊥ und // c, etwa roter Kern und grüner Randsaum, auch die Enden der Turmalinkristalle besitzen häufig eine abweichende Färbung; auf Kristallflächen Glasglanz, durchsichtig bis kantendurchscheinend in Splittern Besondere Eigenschaft durch ihre polare Ausbildung sind die Kristalle pyro- und piezoelektrisch Struktur. Die [SiO4]-Tetraeder, die zu hexagonalen [Si6O18]Ringen angeordnet sind, liegen mit ihrer Basis // (0001) und zeigen mit ihren freien O-Atomen in die gleiche Richtung. Bor bildet trigonale [BO3]-Ringe, die über ein viertes O-Atom mit den [SiO4]-Tetraedern verknüpft sind. Kantenverknüpfte [ZO5OH]-Oktaeder bilden links- und rechtssinnig gewundene Schraubenachsen // c, die untereinander über Ecken sowie durch Dreiergruppen von kantenverknüpften [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 Mischkristallbildung.
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9 · Silikate
Farbvarietäten. Der tiefschwarze, Fe-reiche Turmalin wird als Schörl bezeichnet; betont Mg-reich ist der braune bis grünlichbraune Dravit; der viele Farben zeigende Elbait enthält Li; Edelsteinqualität besitzen mitunter der grüne, Cr-haltige Turmalin und der rosarote bis rote Rubellit, der Mn-, Li- und Cs-haltig ist; nicht so häufig kommt der blaue Indigolith vor; selten gibt es auch farblosen Turmalin. Vorkommen. Turmalin ist häufiger akzessorischer Gemengteil in Pegmatiten oder hochhydrothermal beeinflussten Graniten, hier auch Drusenmineral. Als mikroskopischer Gemengteil in den verschiedensten Gesteinen sehr verbreitet; auch als detritisches Schwermineral und als Mineralneubildung in Sedimenten. Verwendung. Durchsichtige und dabei schön gefärbte rote, grüne, mehrfarbige, seltener auch blau gefärbte Turmaline werden als Edelsteine geschliffen.
9.4
9.4 Ketten- und Doppelkettensilikate (Inosilikate) Zu den Ketten- und Doppelkettensilikaten gehören zwei wichtige Gruppen von gesteinsbildenden Mineralen: Pyroxene und Amphibole. Die Struktur der Pyroxene baut sich aus Einfachketten 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. 79). In ihren kristallographischen, physi-
Abb. 9.14. Pyroxen, Schnitt ⊥ [001] mit angedeuteter Spaltbarkeit nach {110}. Rechts daneben die enge Beziehung zur Pyroxen-Struktur mit ihren relativ schwächeren seitlichen Bindungskräften zwischen den [SiO3]-Ketten, die // c verlaufen. Spaltwinkel 87° bzw. 93°
Abb. 9.15. Amphibol, Schnitt ⊥ [001] mit vollkommener Spaltbarkeit nach {110}. Rechts daneben die enge Beziehung zur Amphibol-Struktur mit ihren relativ schwächeren seitlichen Bindungskräften zwischen den [Si4O11]-Doppelketten, die // c verlaufen. Spaltwinkel 124° bzw. 56°
kalischen und chemischen Eigenschaften sind sich die beiden Gruppen ziemlich ähnlich. In beiden Gruppen gibt es rhombische und monokline Vertreter. 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 langprismatische, stängelige oder sogar dünnadelig-faserige Ausbildungen. Wichtiges Unterscheidungsmerkmal unter dem Mikroskop sind die unterschiedlichen Spaltwinkel zwischen (110) und (110) von 87° bei den Pyroxenen und 124° bei den Amphibolen (Abb. 9.14, 9.15). Darüber hinaus besitzen die Amphibole eine weitaus vollkommenere Spaltbarkeit mit durchhaltenden Spaltflächen und viel höherem Glanz auf diesen Flächen. Die prismatische Spaltbarkeit bricht in beiden Fällen die schwachen Bindungskräfte zwischen den Kationen und den Ketten bzw. Doppelketten auf, niemals jedoch die relativ starken Si-O-Bindungen innerhalb einer Kette (Abb. 9.14, 9.15). Pyroxene kristallisieren meist bei höheren Temperaturen als der jeweils seinem Chemismus nach entsprechende Amphibol. Pyroxen gehört zu den frühen Ausscheidungen einer sich abkühlenden silikatischen Schmelze in der Natur. Amphibol kristallisiert z. B. aus wasserreicheren Schmelzen oder er entsteht mit der Abnahme der Temperatur unter Anwesenheit von H2O sekundär aus Pyroxen.
9.4 · Ketten- und Doppelkettensilikate (Inosilikate)
9.4.1 Pyroxen-Familie Der Chemismus der Pyroxene (Abb. 9.16a,b) kann durch die allgemeine Formel X[8]Y[6][Z2O6] ausgedrückt werden. Die Position von X können die folgenden Kationen einnehmen: Na+, Ca2+, Fe2+, Mg2+, Mn2+, die Position von Y: Fe2+, Mg2+, Mn2+, Zn2+, Fe3+, Al3+, Cr3+, V3+ und Ti4+, die Position von Z: im wesentlichen Si4+ und Al3+. Die Kristallstruktur der Pyroxen-Gruppe zeichnet sich durch [SiO3]2–- bzw. [Si2O6]4–-Ketten // zur c-Achse aus. Diese Einfachketten werden seitlich abgesättigt durch die Kationen X und Y. Die größeren X-Kationen, bei Diopsid z. B. Ca2+, besitzen etwas schwächere Bindungskräfte und sind gegenüber O [8]-koordiniert. Die kleineren Y-Kationen, im Diopsid Mg2+, sind demgegenüber [6]-koordiniert. Klinopyroxene, bei denen die X- und Y-Positionen durch verschieden große Kationen besetzt sind, haben monokline Symmetrie. Demgegenüber sind in den rhombischen Orthopyroxenen, z. B. im Hypersthen, die Kationenpositionen annähernd gleich groß, und deshalb besteht hier ausschließlich [6]-Koordination (X = Y) und die Symmetrie wird höher. Diese Symmetrie-Erhöhung wird durch eine Art submikroskopischer Verzwillingung // (100) unter VerTabelle 9.4. Wichtige Pyroxene
Abb. 9.16. Chemismus und Nomenklatur von a Ca-Mg-Fe-Klinopyroxenen und b Orthopyroxenen (nach Morimoto et al. 1988). Viele Klino-pyroxene können in erster Näherung als Glieder des 4-Komponenten-Systems CaMgSi2O6–CaFeSi2O6–Mg2Si2O6–Fe2Si2O6 („Pyroxen-Trapez“) betrachtet werden. Die monoklinen Pyroxen-Mischkristallreihe Mg2Si2O6 – Fe2Si2O6 (Klinoenstatit-Klinoferrosilit) ist in irdischen Gesteinen ungewöhnlich. Pigeonit tritt nur unter niedrigen Drücken auf (vgl. hierzu auch den pseudobinären Schnitt Protoenstatit-Diopsid bei 1 bar Druck; Abb. 16.15, S. 211). Ca2Si2O6 (Wo) kommt als Wollastonit in der Natur vor, wird jedoch nicht zu den Pyroxenen gerechnet, sondern zu den Pyroxenoiden (S. 96)
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9 · Silikate
doppelung der Elementarzelle hervorgerufen. Die monoklinen Formen der Reihe Klinoenstatit – Klinohypersthen sind in der Natur recht selten. Das Subcommitee on Pyroxenes der Commission on New Minerals and Mineral Names (CNMMN) der International Mineralogical Association (IMA) hat vorgeschlagen, bei den Orthopyroxenen die bislang gebräuchlichen Namen Bronzit, Hypersthen und Ferrohypersthen 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 die Zwischenglieder Salit und Ferrosalit in der Mischkristallreihe Diopsid – Hedenbergit bei, die sich als praktisch erwiesen haben.
Die Lage der wichtigsten Pyroxene im sog. PyroxenTrapez Diopsid (Di) – Hedenbergit (Hd) – Enstatit (En) – Ferrosilit (Fs) zeigt Abb. 9.16. Die wichtigsten Pyroxene sind in Tabelle 9.4 zusammengestellt.
Vorkommen. Orthopyroxene sind in magmatischen Gesteinen recht verbreitet; sie können wegen einer ausgedehnten Mischungslücke auch neben Ca-Pyroxenen im gleichen Gestein nebeneinander im Gleichgewicht auftreten. Die Mg-reicheren Glieder der Orthopyroxene kommen in ultramafischen Magmatiten, mitunter auch in deren metamorphen 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]
Mg-Fe-Pyroxene Enstatit, Mg2[Si2O6] – Ferrosilit, Fe2[Si2O6] Ausbildung. Kristallklasse meist 2/m2/m2/m (Orthopyroxene), selten 2/m. Gute Kristalle sind nicht sehr häufig; gewöhnlich körnig oder blättrig, massig entwickelte Aggregate, gesteinsbildend. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit nach dem Vertikalprisma {110} deutlich, wie bei allen Pyroxenen Spaltwinkel nahe 90°, // zu der schwächsten seitlichen Bindung der SiO3-Ketten (Abb. 9.14). Häufig wird eine Absonderung nach (100) beobachtet mit oft geknickter oder wellig verbogener Fläche infolge Translation Härte 5½–6 Dichte 3,2–3,6, mit dem Fe-Gehalt anwachsend Farbe graugrün (Enstatit), dunkelbraun (Hypersthen); kantendurchscheinend Glanz matter Glanz auf Spaltflächen nach {110}, auf der Absonderungsfläche (100) zeigt Bronzit bronzeartigen, Hypersthen kupferroten Schiller, bedingt durch feine tafelige Entmischungskörper von Ilmenit, die nach dieser Ebene eingelagert sind Chemismus. Lückenlose Mischkristallreihe zwischen den Endgliedern Enstatit Mg2[Si2O6] – Ferrosilit Fe2[Si2O6] (Abb. 9.16) von nahezu En100 bis En10Fs90; reiner Ferrosilit wurde bislang in der Natur nicht beobachtet. Die Aufnahmefähigkeit für Ca2+ ist in Orthopyroxenen gering und kann maximal 5 Mol.-% Ca2[Si2O6]-Komponente erreichen.
Diopsid und Hedenbergit bilden eine vollständige Mischkristallreihe (Abb. 9.16a) mit nahezu linearer Änderung von Dichte und Brechungsindizes. Im Augit besteht eine vielfältige Diadochie mit den gekoppelten Substitutionen Ca 2+ (Mg,Fe 2+ ) Na + (Al,Fe 3+ ) und (Mg,Fe2+)[6]Si[4] Al[6]Al[4], wobei das Tschermaks Molekül CaAl[6][Al[4]SiO6] nicht als Pyroxen-Endglied vorkommt. Bei einem Gehalt von 3–5 % TiO2 liegt Titanaugit vor, mit den charakteristischen Anwachskegeln, die unter dem Mikroskop sichtbar sind und auch als Sanduhrstruktur bezeichnet werden (Abb. 11.10a, S. 158). Ausbildung. Kristallklasse 2/m, Diopsid mit Vorherrschen von {100} und {010} und fast rechteckigem Querschnitt. Augit ist gewöhnlich kurzsäulig mit Vorherrschen von Vertikalprisma {110} und Längsprisma {111}, daneben die Pinakoide {100} und {010} (Abb. 9.17a). Das gilt besonders für gut ausgebildete Kristalle der Varietät basaltischer Augit; diese zeigen auch Zwillinge nach (100) oder Durchkreuzungszwillinge nach (101). Diopsid, Salit, Ferrosalit und Hedenbergit treten häufiger in körnigen Aggregaten auf. Abb. 9.17. Tracht und Habitus bei Pyroxen. a Augit (Stellung des Kristalls um 180° um c gedreht); b Akmit mit nach c gestrecktem Habitus
9.4 · Ketten- und Doppelkettensilikate (Inosilikate)
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {110} unvollkommen bis wechselnd deutlich, Absonderung nach (100) durch Translation bei der Varietät Diallag Bruch muschelig, spröde Härte 5½–6½ Dichte 3,2 (reiner Diopsid) bis 3,55 (reiner Hedenbergit); im gleichen Bereich liegen Augite unterschiedlicher Zusammensetzung Farbe, Glanz Diopsid grau bis graugrün, als Chromdiopsid smaragdgrün, Hedenbergit schwarzgrün, die Varietät gemeiner Augit ist grün bis bräunlichschwarz, pechschwarz ist der Fe- und Ti-reiche basaltische Augit. Matter, seltener lebhafter Glanz auf den Spalt- und Kristallflächen Vorkommen. Augit ist ein weitverbreitetes gesteinsbildendes Mineral; er bildet den dunklen Gemengteil im Tiefengestein Gabbro, basaltischer Augit ist sein Gegenstück im Basalt, dem wichtigsten vulkanischen Gestein. Diopsid kommt in metamorphen dolomitischen Kalksteinen, in Diopsid-Amphiboliten und Pyroxen-Granuliten vor, Hedenbergit in Fe-reichen kontaktmetasomatischen Gesteinen, die als Skarn bezeichnet werden.
Pigeonit, Ca0,25(Mg,Fe)1,75[Si2O6] Vom Hypersthen unterscheidet sich dieser Ca-arme monokline Pyroxen durch einen Gehalt an 5–15 Mol.-% CaSiO3-Komponente (Abb. 9.16a). Als Einsprengling in basaltischen Gesteinen mit prismatischem, nach c gestrecktem Habitus, braun, grünlichbraun bis schwarz gefärbt, kann Pigeonit gegenüber den meisten übrigen Pyroxenen nur mikroskopisch oder röntgenographisch identifiziert werden. Pigeonit tritt gewöhnlich als ein frühes Kristallisationsprodukt in heißen basaltischen Laven auf, die eine sehr schnelle Abkühlung erfahren haben. Bei langsamer Abkühlung beobachtet man oft eine komplizierte lamellenförmige Entmischung von Augit in Wirtkristallen von Ca-ärmerem Pigeonit oder Orthopyroxen (engl. inverted pigeonite). Diese Phänomene lassen sich anhand des pseudobinären Systems Mg2Si2O6 (En)–CaMgSi2O6 (Di) erklären (Abb. 16.15, S. 211).
Alkali-Pyroxene Ägirin (Akmit), NaFe3+[Si2O6] Ausbildung. Kristallklasse 2/m, nadelige Kristalle mit steilen Endflächen als Begrenzung (Abb. 9.17b). Häufig büschelige Aggregate.
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit nach {110}, deutlicher als bei anderen Pyroxenen Härte 6–6½ Dichte 3,5 Farbe grün oder rötlichbraun bis schwarz; durchscheinend; Glasglanz bis Harzglanz Chemismus. Ägirinaugit ist ein Mischkristall aus den Endgliedern Ägirin und Augit, hat also Ca(Fe2+,Mg) sowie Al[6] und Al[4] anstelle von NaFe3+. Er ist häufiger als das reine Endglied Ägirin. Zonarbau mit Augit im Kern und Ägirinaugit in einem Randsaum des Kristalls ist verbreitet. Vorkommen. Ägirin und Ägirinaugit sind verbreitete Gemengteile in alkalibetonten magmatischen Gesteinen, besonders in solchen mit Natronvormacht (Abb. 11.9a, S. 156); sie werden aber auch metamorph gebildet.
Jadeit, NaAl[6][Si2O6] Ausbildung. Kristallklasse 2/m; meist in faserig-verfilzten Aggregaten. Physikalische Eigenschaften. Härte 6½–7, damit etwas größer als diejenige der übrigen Pyroxene Dichte 3,3–3,5 Farbe blassgrün bis tiefgrün, auch farblos Chemismus. Fe3+ kann im Jadeit die Position von Al[6] einnehmen. Omphacit ist ein Mischkristall aus Augit- und Jadeit-Komponente. Vorkommen. Als ausgesprochenes Hochdruckmineral tritt Jadeit in Blauschiefern, Jadeitgneisen und reinen Jadeitgesteinen (Jade) auf. Er entsteht bei der Hochdruck- und Ultrahochdruck-Metamorphose aus Albit (Natronfeldspat) nach der Reaktion Albit Jadeit + SiO2
(9.1)
(Abb. 24.1, S. 314). Ungewöhnlich hohe Drücke bei mäßigen Temperaturen, d. h. ungewöhnlich geringe geothermische Gradienten sind in Subduktions- und kontinentalen Kollisions-Zonen realisiert. Auch Omphacit, der zusammen mit Granat das Gestein Eklogit bildet, ist ein Hochdruckmineral. Verwendung. Schön gefärbte Jade ist ein geschätzter Schmuckstein und wird zur Fertigung kunstgewerblicher Gegenstände verwendet. Wegen seiner hervorragenden mechanischen Eigenschaften war Jade in prähistorischer Zeit begehrter Rohstoff zur Fertigung von Waffen und Gerät.
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Spodumen, LiAl[Si2O6] Ausbildung. Kristallklasse 2/m; z. T. in metergroßen Riesenkristallen (bis 90 t schwer!), oft angerauht, angeätzt und // c gestreift; grobspätige oder nach (100) breitstrahlige Aggregate. Physikalische Eigenschaften. Härte 6½–7 Dichte 3,0–3,2 farblos, weiß, hellgrau, rosa, gelblich, Farbe grün; oft getrübt, aber auch wasserklar Chemismus. Li+ kann durch Na+, Al durch Fe3+ diadoch ersetzt werden. Vorkommen. Spodumen ist ein charakteristisches Mineral in Li-reichen Pegmatiten; durch hydrothermale Umkristallisation entstehen die glasklaren, farblosen oder schön gefärbten Edelspodumene, insbesondere Kunzit (rosa bis violettrosa) und Hiddenit (grün). Verwendung. Wichtiger Rohstoff zur Gewinnung von Li-Salzen. Kunzit und Hiddenit werden als Edelsteine verschliffen.
9.4.2 Pyroxenoide Die allgemeine chemische Formel der Pyroxenoide ist M[SiO3] oder ein Vielfaches davon, mit M überwiegend Ca, Mg, Fe und Mn. Wie die Pyroxene weisen die Pyroxenoide unendliche Einfachketten von [SiO4]-Tetraedern auf, doch sind die Identitätsabstände in Richtung der c-Achse größer. Nach der Systematik von Liebau (1959, 1985) bilden die [SiO4]-Tetrader in den Pyroxenen Zwei-
er-Einfachketten, in den Pyroxenoiden dagegen DreierEinfachketten (z. B. Wollastonit), Fünfer-Einfachketten (z. B. Rhodonit) und Siebener-Einfachketten (z. B. beim Mondmineral Pyroxferroit (Ca,Fe)7[Si7O21]; vgl. Abb. 9.18). Daraus ergeben sich auch jeweils unterschiedliche Anordnungen der [6]-koordinierten Kationen.
Wollastonit, Ca3[Si3O9], vereinfacht Ca[SiO3] Ausbildung. Wollastonit tritt in unterschiedlichen Modifikationen auf. Tieftemperatur-Formen sind der trikline Wollastonit-Tc (Kristallklasse 1)und der monokline Wollastonit-2M (Parawollastonit, 2/m); über 1 150 °C tritt der trikline Pseudowollastonit (Cyclowollastonit) auf, der aus Dreierringen [Si3O9] aufgebaut ist. Selten in Form tafeliger oder nadeliger Kristalle, meist in derben, feinfaserigen, strahligen oder stängeligen Aggregaten. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} und {001} vollkommen Härte 4½–5 2,8–3,1 Dichte Farbe, Glanz gewöhnlich weiß, auch schwach gefärbt; durchscheinend; Glasglanz, auf Spaltflächen auch Perlmuttglanz, in feinfaserigen Aggregaten seidenglänzend Chemismus. Nahezu ideale Zusammensetzung. Vorkommen. Typisches Mineral kontaktmetamorpher kieseliger Kalksteine, wo es insbesondere nach der Reaktion Calcit + Quarz Wollastonit + CO2
(9.2)
entsteht: Wollastonit-Marmore. Pseudowollastonit in pyrometamorph überprägten vulkanischen Auswürflingen. Verwendung. Als keramischer Werkstoff, Füllstoff in Kunststoffen, Farben, Klebstoffen, Isolierstoffen, Baueelementen und als Asbest-Ersatz (Schmelzpunkt 1 540 °C).
Rhodonit, (Mn,Ca,Fe)5[Si5O15] Ausbildung. Kristallklasse 1; prismatische oder tafelige Kristalle selten, meist in derben, rosafarbenen bis fleischroten Massen, die von schwarzen Manganoxid-Adern durchzogen werden.
Abb. 9.18. SiO4-Tetraeder-Einfachketten bei Pyroxenen und Pyroxenoiden. a Zweier-Einfachkette: Pyroxene; b Dreier-Einfachkette: Wollastonit; c Fünfer-Einfachkette: Rhodonit; d Siebener-Einfachkette: Pyroxferroit. (Nach Liebau 1959)
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {100} und {001} vollkommen Härte 5½–6½ Dichte 3,4–3,7 Farbe, Glanz lichtfleischrot, rosenrot, braunrot; Glasglanz, auf Spaltflächen perlmutterartig
9.4 · Ketten- und Doppelkettensilikate (Inosilikate)
Chemismus. Mischkristalle mit wechselnden Gehalten an Mn >> Ca > Fe2+ > < Mg. Vorkommen. Überwiegend in metamorphen Mangan-Lagerstätten. Verwendung. Verarbeitung zu Schmucksteinen und kunstgewerblichen Gegenständen.
9.4.3 Amphibol-Familie Der Chemismus der Amphibole kann durch die allgemeine Formel A0–1B2C5[(OH,F)2/T8O22] ausgedrückt werden. Die Position von A können die folgenden Kationen einnehmen: Na+, untergeordnet K+, die Position von B: Ca2+, Na+, Mg2+, Fe2+, Mn2+, die Position von C: Mg2+, Fe2+, Mn2+, Al3+, Fe3+, Ti4+ und die Position von T: Si4+, Al3+. Dabei ist der Ersatz von Al3+ durch Fe3+ sowie zwischen Ti4+ und den anderen Ionen der Y-Position begrenzt, ebenso der Ersatz von Si4+ durch Al3+. Wie bei der Pyroxen-Gruppe ist bei den Amphibolen die monokline Symmetrie am häufigsten. Bei den rhombischen Orthoamphibolen sind wie bei den entsprechenden Pyroxenen in der Struktur alle Kationenplätze [6]-koordiniert. In den Klinoamphibolen ist das Verhältnis der [6]-:[8]-koordinierten Gitterplätze 5:2, in den Klinopyroxenen 2:2. Im Unterschied zur Pyroxenstruktur besteht jeweils in der Mitte der 6-zähligen Ringe der Doppelketten eine Lücke für die Aufnahme eines relativ großen 1-wertigen Anions 2. Stellung wie (OH) und F; die großen A-Gitterplätze werden ganz oder teilweise mit Na in [10]- oder [12]-Koordination besetzt, bleiben aber auch häufig als Leerstelle unbesetzt (). Tabelle 9.5. Wichtige Amphibole
In Analogie zur Pyroxen-Gruppe können die Amphibole in die folgenden Reihen aufgeteilt werden (s. auch Leake et al. 1997): Die rhombischen Mg-Fe-Amphibole bilden eine lückenlose Mischkristallreihe, die vom fast reinen Anthophyllit (Mg)7[(OH)2/Si8O22] bis zum Ferroanthophyllit mit maximal etwa 65 Mol.-% Fe7[(OH)2/Si8O22]-Komponente reicht. In der rhombischen Gedrit – Ferrogedrit-Reihe wird (Mg,Fe2+)[6]Si[4] teilweise gegen Al[6]Al[4] ausgetauscht (Tschermak-Substitution). Ohne Übergang bestehen daneben die monoklinen Mg-Fe-Amphibole der Cummingtonit-Grunerit-Reihe, mit vollständiger Mischbarkeit zwischen den fast reinen Mgund Fe-Endgliedern. Eine lückenlose Mischkristallreihe gibt es auch zwischen den reinen Endgliedern Tremolit und Ferroaktinolith; am verbreitetsten ist der Aktinolith, der etwa in der Mitte zwischen den beiden Endgliedern liegt. Zwischen den rhombischen bzw. monoklinen Mg-Fe-Amphibolen einerseits und der Reihe Tremolit – Ferroaktinolith andererseits besteht eine große Mischungslücke. Aus diesem Grund können z. B. Anthophyllit oder Cummingtonit (oder beide) im gleichen Gestein neben Tremolit im Gleichgewicht auftreten.
Mg-Fe-Amphibole Anthophyllit – Ferroanthophyllit, (Mg,Fe)7[(OH)2/Si8O22] Gedrit – Ferrogedrit, (Mg,Fe)5Al2[(OH)2/Al2Si6O22] Ausbildung. Kristallklasse 2/m2/m2/m; stängelig bis nadelförmig, häufig büschelig gruppiert, faserig als Anthophyllitasbest.
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9 · Silikate
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {210} vollkommen, oft Querabsonderung der Stängel Härte 5½–6 Dichte 2,9–3,2; Gedrit 2,9–3,6 Farbe, Glanz gelbgrau bis gelbbraun oder nelkenbraun, je nach Fe-Gehalt; mit bronzefarbenem Schiller Vorkommen. In Mg-reichen metamorphen Gesteinen, z. B. in Anthophyllit-Cordierit-Gneisen.
Cummingtonit – Grunerit, (Mg,Fe)7[(OH)2/Si8O22] Ausbildung. Kristallklasse 2/m; faserig-nadelige Ausbildung, oft radialstrahlig-büschelig gruppiert. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {110} gut Härte 4–6 Dichte 3,0–3,6 (je nach Fe-Gehalt) Farbe, Glanz lichtgrün bis graugrün, beige, bräunlich; seidenartig glänzend Vorkommen. In metamorphen Gesteinen; Grunerit tritt zusammen mit Hämatit oder Magnetit sowie Quarz in gebänderten Eisensteinen auf. Verwendung. Feinfaseriger Grunerit (Amosit) wird gelegentlich als Asbest verarbeitet.
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {110} vollkommen, Querabsonderung Härte 5–6 Dichte 3,0–3,5 (je nach Fe-Gehalt) Farbe, Glanz Tremolit: rein weiß, grau oder lichtgrün; ausgesprochener Seidenglanz. Aktinolith: hell- bis dunkelgrün je nach Fe-Gehalt, bei feinnadeliger Entwicklung auch blaßgrün bis graugrün Vorkommen. Verbreiteter Gemengteil in metamorphen Gesteinen, z. B. in Tremolit-Marmoren und Aktinolithschiefern; gelegentlich als Kluftmineral. Verwendung von Nephrit. Wie Jadeit Werkstoff für Schmuckund Kunstgegenstände, in prähistorischer Zeit für Steinwaffen und Geräte.
Hornblende, (Na,K)0–1(Ca,Na)2(Mg,Fe2+,Fe3+,Al)5[(OH,F)2/(Si,Al)2Si6O22] Nomenklatur. In Übereinstimmung mit Deer et al. (1997) verwenden wir die Bezeichnung Hornblende als Sammelname für alle Ca-Amphibole mit Al[4] > 0,5, Ca in der BPosition >1,5 und Ca in der A-Position (OH).
Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {001} sehr vollkommen, Translation nach (001) Härte Härte 2–2½ Dichte 2,8–2,9 Farbe, Glanz hell silberglänzend („Hellglimmer“), farblos, gelblich, grünlich; Perlmutterglanz auf den Spaltflächen
Vorkommen. In Mg-reichen Magmatiten wie Kimberlit und Lamproit, den Trägergesteinen der Diamanten sowie in Metamorphiten wie Phlogopitschiefern und Phlogopitmarmoren. Phlogopit ist noch im oberen Erdmantel stabil. Technische Verwendung. Wie Muscovit.
Biotit, K(Mg,Fe2+)3[(OH)2/AlSi3O10] Chemismus. Es besteht eine nur relativ geringe Mischbarkeit mit den übrigen di- oder trioktaedrischen Glimmern. K+ kann in geringem Maß durch Na+, Rb+ oder Cs+, Al[6] durch Mg2+, Fe2+, Fe3+ u. a. ersetzt werden; bei den Anionen 2. Stellung kann (OH)– durch F– vertreten sein. Gekoppelte Substitution Mg[6]Si[4] Al[6]Al[4] im Phengit. Grüner Cr-haltiger Muscovit heißt Fuchsit. Vorkommen. Muscovit ist ein sehr verbreitetes Mineral in Metamorphiten wie Phylliten, Glimmerschiefern und Gneisen, in Magmatiten, z. B. mit Biotit in sog. Zweiglimmergraniten, auch in Sandsteinen. Sericit ist häufig sekundäres Umwandlungsprodukt, z. B. von Feldspäten. Verwendung als Rohstoff. Wegen seiner guten Wärme- und Elektro-Isolation wird Muscovit technisch genutzt.
Paragonit, NaAl2[(OH)2/AlSi3O10] Makroskopisch und mikroskopisch dem Muscovit sehr ähnlicher Hellglimmer; beide lassen sich nur röntgenographisch oder durch Analytik mit der ElektronenstrahlMikrosonde unterscheiden; daher wurde Paragonit als gesteinsbildendes Mineral vielfach übersehen. Er tritt nicht selten in schwach- bis mittelgradig metamorphen, Al-reichen Gesteinen (Metapeliten) auf.
Phlogopit, KMg3[(OH,F)2/AlSi3O10] Ausbildung und Eigenschaften. Kristallklasse 2/m beim häufigen 2M1-Phlogopit, nicht selten in prismatischen Kristallen mit pseudohexagonaler Begrenzung; er neigt zur Ausbildung größerer Kristalle. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {001} sehr vollkommen Härte Härte 2½–3 Dichte 2,75–3,0 Farbe gelbbraun bis grünlichgelb, auch fast farblos
Ausbildung. Kristallklasse 2/m, seltener sechsseitige kristallographische Begrenzung, dann fast stets aufgewachsen; meist in einzelnen unregelmäßig begrenzten Blättchen oder in schuppigen Aggregaten im Gestein eingewachsen. Häufig Zwillingsbildung mit (001) als Verwachsungsebene. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {001} sehr vollkommen Härte 2½–3 Dichte 2,8–3,2 Farbe, Glanz dunkelgrün, bräunlichgrün, hellbraun, dunkelbraun bis schwarzbraun. Perlmutterglanz auf den Spaltflächen Chemismus. Gegenüber Phlogopit ist ein Teil des Mg2+ durch Fe2+ sowie durch Fe3+, Al[6] und Ti4+ ersetzt; zum Ladungsausgleich wird in der Tetraederschicht teilweise Al[4] anstelle von Si eingebaut. Biotite bilden eine lückenlose Mischkristallreihe zwischen Phlogopit und den Fe-reichen Endgliedern Annit KFe32+[(OH)2/AlSi3O10] bzw. Siderophyllit K(Fe2+,Fe3+,Al)3[(OH)2/(Si,Al)4O10]. Schwarzbraun gefärbte, Fe-reiche Biotite werden als Lepidomelan bezeichnet. Vorkommen. Biotit ist ein sehr verbreitetes gesteinsbildendes Mineral, das in Magmatiten, so z. B. Graniten, Granodioriten und deren Pegmatiten, und auch in Metamorphiten, z. B. Glimmerschiefern und Gneisen, auftritt.
Lepidolith, K(Li,Al)2,5–3[(F,OH)2/(Si,Al)4O10] und Zinnwaldit, K(Fe2+,Al,Li,)3[(OH,F)2/(Si,Al)4O10] Struktur und Chemismus. Wegen seines geringen Ionenradius sitzt Li+ nicht auf den Zwischengitterplätzen in [12]Koordination, sondern ersetzt das [6]-koordinierte Al3+ in den Oktaederschichten. Bei einem Li : Al-Verhältnis
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9 · Silikate
von 1 : 1 ergäbe sich ein vollständiger Ladungsausgleich und eine ideale trioktaedrische Besetzung. Tatsächlich variiert das Li : Al-Verhältnis sehr stark, so dass der Ladungsausgleich über eine entsprechende Variation im Si : Al-Verhältnis in der Tetraederschicht oder durch Leerstellen in der Oktaederschicht erfolgen muss; Es besteht somit ein Übergang zur dioktaedrischen Besetzung. Ausbildung. Kristallklasse 2/m bei den 2M- und 1M-Polytypen, trigonal (32) beim 3T-Polytyp. Lepidolith meist als Blättchen oder Schüppchen, z. T. in halbkugeligen Aggregaten; schöne Kristalle sind selten. Dagegen bildet Zinnwaldit tafelige Kristalle mit 6-seitigem Umriss, meist fächerförmig gruppiert und aufgewachsen. Physikalische Eigenschaften. Spaltbarkeit {001} vollkommen Härte 2½–4 Dichte Lepidolith 2,8–2,9, Zinnwaldit 2,9–3,1 Farbe, Glanz Lepidolith: weiß bis blass rosarot oder pfirsichblütenfarben; Perlmutterglanz auf den Spaltflächen; die Färbung wird durch einen geringen Gehalt an Mn2+ verursacht; Zinnwaldit: blassviolett, silbergrau, gelblich, bräunlich, auch fast schwarz („Rabenglimmer“); Perlmuttglanz Vorkommen. Lepidolith tritt zusammen mit anderen Lihaltigen Mineralen in Pegmatiten auf; Zinnwaldit bildet sich unter hochhydrothermalen Bedingungen neben Zinnstein, Topas, Fluorit und Quarz. Technische Verwendung. Gewinnung des Leichtmetalls Lithium für Speziallegierungen; zur Herstellung von Li-Salzen, pyrotechnischen Artikeln und Spezialgläsern.
Mergeln, Tonsteinen, Grauwacken, aber auch von bereits schwach metamorphen Gesteinen wie Tonschiefern. Die weit verbreiteten dioktaedrischen Illite entstammen wahrscheinlich der Verwitterung von Muscovit oder von Kalifeldspäten. Andererseits kann Illit auch aus Montmorillonit durch Kaliaufnahme entstehen. Darüber hinaus bildet sich Illit in Alterationszonen um heiße Quellen sowie verbreitet bei der Diagenese und niedrigstgradiger Metamorphose von tonigen Sedimenten; dabei rekristallisiert er unterschiedlich stark; die sog. IllitKristallinität gilt als Maß für die temperaturabhängige Kornvergröberung des Illits im Grenzbereich Diagenese/Metamorphose.
9.5.4 Sprödglimmer-Gruppe Margarit, CaAl2[(OH)2/Al2Si2O10] Struktur. Dioktaedrisches Dreischichtsilikat mit Ca in der Zwischenschicht und 2 Al[4] in der Tetraederschicht. Ausbildung. Keine wohlausgebildeten Kristalle, schuppigblättrige Aggregate. Physikalische Eigenschaften. Wegen des Einbaus von Ca2+ anstelle von K+ oder Na+ werden die Zwischenschicht-Bindungen verstärkt, während der Ersatz von Si4+ durch Al3+[4] die Bindungen innerhalb der Tetraederschicht schwächt. Deswegen ist die Spaltbarkeit nach {001} etwas weniger vollkommen als bei Muscovit; die Spaltblättchen sind spröde und zerbrechlich: Sprödglimmer. Härte Dichte Farbe, Glanz
9.5.3 Hydroglimmer-Gruppe
3½–4½ 3,0–3,1 weiß, rötlichweiß, perlgrau; starker Perlmutterglanz, durchscheinend
Illit, (K,H3O)Al2[(H2O,OH)2/(Si,Al4)O10]
Chemismus. CaAl[4] kann z. T. durch NaSi[4], Al[6] durch Fe und Mg ersetzt werden.
Struktur. Illit (Hydromuscovit) ist ein dioktaedrisches, (seltener) trioktaedrisches Dreischichtsilikat mit glimmerähnlicher Struktur, ein Hydroglimmer, bei dem K+ teilweise durch H3O+ ersetzt ist. Vorherrschend ist der 1M-, seltener der 2M1-Polytyp.
Vorkommen. Gemengteil in Ca-Al-reichen metamorphen Gesteinen, z. B. in metamorphen Bauxiten (Smirgel). Von den zahlreichen trioktaedrischen Sprödglimmern sei an dieser Stelle nur der monokline Clintonit CaMg2(Al,Mg)[(OH)2/(Si,Al)4O10] genannt.
Ausbildung. Häufig ist Illit sehr feinkörnig (1 118 °C, so schmilzt er zu einer Albit-Schmelze glei-
cher Zusammensetzung. Führt man diesen Versuch jedoch mit einem reinen Kalifeldspat-Kristall aus, so kommt es bei Erhitzen auf >1 150 °C zur Kristallisation von Leucit im Gleichgewicht mit einer SiO2-reicheren Schmelze: Kalifeldspat schmilzt inkongruent, Albit dagegen kongruent. Als Ergebnis wird das Maximum, das wir beim Kalifeldspat erwartet hatten, durch das Feld Leucit + Schmelze abgeschnitten: man spricht von einem verdeckten Maximum (Abb. 16.10). Kühlt man bei P = 1 bar eine Schmelze V mit 15 % SiO2 ab, so wird bei etwa 1 600 °C die Liquiduskurve erreicht und es kristallisiert Leucit. Dieser scheidet sich bei weiterer Abkühlung entlang der Liquiduskurve aus, wobei die Schmelze immer SiO2-reicher wird. Beim Reaktionspunkt P = 1 150 °C liegt die Zusammensetzung der Schmelze schon weit jenseits der Kalifeldspat-Zusammensetzung. Jetzt kommt es zur peritektischen Reaktion (grch. πε´ρι = um herum, τηκτóς = geschmolzen), d. h. Leucit reagiert mit der SiO2-übersättigten Schmelze unter Bildung von Kalifeldspat (Or). Die Zusammensetzung der Schmelze ergibt sich nach der Hebelregel Kraft × Kraftarm = Last × Lastarm aus dem reziproken Abstands-Verhältnis Or–P : P–SiO2 zu 74 Gew.-% Or und 26 Gew.% SiO2 (Abb. 16.10). Um daraus das Molverhältnis von Or und SiO2 in der Schmelze zu berechnen, teilen wir die Gewichtsprozente der beiden Komponenten durch ihre jeweiligen Molekulargewichte. Das ergibt für Or 74 : 278,34 = 0,27, für SiO2 26 : 60,085 = 0,43. Ganzzahlig gemacht errechnet sich also für Schmelze P folgendes Molverhältnis Or : SiO2 = 3 : 5. Dieses gilt für einen Druck von 1 bar; mit Druckerhöhung würde es sich verändern.
Die Reaktion 5K[AlSi2O6] + 3KAlSi3O8 · 5SiO2 = 8K[AlSi3O8] + Schmelze = Kalifeldspat Leucit (16.1) am peritektischen Punkt (Reaktionspunkt) P läuft bei konstanter Temperatur so lange ab, bis alle Schmelze der Zusammensetzung 3Or + 5SiO2 verbraucht ist. P ist also ein isobar-isotherm invarianter Punkt. Da die Ausgangsschmelze V zwischen der Leucit- und der KalifeldspatZusammensetzung liegt, bleibt nach Ablauf der Reaktion noch Leucit übrig; damit ist die gesamte Schmelze zu einem Gemenge aus Leucit und Kalifeldspat kristallisiert, entsprechend einem Leucitphonolith. Kühlt man eine Schmelze W ab, die genau die Kalifeldspat-Zusammensetzung hat, so wird bei ca. 1 530 °C die Liquiduskurve erreicht und es scheidet sich wiederum Leucit aus, bis beim peritektischen Punkt P die obige Reaktion einsetzt. Jetzt wird – Gleichgewichtseinstellung voraus gesetzt – aller Leucit in Kalifeldspat umgewandelt, wobei die gesamte Schmelze verbraucht wird. Das entstehende „Gestein“ entspricht einem Alkalifeldspat-Trachyt. Auch aus der Schmelze X, die mit 30 % SiO2 bereits SiO2-übersättigt ist, kristallisiert bei ca. 1 430 °C zunächst Leucit aus, der sich
16.2 · Experimente in Zweistoff- und Dreistoffsystemen Abb. 16.10. Zweistoffsystem Leucit KAlSi2O6– SiO2 mit der stöchiometrischen Verbindung Kalifeldspat K[AlSi3O8] (nach Schairer u. Bowen 1947). Rechts: Erklärung der Hebelregel. Erläuterung im Text. (Nach Schairer u. Bowen 1947)
bei P entsprechend der peritektischen Reaktion in Kalifeldspat umwandelt. Jetzt bleibt aber noch Schmelze übrig, aus der sich bei sinkender Temperatur Kalifeldspat ausscheidet, bis bei 990 °C der eutektische Punkt erreicht ist. Hier kristallisieren Kalifeldspat und Tridymit gemeinsam im eutektischen Mengenverhältnis von 58,5 : 41,5 (Gew.-%). Das entstehende „Gestein“, ein AlkalifeldspatRhyolith enthält Kalifeldspat-Einsprenglinge in einer Grundmasse aus Kalifeldspat + Tridymit. In SiO2-reicheren Schmelzzusammensetzungen, z. B. Y mit 50 % SiO2 kommt das inkongruente Schmelzen von Kalifeldspat nicht mehr zum Tragen. Jetzt scheidet sich sofort Kalifeldspat aus, zu dem am eutektischen Punkt Tridymit hinzutritt. Die Kristallisation der Schmelze Z mit 70 % SiO2 erfolgt ganz analog zum System Nephelin–SiO2 (Abb. 16.9, Schmelze X). Das inkongruente Schmelzen von Kalifeldspat ist petrogenetisch sehr wichtig. Bei gravitativer Fraktionierung von Leucit aus den Schmelzen V, W oder X oder bei unvollständiger Umwandlung Leucit → Kalifeldspat verschiebt sich die Zusammensetzung in Richtung SiO2, also auf das Eutektikum zu. Daher können sich SiO2-untersättigte, Leucit-normative Schmelzen, wie z. B. V, zu SiO2-übersättigten Schmelzen entwickeln (aber nicht umgekehrt!), was im System Nephelin–SiO2 unmöglich ist. Während das offene Maximum in diesem System eine thermische Barriere darstellt, ist das bei einem verdeckten Maximum nicht der Fall. Im wasserfreien System bleibt das inkongruente Schmelzen von Kalifeldspat erhalten, bis bei ca. 19 kbar und 1 445 °C der Tripelpunkt Kalifeldspat-Leucit-Schmelze erreicht ist und das Leucitfeld im P-T-Diagramm verschwindet (Lindsley 1966). Demgegenüber konnte schon Goranson (1938) zeigen, dass im System Leucit–SiO2– H2O Kalifeldspat schon ab PH2O = 2,6 kbar kongruent schmilzt, demnach also als thermische Barriere wirkt. Dieses Beispiel zeigt wieder eindrucksvoll, welche wichtige Rolle das Wasser für die magmatische Entwicklung spielt.
Zweistoffsystem Albit–Kalifeldspat Bekanntlich zeigen die Alkalifeldspäte bei hohen Temperaturen eine lückenlose Mischkristallbildung zwischen den Endgliedern Albit Na[AlSi3O8] (Ab) und Kalifeldspat K[AlSi3O8] (Or), während es bei Abkühlung zur Entmischung von Albit in Kalifeldspat (Perthit) bzw. von Kalifeldspat in Albit (Antiperthit) kommt (Abb. 9.30, S. 118). Wir lernen hier einen neuen Typ von Zweistoffsystem kennen, der durch ein Schmelzminimum und eine Mischungslücke (Solvus) gekennzeichnet ist. Experimentelle Untersuchungen im System Ab–Or bei P = 1 bar und Ab–Or–H2O bei unterschiedlichen H2ODrücken (Bowen u. Tuttle 1950; Morse 1970) haben gezeigt, dass sich mit steigendem H2O-Druck das Feld der lückenlosen Mischkristallreihe der Alkalifeldspäte (Akfss) immer mehr verkleinert und schließlich ganz verschwindet. (Abb. 16.11). Wie wir gesehen haben, schmilzt Albit durchweg kongruent, d. h. er geht bei einer vom Druck abhängigen Temperatur in eine gleich zusammengesetzte Schmelze über (Abb. 16.9). Demgegenüber schmilzt Kalifeldspat bei H2O-Drücken unterhalb 2,6 kbar inkongruent zu Leucit und einer gegenüber der Kalifeldspat-Zusammensetzung SiO2-reicheren Schmelze (Abb. 16.10). Diese Tatsache kommt natürlich auch im System Ab-Or zum Tragen. So existiert bei P = 1 bar ein ausgedehntes Feld zwischen Or100Ab0 und Or50Ab50 (jeweils Gew.-%), in dem Leucit (Lct) die Liquidusphase bildet. Erst im Bereich zwischen Or 50 Ab 50 und dem Schmelzminimum bei Or36Ab64 und 1 063 °C tritt ein Or-haltiger AkfMischkristall (Orss) als Liquidusphase auf, links des Minimums scheidet sich ein Ab-reicher Akfss (Abss) aus der Schmelze (L) aus. Zwischen den Feldern Lct + L und Orss + L schaltet sich ein Feld ein, in dem wegen der peritektischen Reaktion Leucit + SiO 2 -reiche Schmelze = Kalifeldspatss alle drei Phasen miteinander koexistieren (Abb. 16.11a).
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16 · Experimentelle Modellsysteme Abb. 16.11. Das (pseudo-)binäre System Albit NaAlSi3O8–Kalifeldspat KAlSi3O8 mit Mischkristall-Bildung 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)
Die Kurven, die dieses Feld begrenzen, sind univariant; denn man kann entweder die Temperatur oder die Zusammensetzung von Schmelze oder von Alkalifeldspat frei wählen. Nach der Phasenregel F = C – Ph + 2 = 2 – 3 + 2 = 1 bleibt jedoch kein Freiheitsgrad mehr übrig, wenn man den Druck konstant hält. Deshalb ist das System bei P = 1 und PH2O < 2,6 bar kein echtes Zweistoffsystem, sondern stellt einen pseudobinären Schnitt durch das Dreistoffsystem Ne–Lct–SiO2 dar.
Bei PH2O = 2 bar sind entsprechend der ClausiusClapeyron’schen Gleichung [16.2b] die Liquidus- und Soliduskurven und das Schmelzminimum zu erheblich niedrigeren Temperaturen hin verschoben. Das Feld der primären Leucit-Ausscheidung ist fast ganz verschwunden; dadurch werden die Verhältnisse sehr viel einfacher (Abb. 16.11b). Kühlen wir unter Gleichgewichtsbedingungen eine Ausgangsschmelze X der Zusammensetzung Or80Ab20 ab, so wird bei ca. 940 °C die Liquiduskurve erreicht und es scheidet sich nahezu reiner Or aus. Bei weiterer Abkühlung reagiert dieser Akfsss mit der Schmelze; beide werden Ab-reicher, bis Orss bei ca. 830 °C die Zusammensetzung der Ausgangsschmelze, also Or80Ab20 erreicht und der letzte Schmelztropfen die Zusammensetzung Or45Ab55 hat. Bei weiterer Abkühlung im Subsolidus-Bereich bleibt der Akf-Mischkristall Or80Ab20 erhalten; denn erst bei Temperaturen 2,6 kbar im H2O-freien System schmilzt Enstatit kongruent (Boyd et al. 1964). Demgegenüber bleibt im System Forsterit–SiO2–H2O das inkongruente Schmelzen von Enstatit bis zu hohen H2O-Drücken erhalten (Kushiro u. Yoder 1969). Die Verhältnisse liegen also genau umgekehrt wie im System Leucit–SiO2 (–H2O).
Ähnlich wie im System Leucit–SiO2 (Abb. 16.10) besteht zwischen den Komponenten Mg2SiO4 (Fo) und SiO2 eine stöchiometrische Verbindung: Enstatit Mg2[Si2O6] (bzw. dessen Hochtemperaturmodifikation Protoenstatit). Dieser schmilzt bei niedrigen Drücken ebenfalls inkongruent unter Bildung von Forsterit und einer SiO2-übersättigten Schmelze (Bowen u. Anderson 1914; Bowen 1928). Kühlen wir bei P = 1 bar eine SiO 2-untersättigte Schmelze W ab, so wird bei ca. 1 670 °C die Liquiduskurve erreicht und es scheidet sich so lange Forsterit aus, bis der peritektische Punkt P bei 1 557 °C erreicht ist (Abb. 16.14). Jetzt setzt die Reaktion Forsterit + SiO2-übersättigte Schmelze = Protoenstatit
(16.2)
ein, wobei – Gleichgewicht vorausgesetzt – die gesamte Schmelze verbraucht wird. Das entstehende „Gestein“ besteht aus Forsterit + Protoenstatit. Auch aus Schmelze X mit der Zusammensetzung Mg2Si2O6 kristallisiert zunächst Forsterit aus, der aber bei P vollständig zu Enstatit reagiert, wenn das Gleichgewicht eingestellt wird. Das Glei-
Natürliche Basalt-Magmen enthalten im Vergleich zu den Schmelzen W, X, Y und Z noch Plagioklas-und Diopsid-Komponente, wodurch die jeweiligen LiquidusTemperaturen drastisch gesenkt werden. Auch der Einbau von Fe2+ in die beiden koexistierenden Mineralphasen Forsterit und Enstatit erniedrigt alle Temperaturen des Kristallisations- bzw. Reaktionsbereichs beträchtlich, wie z. B. das Zweistoffsystem Forsterit–Fayalit (Abb. 16.13) zeigt. Die so modifizierten Schmelzen könnten als Modell für Olivintholeiit- (W), Tholeiit- (X) und Quarztholeiit-Magmen (Y, Z) dienen. Zur Fraktionierung von Olivin kann es kommen, wenn dieser in der Schmelze gravitativ absaigert oder als „gepanzertes Relikt“ vor vollständige Reaktion zu Protoenstatit geschützt und dadurch aus dem System entfernt wird. Dann kann ein SiO2-untersättigtes Olivintholeiit-Magma zu einem SiO2übersättigten Quarztholeiit-Magma differenzieren (aber nicht umgekehrt). Von Greig (1927) wurde im SiO2-reichen Teil des Systems Forsterit–SiO2 die liquide Entmischung von zwei Silikatschmelzen experimentell nachgewiesen, zu der es bei einer Temperatur von >1 695 °C, d. h. knapp unterhalb des Schmelzpunkts von Cristobalit kommt. Dieser Befund ist jedoch für natürliche Bedingungen ohne Bedeutung und daher nur von theoretischem Interesse.
Dreistoffsystem Diopsid–Forsterit–SiO2
Abb. 16.14. Zweistoffsystem Forsterit Mg2SiO4–SiO2 mit der stöchiometrischen Verbindung Enstatit Mg2[Si2O6]. Erläuterungen im Text. (Aus Bowen 1928)
Dieses komplexe System, das bereits von Bowen (1914), später von Boyd u. Schairer (1964) und Kushiro (1972) bei P = 1 bar experimentell bearbeitet wurde, dient als Modellsystem für die Ausscheidungsbeziehungen der dunklen Gemengteile in einer tholeiitischen Schmelze. Obwohl es dem Anfänger häufig Verständnisschwierigkeiten bereitet, soll es wegen seiner großen petrologischen Bedeutung hier besprochen werden. Wie beim Dreistoffsystem Di–An–Ab (Abb. 16.7) betrachten wir die Projektion der Liquidusfläche auf die Konzentrationsebene Di-Fo-SiO2 bei konstantem Druck von 1 bar. Wesentliche Grundlage bildet das flankierende Zweistoffsystem Forsterit–SiO2, das wir soeben kennengelernt
16.2 · Experimente in Zweistoff- und Dreistoffsystemen Abb. 16.15. Dreistoffsystem Diopsid CaMgSi2O6– Forsterit Mg2SiO4– SiO2 bei P = 1 bar. Projektion der Liquidusfläche auf die Konzentrationsebene. Eingezeichnet sind die Kristallisationsbahnen (farbig) von Schmelzen der Ausgangszusammensetzungen X, Y und Z unter Gleichgewichtsbedingungen. Erläuterungen im Text. Die Mischkristalle PEn1, PEn2 und PEn3 sind mit 1, 2, 3 markiert. Einsatz: Pseudobinärer Schnitt Mg2Si2O6 (En)– CaMgSi2O6 (Di) mit den Liquidusund Soliduskurven sowie den Mischungslücken zwischen unterschiedlichen Pyroxenphasen. (Nach Kushiro 1972)
haben, mit dem Peritektikum P bei 1 557 °C und dem Eutektikum E1 bei 1 543 °C (Abb. 16.14). Die flankierenden Zweistoffsysteme Diopsid–SiO2 und Forsterit–Diopsid sind eutektisch; die Eutektika E2 bei 1 371 °C und E3 bei 1 388 °C liegen in der Nähe der Diopsid-Ecke (Abb. 16.15). E1 und E2 werden durch eine kotektische Linie verbunden, an der Cristobalit (Crs) bzw. Tridymit (Trd) jeweils mit Mischkristallen von Protoenstatit (PEnss), Pigeonit (Pgtss) oder Diopsid (Diss) sowie Schmelze koexistieren. Eine weitere kotektische Linie, an der Fo, Diss und Schmelze miteinander im Gleichgewicht stehen, geht vom Eutektikum E3 aus, überschreitet ein flaches offenes Maximum bei 1 390 °C und endet bei 1 385 °C. Hier stößt sie mit einer Reaktionskurve zusammen, die vom peritektischen Punkt P ausgeht. An ihr koexistieren nacheinander PEnss und Pgtss mit Fo und Schmelze (L). Die Felder von PEnss und Pgtss werden ebenfalls durch eine Reaktionskurve getrennt, während zwischen Pgtss und Diss eine kotektische Linie verläuft. An diesen univarianten Kurven stehen jeweils 2 dieser Pyroxen-Mischkristalle miteinander sowie mit Schmelze im Gleichgewicht. Analog zum Zweistoffsystem Fo–SiO2 (Abb. 16.14) erkennt man also auch im Dreistoffsystem Fo–Di–SiO2 die drei Ausscheidungsfelder von Fo, PEn (und den anderen Pyroxen-Mischkristallen) und Crs bzw. Trd sowie das Feld der liquiden Entmischung. Unterbrechungen in der Verbindungslinie PEn–Di deuten zwei Mischungslücken in den PyroxenZusammensetzungen an, die man dem pseudobinären
Schnitt PEn–Di entnehmen kann (Abb. 16.15, Einsatz). Weiterhin erkennt man in Abb. 16.15, dass – entsprechend dem verdeckten Maximum im binären System Fo–SiO2 (Abb. 16.14) – das ausgedehnte primäre Ausscheidungsfeld des Forsterits fast die gesamte pseudobinäre Verbindungslinie PEn–Di der Pyroxen-Zusammensetzungen überdeckt. Lediglich die Di-reichen Cpx-Mischkristalle nahe der Di-Ecke schmelzen kongruent. Der pseudobinäre Schnitt En–Di (Abb. 16.15, Einsatz) zeigt, dass bei Liquidus-Temperaturen PEnss, Pgtss und Diss mit Fo und Schmelze im Gleichgewicht stehen, während im Subsolidus-Bereich die Pyroxen-Mischkristalle PEnss + Pgtss sowie Pgtss + Diss miteinander koexistieren. Mit sinkender Temperatur erweitern sich die beiden Mischungslücken, wodurch das Stabilitätsfeld von Pgtss auskeilt. An einem invarianten Reaktionspunkt bei etwa 1 235 °C zerfällt der letzte Pgtss (mit etwa 13 % Di-Komponente) in PEnss und Diss. Ab 1 100 °C beginnt sich PEnss unter Reaktion mit Diss in Di-reicheren Orthoenstatit (OEnss) umzuwandeln; es gibt zwei Koexistenzfelder PEnss + OEnss und OEnss + Diss, bis bei 985 °C reiner PEn in OEn übergegangen ist (in Abb. 16.15, Einsatz nicht mehr dargestellt). Durch die experimentell bestimmten Phasenbeziehungen im pseudobinären Schnitt En–Di erklären sich die weit verbreiteten Entmischungen von Klinopyroxen in Orthopyroxen und umgekehrt (Abb. 11.5a, S. 149); das gilt insbesondere für den inverted pigeonite, einen Pigeonit mit Entmischungslamellen von Augit. Es sei allerdings darauf hingewiesen, dass nach neueren Experimenten von Longhi u. Boudreau (1980) bereits zwischen 1 445 °C und 1 385 °C Orthoenstatit als zusätzliche Phase auftritt, dann aber wieder verschwindet. Dadurch werden die Verhältnisse noch etwas komplizierter, ohne dass sich die grundsätzliche Aussage des Systems ändert. Wir stützen uns daher auf die Ergebnisse von Kushiro (1972).
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16 · Experimentelle Modellsysteme
Kühlt man eine Schmelze X der Zusammensetzung 80 % Fo + 5 % Di + 15 % SiO 2, die im primären Ausscheidungsfeld des Forsterits liegt (Abb. 16.15), bis zur Temperatur der Liquidusfläche ab, so ändert sich ihre Zusammensetzung unter fortwährender Ausscheidung von Fo entlang der Kristallisationsbahn X → A. Bei A wird die Reaktionskurve zwischen den Ausscheidungsfeldern von Fo und Pyroxen erreicht und die peritektische Reaktion von Fo mit SiO2 übersättigter Schmelze zu PEnss setzt ein. Dem pseudobinären Schnitt (Abb. 16.15, Einsatz) kann man entnehmen, dass eine Schmelze A mit etwa 10 % Di-Komponente mit einem fast Di-freien PEn1 koexistiert. Bei weiterer Abkühlung geht die Reaktion Fo + L = PEnss weiter, wobei sich die Schmelze entlang der Reaktionskurve entwickelt und immer Di-reicher wird; auch PEnss wird etwas Di-reicher. Beim invarianten Punkt B (ca. 1 425 °C) kristallisiert bei konstanter Temperatur Pgtss neben PEnss aus, bis die Schmelze aufgebraucht ist. Das entstehende „Gestein“ besteht aus dem restlichen Forsterit sowie den beiden Pyroxen-Mischkristallen PEn3 und Pgt1. Kühlen wir eine Ausgangsschmelze Y ab, die auf der Verbindungslinie PEn–Di liegt, so scheidet sich bei Erreichen der Liquidusfläche wiederum zuerst Forsterit aus und die Zusammensetzung der Schmelze ändert sich kontinuierlich bis A, wo die Reaktion Fo + L = PEnss einsetzt. Bei weiterer Abkühlung entwickelt sich die Schmelzzusammensetzung wieder entlang der Reaktionskurve von A nach B, wo – im Unterschied zur Kristallisationsabfolge der Schmelze X – nicht nur alle Schmelze sondern auch aller Forsterit aufgebraucht ist. Das Kristallisationsprodukt besteht schließlich nur aus zwei verschiedenen Pyroxenen PEn3 und Pgt1. Nun wählen wir noch eine Ausgangsschmelze Z, die bereits rechts der Verbindungslinie Di–PEn, aber noch
Abb. 16.16. Zonare Verwachsungen von Orthopyroxen (EnstatitHypersthen), Pigeonit und diopsidischem Augit als Einsprenglinge in Tholeiitbasalt des Vogelsbergs. Kreuzschraffur: Orthopyroxen; Einfachschraffur: Pigeonit; hellschattiert: Augit; punktiert: Plagioklas. (Nach Ernst u. Schorer 1969)
innerhalb des primären Ausscheidungsfeldes von Forsterit liegt. Die anfänglichen Schritte der Kristallisation und die Änderung der Schmelzzusammensetzung stimmen mit beiden Ausgangszusammensetzungen X und Y überein. Nur ist in diesem Fall der abgeschiedene Forsterit früher aufgebraucht als die Schmelze. Das ist bei etwa 1 530 °C (Punkt C in Abb. 16.15) der Fall. Mit weiterer Abkühlung verlässt deshalb der Kristallisationspfad die peritektische Reaktionskurve, quert das Feld des Protoenstatits entlang C → D und erreicht bei ca. 1 500 °C die kotektische Linie, an der PEnss, Cristobalit und Schmelze koexistieren. Mit weiterer Abkühlung scheidet sich daher PEnss, der kontinuierlich Di-reicher wird, gemeinsam mit Cristobalit bzw. bei niedriger Temperatur mit Tridymit aus. Wenn die Zusammensetzung der Schmelze Punkt E (ca. 1 385 °C) erreicht hat, kristallisiert Pigeonit neben Protoenstatit und Tridymit aus, bis die Schmelze aufgebraucht ist. Das zuletzt vorliegende Kristallaggregat besteht aus den Phasen PEn2, Pgt2 und Tridymit (und wahrscheinlich einem Rest von Cristobalit, der sich nur träge in Tridymit umwandelt). Wir haben bei unseren Betrachtungen über das System Di–Fo–SiO2 bislang die Einstellung eines thermodynamischen Gleichgewichts vorausgesetzt. In der Natur ist das häufig nicht oder nur unvollkommen der Fall. Stellt sich das Gleichgewicht nicht ein, so weichen die Kristallisationsbahnen mehr oder weniger von den dargelegten idealisierten Bedingungen ab. Ungleichgewichte können in der Natur dadurch entstehen, dass die ausgeschiedenen Forsteritkristalle aus einem oder mehreren der folgenden Gründe nicht mit der Schmelze reagieren konnten: Die Forsteritkristalle werden von der verbleibenden Schmelze gravitativ getrennt oder die Schmelze wird aus dem bestehenden Kristallbrei ausgepresst. Ein dicker Reaktionssaum von Pyroxen infolge von zu geringer Diffusionsgeschwindigkeit schützt den verbleibenden Forsterit-Kern vor einer weiteren Reaktion mit der umgebenden Schmelze. Auch die zonare Verwachsung von drei verschiedenen Pyroxenarten in einem Tholeiitbasalt des Vogelsberges mit der Ausscheidungsfolge Orthopyroxen (Enstatit-Hypersthen ) → Pigeonit → diopsidischer Augit (Abb. 16.16) 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 einer leicht gekrümmten Kurve unter Ausscheidung von
16.3 · Das Reaktionsprinzip von Bowen
PEnss das Protoenstatit-Feld queren, bis die kotektische Linie erreicht ist. Die Schmelzzusammensetzung ändert sich nun entlang dieser Grenzkurve, wobei nacheinander PEnss + Crs, PEnss + Trd, Pgtss + Trd, und Diss + Trd gemeinsam kristallisieren, bis bei 1 371 °C der eutektische Punkt E2 erreicht ist (Abb. 16.15). Fraktionierung von Olivin kann also von einer SiO2-untersättigten Schmelze X zu einer SiO2-übersättigten Restschmelze eutektischer Zusammensetzung E2 führen. In Übereinstimmung mit diesem Modell enthalten Tholeiite in ihrer Grundmasse häufig SiO2-reiches Glas oder Quarz-Plagioklas-Verwachsungen; diese sind aus einer sauren Restschmelze kristallisiert, die durch weitgehende Fraktionierung von mafischen Gemengteilen, z. B. Olivin entstanden ist.
16.3 Das Reaktionsprinzip von Bowen Die experimentellen Untersuchungen in vereinfachten Modellsystemen haben gezeigt, dass silikatische Schmelzen nur selten in Form einfacher Eutektika kristallisieren. Vielmehr spielen die Reaktionsbeziehungen zwischen früh ausgeschiedenen Kristallen und der verbliebenen Restschmelze eine wichtige Rolle, die sich auch in natürlichen Gesteinen sehr häufig unmittelbar beobachten lassen. Dabei endet der Kristallisationspfad oft nicht erst an einem binären oder ternären Eutektikum, sondern irgendwo auf einer kotektischen Linie. Wie der amerikanische Petrologe N.L. Bowen als erster erkannt hatte, lässt sich die Entwicklung magmatischer Serien auf diesem Wege mindestens in Grundzügen erklären. Bowen (1928) hat die Ausscheidungsfolge bei der Kristallisation eines basischen (etwa olivinbasaltischen) Magmas unter der Bezeichnung Reaktionsprinzip zusammengefasst; dabei unterscheidet er grundsätzlich zwei Arten von Reaktionsserien (Abb. 16.18): diskontinuierliche Reaktionsserien und kontinuierliche Reaktionsserien Diskontinuierliche Reaktionsserien. Sie werden von Reaktionspaaren gebildet, bei denen eine früh ausgeschiedene Mineralart mit der Restschmelze unter Bildung einer neuen Mineralart reagiert. Solche Reaktionen vollziehen sich in Abhängigkeit vom Druck bei einer bestimmten Temperatur, dem Peritektikum oder – bei Mischkristallen – entlang einer Reaktionskurve über ein begrenztes Temperaturintervall hinweg. Ein wichtiges Beispiel ist die peritektische Reaktion Forsterit + Schmelze → Enstatit (Abb. 16.14, 16.15). Werden die Forsteritkristalle von der Schmelze getrennt, kann diese Reaktion nicht vollständig ablaufen, so dass sich die Zusammensetzung der Schmelze mit fallender Temperatur zum Eutektikum hin verschiebt. Ein solcher Prozess der fraktionierten Kris-
tallisation führt zur Anreicherung von SiO2 und zur Verarmung an MgO in der verbliebenen Restschmelze. Da die beiden Mischkristalle Olivin und Orthopyroxen bei höheren Temperaturen zunächst bevorzugt Mg2+ gegenüber Fe2+ einbauen, kommt es in der natürlichen Restschmelze außerdem zu einer Anreicherung von Fe2+ gegenüber Mg2+, was zu einem typischen Tholeiit-Trend im AFM-Dreieck führt (Abb. 15.3, S. 188). Die folgenden Schritte innerhalb der diskontinuierlichen Reaktionsreihe (Mg,Fe)- und Ca-(Mg,Fe) Pyroxen → Hornblende und Hornblende → Biotit sind viel komplizierter, da diese Reaktionen die Aufnahme von Wasser einschließen und der Partialdruck (bzw. die Fugazität) von H2O eine zunehmende Rolle spielt. Daneben ändert sich die Schmelzzusammensetzung unter zunehmender Anreicherung der Alkalien und von Fe gegenüber Mg. Naturbeobachtungen und experimentelle Daten lassen keinen Zweifel aufkommen, dass auch diese später ausgeschiedenen Minerale im Wesentlichen den diskontinuierlichen Reaktionen entsprechend dem Bowen-Schema unterliegen. Kontinuierliche Reaktionsserien. Sie entstehen durch die Reaktion von früh ausgeschiedenen Mischkristallen mit der Schmelze. Dabei werden kontinuierlich neue Mischkristalle der gleichen Mineralart so lange gebildet, bis die Schmelze aufgebraucht ist. Wichtigstes Beispiel ist die Mischkristallreihe der Plagioklase (Abb. 16.4, S. 199) als Hauptvertreter der felsischen Minerale in basischen und intermediären Magmen. Ihre Entwicklung findet – druckabhängig – innerhalb eines ausgedehnten Temperaturbereichs statt. Mit fallender Temperatur wird die Schmelze, die mit den sich ausscheidenden PlagioklasMischkristallen im Gleichgewicht steht, immer reicher an Ab- und ärmer an An-Komponente. Bei chemischem Ungleichgewicht bilden sich Plagioklaskristalle mit Zonarbau, wobei der Kern An-reicher, die Außenzonen Ab-reicher sind, allerdings häufig mit sog. Rekurrenzen (alternierender Zonarbau: Abb. 16.5). Bei Entfernung von An-reichen Plagioklas-Mischkristallen aus der Schmelze wird die Restschmelze gegenüber der Ausgangsschmelzzusammensetzung an Na2O und SiO2 angereichert, an CaO und Al 2O3 dagegen verarmt (Anorthit: CaO · Al2O3 · 2SiO2, Albit: Na2O · Al2O3 · 6SiO2). K2O reichert sich ebenfalls in der Restschmelze an und wird bei der Bildung von Biotit und Alkalifeldspäten verbraucht. Im Unterschied zu den Plagioklasen gibt es bei den Alkalifeldspäten, die bei der Kristallisation von sauren Magmen eine zunehmend bedeutende Rolle spielen, zwei Entwicklungsreihen, die von Orreichen oder Ab-reichen Zusammensetzungen ausgehen und sich im Schmelz-Minimum treffen (Abb. 16.11, 16.12). Bei den mafischen Gemengteilen stellt man mit sinkender Temperatur eine zunehmende Tendenz zur Anreicherung von Fe2+ auf Kosten von Mg fest. Ein
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16.3
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16 · Experimentelle Modellsysteme
diopsidischer Augit → Augit → hedenbergitischer Augit, Enstatit → Bronzit sowie Mg-reicherer → Fe-reicherer Pigeonit (Abb. 16.17).
Abb. 16.17. Kristallisationstrends von Ca-reichen Pyroxenen (Augite) und Ca-armen Pyroxenen (Orthopyroxene, Pigeonite) in der Layered Intrusion des Busvelds, Südafrika. Pyroxen-Zusammensetzungen nach chemischen Analysen (Kreis), nach optischen und/oder röntgenographischen Bestimmungen (Dreieck). (Nach Atkins 1969)
wichtiges Beispiel ist die Mischkristallreihe der Olivine (Abb. 16.13), bei der sich – ausgehend von fast reinem Foss – durch Reaktion mit der Schmelze kontinuierlich immer Fa-reichere Mischkristalle bilden. Bei fraktionierter Kristallisation von Fo-reichem Olivin kann schließlich eine fast reine Fayalit-Schmelze gebildet werden. Naturbeobachtungen, insbesondere in Layered Intrusions zeigen, dass bei der Kristallisation basaltischer Magmen die Mischkristallreihen der Pyroxene sich gleichsinnig von Mg- zu Fe-reicheren Gliedern entwickeln: Abb. 16.18. Die Reaktionsserien nach Bowen
Abb. 16.19. Das Schema der magmatischen Differentiation eines tholeiiten Magmas in Verbindung mit den Reaktionsserien von Bowen
In der vorliegenden Darstellung des Bowen-Schemas (Abb. 16.18) 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 Modellsysteme. Jedoch bringt das Schema zum Ausdruck, dass sich bei fallender Temperatur je ein Vertreter der diskontinuierlichen neben einem solchen der kontinuierlichen Reihe ausscheidet. So hatte schon der deutsche Petrograph Harry Rosenbusch (1882) mikroskopisch beobachtet, dass in natürlichen Magmatiten neben Olivin und Pyroxen ein An-reicher Plagioklas (Bytownit-Labradorit), dagegen zusammen neben Hornblende und Biotit ein Ab-reicherer Plagioklas (Andesin-Oligoklas) kristallisiert und das im Sinne einer Ausscheidungsfolge interpretiert (Rosenbusch-Regel). Allerdings sind später häufig Ausnahmen von dieser Regel beobachtet worden, so kommen in Andesiten und Daciten auch relativ An-reiche Plagioklase neben Amphibolen und Biotit vor. Ob die Erstausscheidung mit einem mafischen oder einem felsischen Mineral beginnt, hängt wesentlich von der Ausgangszusammensetzung der Schmelze ab, wie das am Beispiel des Dreistoffsystems Di–An–Ab gezeigt wurde (Abb. 16.7, 16.8, S. 201).
16.4 · Das Basalt-Tetraeder von Yoder und Tilley (1962) Die Mineralfolge der diskontinuierlichen Reaktionsreihen zeigt mit der Temperaturerniedrigung eine zunehmende Polymerisation der [(Si,Al)O4]-Tetraeder vom Inselsilikat Olivin über die Ketten- und Doppelkettensilikate Pyroxen und Hornblende zum Schichtsilikat Biotit.
Wie Bowen (1928) zeigen konnte, lassen sich einige wichtige Magmentypen durch Kristallisationsdifferentiation eines basaltischen Magmas erklären. Dabei sind die Reaktionsbeziehungen innerhalb der Reaktionsreihen Olivin → Biotit und Bytownit → Albit sowie zwischen den ausgeschiedenen Mineralen und den Restschmelzen von Bedeutung. Schematisch lässt sich der Differentiationsverlauf nach folgendem Prinzip erläutern (Abb. 16.19): Bei Abkühlung eines basaltischen Magmas kristallisieren als Hauptminerale zuerst Olivin und Bytownit aus, wodurch sich die Zusammensetzung der verbleibenden Restschmelze in Richtung → Andesit ändert. Nun sind zwei Fälle denkbar: 1. Gleichgewichtskristallisation: Die ausgeschiedenen Kristalle bleiben im Kontakt mit der Schmelze und reagieren mit dieser unter Bildung von Orthopyroxen, Pigeonit und Augit (Abb. 16.15) sowie Labradorit (Abb. 16.5). Bei vollständiger Reaktion kann die gesamte Schmelze verbraucht werden: Es entsteht ein Basalt oder – bei höherem Druck – ein Gabbro. 2. Fraktionierte Kristallisation: Die ausgeschiedenen Kristalle werden von der Schmelze getrennt. Solange noch nicht viele Kristalle abgeschieden und die heiße Schmelze noch wenig viskos ist, dürfte das am ehesten gravitativ durch Aufschmimmen der Bytownit- und Absaigern der Olivin-Kristalle geschehen, während bei größerem Kristallanteil die Restschmelze durch Filterpressung aus einem Olivin-Kumulat heraus gedrückt wird. Bei mangelnder Rührwirkung wegen zu geringer Konvektion in der Magmenkammer kann sich Olivin auch mit einem Reaktionssaum von Pyroxen, Bytownit mit Ab-reicheren Rändern umgeben und so als gepanzerte Relikte vor weiterer Aufzehrung geschützt werden. Nun liegt eine andesitische Restschmelze vor, die entweder zu einem Andesit (oder Diorit) auskristallisieren kann oder einer weiteren Fraktionierung unterworfen wird. Dabei dürfte der wesentliche Trennmechanismus in der Filterpressung liegen. Im Zuge der fraktionierten Kristallisation nehmen die Gehalte an SiO2, Na2O und K2O in der Schmelze allmählich immer stärker zu. Es entstehen Restschmelzen, aus denen Rhyolithe oder Granite kristallisieren können. Mengenmäßig ergibt sich gegenüber der ursprünglichen Basalt-Schmelze nur relativ wenig Rhyolith-Schmelze als Restdifferentiat. Da Olivin, Pyroxen und die Feldspäte keine (OH)-Gruppen einbauen, wird bei der fraktionierten Kristallisation auch H2O (und andere leichtflüchtige Komponenten) in den Restschmelzen immer stärker angereichert.
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Schließlich können sich hydrothermale Lösungen bilden, aus denen sich z. B. Zeolithe ausscheiden. Somit ist klar, dass in der Tat andesitische, rhyolithische und trachytische Restschmelzen durch Kristallisationsdifferentiation eines Basalt-Magmas erklärt werden können. Es wäre jedoch ein Fehler anzunehmen, dass das immer oder auch nur in der überwiegenden Mehrzahl der Fälle so sein muss. Hiergegen spricht bereits das Zurücktreten von Basalten oder Gabbros in vielen AndesitDacit-Rhyolith- bzw. Tonalit-Granodiorit-Granit-Assoziationen. Auch der enorm große Anteil von granitischgranodioritischem Material am Aufbau der oberen kontinentalen Erdkruste schließt eine Fraktionierung von basaltischen Magmen als wesentlichen Bildungsmechanismus aus. Andererseits gibt das Bowen’sche Reaktionsprinzip eine gute qualitative Erklärung für das gemeinsame Vorkommen bestimmter Minerale wie Olivin–Labrador, Andesin–Hornblende, Oligoklas–Kalifeldspat–Quarz–Biotit. Es hilft weiterhin, das Verhalten von Nebengestein bei der Assimilation durch Magmen besser zu verstehen: Infolge inkongruenten Schmelzens gilt dann z. B. die diskontinuierliche Reaktionsserie in umgekehrter Reihenfolge. Mögliche Reaktionsreihen hängen 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 Das Basalt-Tetraeder von Yoder und Tilley (1962) Wie wir gesehen haben, lässt sich der Differentiationsverlauf 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 wichtige 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 einem Fünfstoff-System Fo–Di–An–Ne–Qz zu tun hätten. Vereinfachend können wir zunächst die Komponente An vernachlässigen und kommen so zum Vierstoff-System Fo–Di–Ne–Qz, dem vereinfachten Basalt-Tetraeder nach Yoder u. Tilley (1962; Abb. 16.20). Auf der Kante Ne–Qtz tritt als binäre Verbindung Albit (Ab) auf, der im entsprechenden Zweistoffsystem ein Temperaturmaximum bildet (Abb. 16.9, S. 203), während die Verbindung Enstatit (En) auf der Linie Fo–Qtz durch inkongruentes Schmelzen gekennzeichnet ist (Abb. 16.14, 16.15). Alle wichtigen Zweistoff- und Dreistoffsysteme, die für die Kristallisation einer basaltischen Schmelze von Bedeutung sind und experimentell genau untersucht wurden, können in dieses Tetraeder eingeordnet werden.
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16 · Experimentelle Modellsysteme
Abb. 16.20. Das Basalt-Tetraeder von Yoder u. Tilley (1962) in Form des erweiterten, Fe-haltigen Basaltsystems Klinopyroxen–Olivin– Nephelin–Quarz mit Plagioklas (Pl) anstelle von Ab, Orthopyroxen (Opx) anstelle von En und Klinopyroxen (Cpx) anstelle von Di
16.5
Erweitert man das Vierstoff-System Fo–Di–Ne–Qtz um die Komponenten An und FeO, so erhält man bereits ein recht naturnahes, allerdings K2O-freies Basaltsystem, in das man alle wichtigen basaltischen Gesteine mit Ausnahme der Leucit-führenden eintragen kann. Fo wird durch Olivin, En durch Opx (Enstatit-Hypersthen), Di durch Cpx (Augit) und Ab durch Plagioklas (Pl) ersetzt (Abb. 16.20). Für Ne können auch andere Feldspatoide, z. B. Nosean oder Hauyn eintreten. Das Basalt-Tetraeder Fo–Di–Ne–Qz bzw. Ol–Cpx–Ne– Qz wird durch 2 Ebenen, nämlich die Ebene der SiO2-Sättigung Ab–Di–En und die kritische Ebene der SiO2-Untersättigung Ab–Di–Fo in drei Räume eingeteilt (Abb. 16.20): In den rechten Raum Cpx–Opx–Pl–Qz fallen die Qznormativen Tholeiite, in den mittleren Raum Pl–Cpx–Opx–Ol die Olivintholeiite, in den linken Raum Cpx–Pl–Ol–Ne die Ne-führenden Alkalibasalte (Ne-Tephrite, Ne-Basanite und Nephelinite). Wie wir aus den experimentellen Ergebnissen im Zweistoffsystem Fo–SiO2 (Abb. 16.14) und im Dreistoffsystem Di–Fo–SiO2 (Abb. 16.15) wissen, ermöglicht das inkongruente Schmelzen von Enstatit, dass sich SiO2untersättigte Magmen durch fraktionierte Kristallisation von Forsterit zu SiO2-übersättigten Magmen entwickeln können, wenn auch nicht umgekehrt. Die Ebene Ab–Di–En ist also in eine Richtung hin durchlässig. Das
gilt auch für erhöhte H2O-Drücke, während im H2O-freien („trockenen“) System bei Drücken von >2,6 kbar Enstatit kongruent schmilzt und die Ebene Ab–Di–En dann eine thermische Schwelle darstellen würde. Im Zweistoffsystem Ne–SiO 2 bildet Albit ein Maximum (Abb. 16.9); das hat zur Folge, dass die Ebene Ab–Di–Fo als thermische Barriere zwischen den Ne-normativen Alkalibasalt-Magmen und den Ol- bis Qz-normativen Tholeiit-Magmen wirkt, die in keine Richtung hin durchlässig ist. Deswegen müssen bei fraktionierter Kristallisation, jedenfalls bei Drücken 143° vom Erdbebenherd entfernt: Im „Brennfleck“ werden wiederum Erdbebenwellen registriert, aber nur noch P-Wellen, keine S-Wellen mehr (Station D, E, F, C', G). Aus dieser Tatsache folgt, dass sich unterhalb der Unstetigkeitsfläche in 2 900 km Tiefe ein Gebiet mit flüssigem Aggregatzustand befindet; dieses ist nicht elastisch verformbar (µ = 0), kann also nach Gleichung [27.4] keine Transversalwellen durchlassen (vS = 0).
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27 · Aufbau des Erdinnern
Aus Abb. 27.4b ergeben sich also zwei Unstetigkeitsflächen, die eine äußere feste Schale, den Erdmantel, von einer mittleren flüssigen Schale, dem äußeren Erdkern, und diesen wiederum von einem inneren Erdkern abgliedern.
27.1.3 Geschwindigkeitsverteilung der Erdbebenwellen im Erdinnern
27.2
Eine wesentliche Verfeinerung unseres Bildes vom Erdaufbau ergibt sich, wenn man die Geschwindigkeit der Pund S-Wellen in Abhängigkeit von der Erdtiefe z aufträgt (Abb. 27.5a, b). Da sowohl vP und vS als auch die Gradienten dvP / dz und dvS / dz direkt von den Quotienten K/ ρ und µ / ρ abhängen, müssen abrupte oder allmähliche Änderungen der Gradienten auf entsprechende Änderungen dieser physikalischen Konstanten zurückgehen, wie das in Abb. 27.6 z. B. für die Dichte dargestellt ist. Danach ergibt sich folgende Gliederung: Erdkruste, oberer Erdmantel, Übergangszone, unterer Erdmantel, äuße-
rer Erdkern und innerer Erdkern. Dieser auf seismischem Wege herausgearbeitete Schalenbau lässt sich auch stofflich, d. h. petrologisch und geochemisch interpretieren. Dabei werden allerdings – wie oben dargelegt – direkte Beobachtungen nach der Tiefe hin immer spärlicher und fehlen im unteren Erdmantel sowie im Erdkern ganz. Es sei darauf hingewiesen, dass es einen erheblichen Aufwand an geophysikalischen Messungen und Berechnungen erforderte, die Veränderung von vP, vS, K, µ und ρ mit der Tiefe zu modellieren. Seismogramme enthalten komplexe Informationen über unterschiedliche Wellentypen, die interferieren, sich gegenseitig verstärken oder auslöschen; ihre Auswertung gleicht der Entzifferung eines verschlüsselten Textes (Allègre 1992). Das scheinbar einfache Bild, das in Abb. 27.5 auf Grund von seismischen Modellierungen dargestellt ist, gehört zu den ganz großen Leistungen der Geophysik!
27.2 Erdkruste Die Erdkruste wird von dem darunter liegenden Erdmantel durch die Mohorovic ˇic´-Diskontinuität getrennt, die von dem kroatischen Geophysiker Andreiji Mohorovicˇic´ (1909) entdeckt wurde. Diese kurz Moho genannte Grenze ist durch einen relativ raschen Anstieg der P-Wellen-Geschwindigkeit von ca. 6,5–7,0 auf ca. 8,0–8,3 km/ s und einen entsprechenden Anstieg von v S bedingt (Abb. 27.5b). Die Moho liegt unter den Tiefseeböden ca. 5–7 km, unter den Kontinenten meist ca. 30–40, stellenweise sogar bis ca. 60 km, und unter den jungen Faltengebirgen bis zu 90 km tief. Die Dicke der Erdkruste vari-
Abb. 27.5. Seismischer Befund zum Aufbau der Erde. a Erdsektor nach Ringwood (1979); b Veränderung der Geschwindigkeiten von P- und S-Wellen mit der Tiefe im Erdmantel und im Erdkern nach Hart et al. (1977)
Abb. 27.6. Zunahme der Dichte mit der Erdtiefe. (Nach Clark u. Ringwood 1964)
27.2 · Erdkruste
iert dementsprechend je nach der geologischen Situation eines Gebietes. Ebenso ist die Moho unterschiedlich scharf ausgebildet, wobei die Unschärfe unter stabilen Kontinenten vielleicht einige 100 m beträgt, unter den Ozeanböden noch geringer ist. In Orogengürteln ist die Moho oft schlecht ausgebildet oder verdoppelt; unter den mittelozeanischen Rücken fehlt sie meist ganz.
27.2.1 Ozeanische Erdkruste Informationen über den Aufbau der ozeanischen Kruste erhalten wir durch seismische Messungen und durch submarine Bohrungen im Rahmen der internationalen Deep-SeaDrilling- und Ocean-Drilling-Programme (DSDP und ODP), insbesondere durch die amerikanischen Forschungsschiffe Glomar Challenger und Joides Resolution. Weitere wichtige Informationen liefern Ophiolith-Komplexe; das sind Späne von hochgeschuppter ozeanischer Lithosphäre, die tektonische Decken in Faltengebirgen bilden. Sie enthalten – wenn auch nicht immer vollständig – das gesamte Inventar der ozeanischen Erdkruste und des darunter liegenden Erdmantels. Gegenüber Bohrungen haben sie den Vorteil, dass sie dreidimensionale Aufschlüsse bieten und darüber hinaus Bereiche erschließen, die bis jetzt noch nicht erbohrt werden konnten. Bekannte Beispiele sind der VourinosKomplex in Nordgriechenland, der Troodos-Komplex auf Zypern und zahlreiche weitere Vorkommen in den Dinariden und Helleniden, der Semail-Komplex im Oman, mehrere Vorkommen in Indonesien und Papua-Neuguinea sowie der Bay-of-Islands-Komplex in Neufundland (Kanada). Aus der Zusammenschau der verfügbaren Informationen ergibt sich ein relativ einfacher, lagenförmiger Aufbau, der in Abb. 27.7 schematisch dargestellt ist. Dabei sind die angegebenen Mächtigkeiten und P-Wellengeschwindigkeiten für die einzelnen Lagen nur Näherungswerte, die im Detail variieren können: Abb. 27.7. Schematisches Tiefenprofil durch die ozeanische Lithosphäre (=ozeanische Erdkruste + oberster Erdmantel) nach seismischen Messungen, Tiefseebohrungen und Beobachtungen in typischen Ophiolith-Komplexen. Die Dicke der einzelnen Lagen und die seismischen Geschwindigkeiten können regional stark variieren. (Nach Brown u. Mussett 1993)
Schicht 1: Tiefsee-Sedimente; ihre Mächtigkeit beträgt selbstverständlich an den mittelozeanischen Rücken 0 m und nimmt zum Kontinent hin stetig zu; an passiven Kontinentalrändern kann sie mehrere km betragen. Die ältesten in situ befindlichen Tiefseesedimente wurden in der obersten Trias-Zeit abgelagert. Schicht 2: Submarin ausgeflossene Pillow-Laven basaltischer Zusammensetzung (MORB). Schicht 3a: Sheeted-Dike-Komplex, Basaltgänge (MORB), die in vertikal aufreißenden Spalten ineinander intrudierten. Schicht 3b: Gabbros, die erstarrten Magmenkammern der ozeanischen Basalte. Schicht 4a: Peridotite mit Kumulatgefügen, entstanden durch gravitatives Absaigern von Olivin und Pyroxen in der Magmenkammer. Seismische Messungen „sehen“ die Grenze Gabbro–Peridotit als scheinbare Kruste-Mantel-Grenze: Seismische Moho. Schicht 4b: Harzburgite und Lherzolithe des oberen Erdmantels: Petrographische Moho, die durch seismische Methoden nicht als Grenze erkannt wird. Mittelozeanische Rücken stellen eine eigene, bedeutsame petrographische Provinz dar, in der durch submarinen Vulkanismus ozeanische Erdkruste ständig neu gebildet wird. Es handelt sich also um konstruktive (divergente) Plattenränder. Kennzeichnend ist eine merkliche negative Bougier-Anomalie, das ist eine auf die Topographie (in diesem Fall Meerwasser mit geringer Dichte) korrigierte Schwereanomalie. Dieses Schweredefizit ist über den Axialzonen am höchsten und nimmt zum Rand hin ab. Unverfestigte Tiefseesedimente sind weitgehend abwesend, während Pillowbasalte der Schicht 2 am Meeresboden anstehen. Schicht 3 geht allmählich in einen Mantel mit anomal geringen P-Wellen-Geschwindigkeiten von meist 7,1–7,3 km / s über. Eine Moho ist schlecht, in vielen Gebieten gar nicht entwickelt; der
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27 · Aufbau des Erdinnern
Wärmefluss ist hoch und Basaltvulkanismus ist verbreitet. Alle diese Tatsachen weisen darauf hin, dass die mittelozeanischen Rücken die Zonen von aufsteigenden Konvektionsströmen im Erdmantel sind, verbunden mit partieller Anatexis (Abb. 27.17, S. 419). Als Bestandteil von ozeanischen Lithosphärenplatten wird sie durch das sea floor spreading mit Geschwindigkeiten von einigen Zentimetern pro Jahr bewegt und an konvergenten (destruktiven) Plattenrändern unter kontinentale Lithosphären-Platten subduziert. Dabei entstehen Inselbögen und Orogengürtel vom Andentyp. (Abb. 27.17). An passiven Kontinentalrändern beginnt die ozeanische Erdkruste, die hier dicker ist als gewöhnlich, jenseits der Schelfbereiche, den vom Meer überfluteten Kontinentalrändern. Eine übernormale Mächtigkeit von bis zu 20 km erreicht die ozeanische Erdkruste auch im Bereich ozeanischer Inseln (z. B. Hawaii) und in den Gebieten mit ozeanischen Flutbasalt-Plateaus (Abschn. 12.1, S. 165).
27.2.2 Kontinentale Erdkruste Eine detaillierte Auswertung der Geschwindigkeiten von Erdbebenwellen legte schon früh den Gedanken nahe, dass sich die kontinentale Erdkruste in mehrere Schichten gliedert, wobei die Verhältnisse wesentlich komplizierter sind als bei der ozeanischen Kruste. Ganz allgemein ergibt sich folgende Grobgliederung:
Abb. 27.8. Stark schematisiertes Tiefenprofil durch die kontinentale Erdkruste. (Nach Mueller 1977)
Unverfestigte Sedimente und verfestigte Sedimentgesteine. Sie besitzen sehr unterschiedliche Mächtigkeiten, können aber – bis auf eine dünne Bodenkrume – auch ganz fehlen. Kontinentale Oberkruste. Vorstellungen über ihren petrographischen Aufbau gewinnen wir aus zahlreichen Beobachtungen in den Kristallingebieten der Erde, insbesondere in den archaischen und proterozoischen Kontinentalkernen (Kratonen) wie Fennoscandia, Laurentia u. a., die durch tiefreichende Abtragung freigelegt wurden. Danach besteht die Oberkruste überwiegend aus Quarz-Feldspat-reichen Metamorphiten und Migmatiten sowie aus Granit- und Granodiorit-Plutonen. Die durchschnittliche Dichte dieser Gesteine beträgt etwa 2,7 g/cm3, die P-Wellen-Geschwindigkeiten liegen bei ca. 6,0 km/s. Basaltische Vulkanite mit höheren Dichten sind eher untergeordnet vorhanden, wenn man von den großen Arealen kontinentaler Flutbasalte (Abschn. 12.1, S. 164) absieht. Eine krustale Low-Velocity-Zone, in der vP auf > Orthopyroxen > Klinopyroxen > Plagioklas sind bei Temperaturen, die dem normalen kontinentalen oder ozeanischen Geotherm entsprechen, nur bei Drücken < ca. 5 kbar stabil. Sie können also nicht im subkontinentalen Mantel auftreten, da dort die Moho meist in Tiefen liegt, die Drücken von >10 kbar entsprechen. Plagioklas-Pyrolite sind am ehesten im Bereich von mittelozeanischen Rücken zu erwarten, da dort ein anomal großer geothermischer Gradient herrscht. Bei Druckerhöhung wird der Al-Gehalt der Plagioklase nach den Modellreaktionen
(27.2)
2. Spinell-Pyrolite. Sie enthalten die Paragenese Olivin >> Orthopyroxen > Klinopyroxen > Spinell, deren Stabilitätsfeld bis zu Maximal-Drücken von ca. 14–18 kbar am kontinentalen bzw. ozeanischen Geotherm reicht (Abb. 27.14). Bei isobarer Temperaturerhöhung können die Pyroxene immer mehr Al in ihre Kristallstruktur aufnehmen, so dass Spinell als eigene Al-Phase verschwindet. Damit entstehen: 3. Pyroxen-Pyrolite. Sie enthalten die Paragenese Olivin >> Alreicher Orthopyroxen > Al-reicher Klinopyroxen. Ihr Stabilitätsfeld liegt bei sehr hohen Temperaturen oberhalb von ca. 1 240–1 300 °C und in einem Druckbereich von ca. 10–30 kbar. Pyroxen-Pyrolite kann man daher nur bei extrem hohen geothermischen Gradienten erwarten, wie sie an den mittelozeanischen Rücken realisiert sind. Bei Druckerhöhung und/oder Temperaturerniedrigung können die Pyroxene immer weniger Al in Form von Caoder Mg-Tschermaks Molekül (CaTs, MgTs) aufnehmen und es bildet sich Pyrop-reicher Granat. Ebenso reagiert Spinell mit Orthopyroxen unter Bildung von Pyrop-reichem Granat und Olivin nach der Gleichung
(27.5) Somit entstehen: 4. Granat-Pyrolite. Sie enthalten die Paragenese Olivin (ca. 57 %) + Orthopyroxen (ca. 17 %) + Klinopyroxen (ca. 12 %) + Granat (ca. 14 %), die im lithosphärischen Erdmantel am weitesten verbreitet ist. Wie man aus Abb. 27.14 entnehmen kann, wird das Stabilitätsfeld von
und
(27.3) als Ca-Tschermaks Molekül (CaTs), untergeordnet als Jadeit-Molekül in die Pyroxene eingebaut, oder es bildet sich Spinell als eigene Al-Phase, z. B. nach der Gleichung
(27.4) Damit entstehen:
Abb. 27.16. Schematische Darstellung zur chemischen Inhomogenität des oberen Erdmantels unterhalb der ozeanischen (links) und kontinentalen Erdkruste (rechts). Harzburgit: Olivin + Orthopyroxen + Chromit; Lherzolith: Olivin + Klinopyroxen + Orthopyroxen + Spinell. (Aus Ringwood 1979)
27.3 · Erdmantel
Abb. 27.17. Petrologisches Modell der Plattentektonik; Erläuterungen im Text. (Mod. nach Ringwood 1979)
Granat-Pyrolit unter den Kontinenten schon in geringerer Tiefe (ca. 45 km) erreicht als unter den Ozeanböden (ca. 60 km). Natürliche Granat-Lherzolithe, die den gleichen Mineralbestand aufweisen und dem theoretischen Granat-Pyrolit chemisch sehr ähnlich sind (Tabelle 27.2), treten – wie schon erwähnt – verbreitet als Xenolithe in Kimberliten und Lamproiten auf; darüber hinaus bilden sie tektonische Schubspäne in Orogen-Gürteln, so auf der Alpe Arami bei Bellinzona (Tessin), bei La Charme in den Vogesen und bei Åheim (Norwegen). Wie schon in Abschn. 17.2 (S. 221ff.) erläutert, konnte experimentell gezeigt werden, dass durch partielle Anatexis von Pyrolit Basalt-Magmen entstehen, wobei Lherzolithe, Harzburgite oder Dunite als Restgesteine zurückbleiben (z. B. Green u. Ringwood 1967c; Jaques u. Green 1980). Diese Aufschmelzprozesse führen neben der mineralogischen zusätzlich noch zu einer chemischen Heterogenität des lithosphärischen Erdmantels. Durch Bildung und vulkanische Förderung von Basalt-Magmen verarmen gewisse Bereiche des Erdmantels an K, Na, Ca, Al und Si sowie an inkompatiblen Spurenelementen wie Be, Nb, Ta, Sn, Th, U, Pb, Cs, Li, Rb, Sr und SEE, während Mg relativ angereichert wird. Somit bestehen weite Teile des lithosphärischen Erdmantels nicht mehr aus fertilem („fruchtbarem“) Pyrolit, sondern aus verarmtem (depleted) Peridotit, insbesondere aus Harzburgit und Lherzolith (Abb. 27.16, 27.17). Ihr Anteil ist im subkontinentalen Erdmantel größer als im subozeanischen, weil dieser durch das sea floor spreading zu den Subduktionszonen transportiert und dort in den tiefen Mantel zurückgeführt wird: Es gibt keine ozeanische Lithosphäre, die älter als ca. 200 Mio. Jahre ist. Demgegenüber hatte die kontinentale Mantel-Lithosphäre viel mehr Zeit, um durch partielle Anatexis und vulkanische Förderung
der dabei entstehenden Basalt-Magmen einen fertilen Pyrolit in einen verarmten Peridotit umzuwandeln. Aus Abb. 27.14 geht hervor, dass eine Aufschmelzung von H2O-freiem („trockenem“) Pyrolit nur möglich ist, wenn wesentlich höhere Temperaturen erreicht werden, als dem ozeanischen Geotherm entspricht. Das ändert sich jedoch drastisch, wenn man annimmt, dass der Erdmantel einen geringen Anteil an H2O enthält. So verläuft die Soliduskurve eines Pyrolits, der nur 0,1 Gew.-% H2O enthält, bereits bei erheblich geringeren Temperaturen als der trockene Pyrolit-Solidus und durchläuft im Druckbereich zwischen etwa 25 und 50 kbar ein deutliches Minimum, das vom ozeanischen Geotherm geschnitten wird: Hier kann es zur partiellen Anatexis und zur Bildung von etwa 0,5–1 Gew.-% Schmelze kommen (Abb. 17.2, S. 221). Interessanterweise fällt dieser Bereich in etwa mit der Low-Velocity-Zone im oberen Erdmantel zusammen.
27.3.2 Die Asthenosphäre als Förderband der Lithosphärenplatten Bereits 1926 hatte der deutsche Geophysiker Beno Gutenberg erkannt, dass in Tiefen von etwa 60–250 km die Geschwindigkeiten der P- und S-Wellen um etwa 3–6% geringer werden, wobei dieser Effekt für vS – relativ gesehen – wesentlich ausgeprägter ist als für vP (Abb. 27.5b). Da die S-Wellen aber trotzdem weiter geleitet werden, muss auch dieser Teil des oberen Erdmantels, den man als Low-Velocity-Zone (LVZ) bezeichnet, prinzipiell aus festem Material bestehen. In unterschiedlicher tektonischer Umgebung liegt die LVZ in unterschiedlicher Tiefe und ist verschieden deutlich ausgebildet. So erkennt man sie unter den Kontinenten sehr viel schlechter als unter den Ozeanen, gebietsweise auch gar nicht. Zur Erklärung dieses Verhaltens kann man Abb. 27.14 (S. 417)
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27 · Aufbau des Erdinnern
heranziehen, die zeigt, dass sich unter den Ozeanen aus einem Pyrolit mit 0,1 Gew.-% H 2O in einem Tiefenbereich von etwa 100–170 km eine Teilschmelze bildet, die 0,5–1 Gew.-% ausmacht. Dieser Schmelzanteil verringert den Schubmodul µ und damit nach Gleichung [27.3] und [27.4] (S. 408) auch vP und vS. Von einem mittleren kontinentalen Geotherm wird der Solidus für einen Pyrolit mit 1 Gew.-% H2O nicht geschnitten; es bedarf also eines höheren H2O-Gehalts im Pyrolit oder eines übernormalen geothermischen Gradienten, um im kontinentalen Mantel partielle Anatexis zu bewirken. Als Asthenosphäre (grch. ασθενóς = schwach) definiert man den Bereich, in dem sich der obere Erdmantel bei vertikalen und horizontalen Bewegungen, d. h. bei Isostasie und sea floo spreading, als relativ mobil, also fließfähig erweist. Häufig wird die Asthenosphäre mit der LVZ gleich gesetzt, was allerdings eine zu starke Vereinfachung ist (Brown u. Mussett 1993). Man muss aber festhalten, dass Asthenosphäre und LVZ etwa in gleicher Tiefe liegen und wahrscheinlich auf den gleichen Vorgang zurück gehen, nämlich das Erreichen von Temperaturbedingungen der partiellen Anatexis. Für das Modell der Plattentektonik kommt der Asthenosphäre eine entscheidende Rolle zu: Starre Lithosphärenplatten bewegen sich auf der fließfähigen Asthenosphäre. Wesentliche Aspekte der Plattentektonik sind in Abb. 27.17 schematisch dargestellt: Divergenter (konstruktiver) Plattenrand zwischen zwei ozeanischen Lithosphärenplatten. Diese setzen sich zusammen aus ozeanischer Erdkruste und aus lithosphärischem Erdmantel, bestehend aus verarmtem Peridotit, der von fertilem Pyrolit unterlagert wird. Aus der darunter befindlichen Asthenosphäre steigt tholeiitbasaltisches Magma (MORB) empor, das am mittelozeanischen Rücken neue ozeanische Kruste generiert. Ein aus der Asthenosphäre aufsteigender Mantediapir beliefert Vulkane des ozeanischen Intraplattenbereichs; solche ozeanischen Inseln bestehen aus Alkalibasalten, aber auch aus Tholeiiten (Beispiel: Hawaii). Konvergenter (destruktiver) Plattenrand: Eine ozeanische Lithosphärenplatte wird unter eine kontinentalen Lithosphärenplatte, bestehend aus einer dicken Kruste und dem darunter liegenden Erdmantel aus verarmtem Peridotit, subduziert. Topographisch äußern sich eine Subduktionszone in einem Tiefseegraben (engl. Trench), z. B. dem Tonga-Graben mit 10 882 m oder dem Philippinen-Graben mit 10 793 m Tiefe; geophysikalisch werden sie als Benioff-Zonen registriert (Benioff 1955). In ihnen sind Erdbebenherde entlang einer schräg (15–85°, meist um 45°) einfallenden Fläche konzentriert, die sich bis in Tiefen von ca. 700 km verfolgen lässt.
Der Kräfteplan innerhalb von Benioff-Zonen lässt sich aus sog. Herdlösungen berechnen. Diese ergeben Druckspannungen in Richtung der subduzierten Platte, Zugspannungen senkrecht dazu, während direkt unter dem Tiefseegraben Zugspannungen in Richtung der Platte, Druckspannungen senkrecht dazu herrschen.
Die subduzierte H2O-haltige ozeanische Kruste unterliegt einer Hochdruckmetamorphose, wobei Blauschiefer und Eklogite gebildet werden. Bei erhöhten Temperaturen kommt es zur partiellen Aufschmelzung unter Bildung und Förderung von Magmen der KalkalkaliSerie, die vulkanische Inselbögen oder magmatische Gebirgsbögen vom Andentyp aufbauen. Typisch sind Vulkanite der Reihe Tholeiitbasalt → Andesit → Dacit → Rhyodacit → Rhyolith sowie Plutonite vom I-Typ, insbesondere Granite, Granodiorite und Tonalite. Damit verknüpft ist eine orogene Regionalmetamorphose vom Nieder- bis Mitteldruck-Typ (Abschn. 24.3.5, S. 426ff, Abb. 26.8, S. 388). Unterhalb der Asthenosphäre steigen vP und vS wieder an; die auf 1 bar reduzierte Dichte von 3,3–3,4 g/ cm3 des Erdmantels entspricht der eines Granat-Pyrolits (Abb. 27.18).
27.3.3 Übergangszone Die Übergangszone ist geophysikalisch definiert als Bereich zwischen etwa 400 und 750 km Tiefe, in dem die Geschwindigkeiten der P- und S-Wellen einen stark wechselnden aber – gemittelt – übernormalen Gradienten dvP / dz und dvS / dz aufweisen. Birch und Presnal waren die ersten, die in den 30er Jahren des vorigen Jahrhunderts diese Unstetigkeiten auf Hochdrucktransformationen von Silikat-Mineralen zurückführten (Birch 1952). Diese wandeln sich dabei in dichtere Modifikationen mit dichter gepackten Kristallstrukturen um. Wir hatten solche Übergänge bereits bei der Umwandlung der relativ lockeren Schichtstruktur von Graphit in die kubisch dichte Kugelpackung von Diamant, (Abb. 2.9, S. 26; Abb. 2.12, S. 28) oder beim Übergang von Coesit Si[4]O2 in Stishovit Si[6]O2 mit Rutil-Struktur (Abb. 9.25, S. 111) kennengelernt. Die konventionellen Hydrothermalautoklaven und Hochdruckpressen reichten nicht mehr aus, um die im tieferen Erdmantel vermuteten Phasenübergänge direkt experimentell zu bestimmen. Man war daher auf Experimente mit Germanaten analoger Kristallstruktur angewiesen, bei denen die strukturellen Umwandlungen und der Koordinationswechsel Ge[4] → Ge[6] bei erheblich niedrigeren Drücken ablaufen als bei den Silikaten. Durch die Erfindung der Diamantzelle können jetzt jedoch Drücke bis 2 megabar (= 2 000 kilobar = 200 Gpa) bei Temperaturen bis 5 000 °C, entsprechend den P-T-Bedingungen des Erdkerns erreicht werden (z. B. Boehler 2000).
27.3 · Erdmantel
Abb. 27.18. Mögliche Mineral-Paragenesen und auf P = 1 bar reduzierte Gesteinsdichten für einen Modell-Erdmantel von PyrolitZusammensetzung bis zu einer Tiefe von ca. 850 km auf der Grundlage von Hochdruckexperimenten. Temperaturwerte nach dem geothermischen Gradienten von Brown und Shankland (1981). (Nach Ringwood 1991)
In einer Tiefe von etwa 400 km befindet sich eine erste Unstetigkeit, die als 400 km- oder 20°-Diskontinuität bezeichnet wird. Im Gegensatz zur Moho beträgt ihre Breite mehrere Zehner-Kilometer. Für die Phasenübergänge, die für den Anstieg von vP und vS verantwortlich sind, lassen sich eine von Reihe Modellreaktionen formulieren (Ringwood 1975, 1991; Abb. 27.18). Ab etwa 400 km Tiefe und bei Temperaturen von etwa 1 400 °C beginnt die Umwandlung von Olivin in Phasen gleicher chemischer Zusammensetzung aber höherer Dichte:
Abb. 27.19. Zweistoffsystem Mg2SiO4–Fe2SiO4 bei T = const = 1 600 °C im Druckbereich zwischen 4–22 Gpa (= 40 und 220 kbar). Reiner Fayalith α -Fe2SiO4 wandelt sich bei ca. 68 kbar in die γ -Phase mit Spinellstruktur um; reiner Forsterit α -Mg2SiO4 geht bei ca. 148 kbar in die β -Phase Wadsleyit über, die sich bei ca. 200 kbar in die γ -Phase umwandelt. Bei (Mg,Fe)2[SiO4]-Mischkristallen erfolgen die Phasenübergänge α → β und β → γ über divariante Felder. (Nach Akaogi et al. 1989)
im Tiefenbereich von 500–530 km die Umwandlung von Wadsleyit in Ringwoodit, die γ -(Mg,Fe)2SiO4-Phase mit Spinell-Struktur (Abb. 5.2, S. 51); damit ist eine erneute Dichtezunahme von ca. 2 % verbunden. Schon ab etwa 300 km Tiefe beginnt der Abbau von Ortho- und Klinopyroxen zugunsten von Granat. Dieser Vorgang, der in etwa 460 km Tiefe (bei ca. 1 500 °C) abgeschlossen ist, lässt sich u. a. durch folgende Modellreaktionen beschreiben: (27.7)
(27.6a,b) In der Olivin-Struktur sitzen Mg2+ und Fe2+ in den oktaedrischen Lücken einer annähernd hexagonal dichten Kugelpackung von Sauerstoff, sind also [6]-koordiniert, während Si[4] die kleineren tetraedrischen Lücken einnimmt. (Abb. 9.3, S. 82). Bei Druckerhöhung wandelt sich Olivin zunächst in die dichter gepackte β -Phase Wadsleyit um, wobei eine Dichtezunahme um ca. 8 % erreicht wird. Wegen des Fe-Gehalts von Olivin (Fo ~ 89) ist Reaktion (27.6a) nicht univariant, sondern stellt ein divariantes Gleichgewicht dar, d. h. über ein bestimmtes Druckintervall koexistiert Fe-reicherer Olivin mit Feärmerem Wadsleyit (Abb. 27.19). Ebenso gleitend erfolgt
(27.8) Dabei entsteht aus Mg-Tschermak’s Molekül zusammen mit einer äquivalenten Menge En reiner Pyrop, aus Enstatit allein ein Pyrop-reicher Granat-Mischkristall, in dem bis zu 25 % des Si [6]-koordiniert ist: der Majorit. Abbau von CaTs-haltigem Orthopyroxen oder von diopsidischem Klinopyroxen liefert die Grossular-Komponente im Granat. In etwa 600 km Tiefe würde ein pyrolitischer Erdmantel aus etwa 54 Vol.-% Ringwoodit + 46 Vol.-% Majorit bestehen. Natürlichen Majorit fanden Moore und Gurney (1985) als Einschlüsse in Diamanten, die dementsprechend aus der Übergangszone stammen müssen.
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27 · Aufbau des Erdinnern Es gibt geophysikalische Hinweise darauf, dass die subduzierten ozeanischen Lithosphärenplatten an der Untergrenze der Übergangszone in etwa 650 km Tiefe horizontal abgelenkt werden, wodurch der Subduktionsvorgang zum Abschluss kommt. Analog zum umgebenen Mantel finden in der subduzierten Platte Phasenumwandlungen statt. So besteht in ca. 550 km Tiefe ein ehemaliger Harzburgit zu ca. 90 Vol.-% aus Ringwoodit + untergeordnet Majorit und Stishovit, während ein ehemaliger Eklogit der ozeanischen Kruste in einen Granatit aus ca. 90 Vol.-% Majorit + ca. 10 Vol.-% Stishovit umwandelt wird. Da Granatit eine etwas geringere Dichte als der untere Erdmantel hat, sollte er sich als Schicht in etwa 650 km Tiefe anreichern. Demgegenüber könnten Gemenge aus ehemaligem Harzburgit und Granatit „Megalithe“ bilden; das sind relativ kühle, viskose Köper, die in den unteren Erdmantel hineinreichen und sich durch Konvektionsvorgänge allmählich in ihm auflösen (Ringwood 1991). Beim Transport der ozeanischen Kruste in die Tiefe wird es darüber hinaus zur partiellen Anatexis und zum chemischen Stoffaustausch mit dem verarmten Lherzolithen und Harzburgiten der absinkenden Lithosphärenplatte kommen, die dadurch refertilisiert werden. Solche wieder angereicherten Peridotite könnten über der Granatit-Schicht angehäuft werden; sie würden die Quelle von Mantel-Plumes und somit die Ursache von Hot spots und den dadurch ausgelösten Intraplattenvulkanismus bilden.
27.3.4 Unterer Erdmantel Die Grenze zwischen Übergangszone und unterem Erdmantel wird in einer Tiefe von ca. 650–680 km durch einen deutlichen Dichtesprung von ca. 3,7 auf 3,9 markiert, die 660-km-Diskontinuität. Petrologisch ist diese Grenze durch den Zerfall von Ringwoodit in eine MgSiO3Phase mit Perowskit-Struktur (Abb. 5.7, S. 55) + Magnesiowüstit (Mg,Fe)O bedingt, der bei Drücken von etwa 240 kbar (bei ca. 2 200 °C) abläuft (Ito u. Takahashi 1989; Chudinovskikh u. Boehler 2001): (27.9)
27.4
Neben diesen beiden Phasen bleibt Majorit-Granat zunächst noch stabil; er wird aber zunehmend in MgPerowskit und – abgeleitet aus der Grossular-Komponente – in Ca-Perowskit (Ca,Fe)SiO 3 abgebaut und verschwindet ab 720 km Tiefe vollständig (Abb. 27.18). Zwischen den beiden Perowskit-Phasen herrscht nur eine sehr begrenzte Mischkristallbildung. Al und Na werden wahrscheinlich vollständig in den Mg-Perowskit eingebaut, so dass es – entgegen früherer Annahmen (z. B. Ringwood 1975, 1982) – nicht zur Bildung eigener Alund Na-Al-Hochdruckphasen kommt (Ringwood 1991). Geophysikalisch ist der untere Erdmantel durch unternormale Gradienten der P- und S-Wellen-Geschwindigkeiten dvP /dz und dvS /dz gekennzeichnet (Abb. 27.5b). In ca. 1 050 und 1 250 km Tiefe treten kleinere Sprünge auf, die petrologisch noch nicht erklärt sind. Geht man davon aus, dass der untere Erdmantel ebenfalls eine Pyrolit-Zusammensetzung hat, so hätte er einen Modalbestand von etwa 19 Vol.-% Magnesiowüstit + 72 Vol.-%
Mg-Perowskit + 9 Vol.-% Ca-Perowskit (Abb. 27.19). Eine solche Paragenese konnten O’Neill u. Jeanloz (1990) durch Hochdruckexperimente bei 540 kbar und 1 900 °C aus einem natürlichen Peridotit von Pyrolit-ähnlicher Zusammensetzung herstellen. Eine natürliche Paragenese des unteren Erdmantels entdeckten Harte u. Harris (1994) als Einschlüsse in Diamanten. Von anderen Arbeitsgruppen wird allerdings auch die Meinung vertreten, dass der untere Erdmantel einen Pauschal-Chemismus hat, der vom Modell-Pyrolit abweicht und eher einer PerowskitZusammensetzung entspricht. Die wissenschaftliche Diskussion um diese Frage ist noch im Gange (z. B. Hofmann 1997; Javoy 1999).
Es ist seit langem bekannt, dass die untersten 200 km des Erdmantels, die D''-Schicht, anomal niedrige seimische Geschwindigkeiten aufweisen mit sehr geringen oder sogar negativen Gradienten dvP / dz und dvS / dz. Diese Tatsache lässt sich am ehesten durch einen gewissen Schmelzanteil erklären, für dessen Existenz auch Ergebnisse von Hochdruck-Hochtemperatur-Experimenten mit der Diamantzelle sprechen (Boehler 2000). Da dieses Material eine geringere Dichte hätte als die überlagernden Mantelgesteine, könnte es in Form von MantelPlumes aufsteigen, thermische Energie aus dem Bereich der Kern-Mantel-Grenze nach oben transportieren und somit den Hot-Spot-Vulkanismus auslösen. Die Frage, ob Mantel-Plumes aus dem Bereich der 650-km-Diskontinuität oder der D''-Schicht über der Kern-Mantel-Grenze stammen, ist bislang heftig umstritten. Neuerdings konnten Montelli et al. (2004) durch seismische Tomographie mindestens sechs gut definierte Plumes nachweisen, die bis in den untersten Erdmantel reichen: Diese liegen unter Ascension, den Azoren, den Kanarischen Inseln, den Oster-Inseln, Samoa und Tahiti; wahrscheinlich reicht auch der schlechter aufgelöste Hawaii-Plume so tief. Daneben gibt es andere Plumes, die aus dem oberen Erdmantel stammen.
Die Temperatur an der Untergrenze des Erdmantels wird auf 4 200 ±500 °C abgeschätzt (Brown u. Mussett 1993).
27.4 Erdkern 27.4.1 Geophysikalischer Befund Die Kern-Mantel-Grenze wurde bereits von Oldham (1906) vermutet. Er schloss aus der langen Laufzeit von P-Wellen, die in einer zum Erdbebenherd antipodisch liegenden seismischen Station aufgenommen werden, dass die Welle durch ein Medium mit geringem vP gegangen sein muss. Die exakte Tiefenlage der Kern-Mantel-Grenze wurde bereits 1914 durch den deutschen Geophysiker Beno Gutenberg zu 2 900 km berechnet, ein Wert der später von Jeffreys (1939) auf 2 898 ±3 km (!) verfeinert wurde – eine erstaunliche Leistung von Beno Gutenerg! Heute wissen wir aus aufwendigen geophysikalischen Modellierungen, dass auch die Kern-Mantel-Grenze eine gewisse Topogra-
27.4 · Erdkern
phie besitzt, ihre Tiefenlage also um den mittleren Wert von ca. 2 900 km variiert. Inge Lehmann (1936) vermutete bereits eine Gliederung in einen äußeren und einen inneren Erdkern. Sie erkannte den Schatten des Kerns und – zusammen mit Jeffreys (1939) – die leichte Aufhellung des Kernschattens, den sie mit einem abrupten Anstieg von vP im inneren Kern erklärte (Abb. 27.4).
Äußerer Erdkern Nach Gleichung [27.4]
muss der äußere Erdkern, in dem die S-Wellen-Geschwindigkeit auf 0 absinkt (Abb. 27.5b), flüssig sein. Denn in Medien, die nicht elastisch verformbar sind, wie das bei Flüssigkeiten der Fall ist, wird der Schubmodul µ = 0. In diesem Fall muss die P-Wellen-Geschwindigkeit entsprechend Gleichung [27.3]
ebenfalls absinken, und zwar auf ca. 8 km/ s; sie steigt dann mit normalem Gradienten dvP / dz wieder an und erreicht an der Untergrenze des Äußeren Kerns einen Wert von über 10 km/ s. Im Grenzbereich zum inneren Kern wird dvP /dz möglicherweise 0 oder sogar negativ; unterschiedliche seismische Modellierungen führen hier zu unterschiedlichen Lösungen. Man bezeichnet dieses Gebiet als Zwischenzone, die von etwa 4 800 bis 5 120 km reicht.
Innerer Erdkern Im inneren Erdkern nehmen die P-Wellen-Geschwindigkeiten ziemlich plötzlich auf 11,2 km/ s zu, steigen dann aber kaum noch an. Eine empirische Studie zur Variation des Kompressionsmoduls K mit dem Druck führte Bullen (1949) zu der Annahme, dass der innere Kern fest sei. Nach Gleichung [27.3] kann die scharfe Zunahme von vP folgende Gründe haben: Ein plötzliches Absinken der Dichte ρ ist unwahrscheinlich, da das zu einer instabilen Schichtung im Erdinnern führen würde. Eine sprunghafte Zunahme von K würde der (K,P)-Hypothese widersprechen, nach der im Erdinnern dK/dP, d. h. die Zunahme des Kompressionsmoduls mit dem Druck, überwiegend stetig verläuft. Daher dürfte die wesentliche Ursache für den abrupten Anstieg von vP darin liegen, dass der Schubmodul µ wieder einen messbaren Wert annimmt, was bedeutet, dass der innere Kern elastisch verformbar, also fest ist.
27.4.2 Chemische Zusammensetzung des Erdkerns Wie wir aus Abb. 27.6 entnehmen können, liegt die Dichte des äußeren Kerns an der Kern-Mantel-Grenze bei ca. 9,9 g/ cm3 und steigt bis zur Grenze des inneren Kerns auf ca. 12,2 g/cm3 an. Für den inneren Kern ist ein Dichtebereich von etwa 12,6–13,0 g/ cm3 wahrscheinlich. Legt man die kosmochemische Häufigkeit der Elemente zugrunde, wie sie sich aus der spektroskopischen Analyse der Sonne und anderer Fixsterne sowie aus dem Studium von Meteoriten ermitteln lässt, so kommt als wesentliche chemische Komponente des Erdkerns nur metallisches Eisen in Frage, das bei den P-T-Bedingungen an der Kern-Mantel-Grenze eine Dichte von ungefähr 10,6 g/ cm3 hat. Aus diesen Dichtewerten folgt, dass im inneren Kern noch ein schwereres Element zugemischt sein muss. Hierfür kommt in erster Linie das Nickel in Frage, das kosmochemisch häufig ist, das passende Atomgewicht hat und das wichtigste Legierungsmetall im Meteor-Eisen bildet (Abschn. 29.3.4, S. 444). Man kann daher annehmen, dass der innere Kern aus ca. 80 % Fe und 20 % Ni besteht. Demgegenüber müssen im äußeren Kern noch leichtere, kosmochemisch häufige Elemente zugemischt sein, von denen Silicium, Schwefel und Sauerstoff die wahrscheinlichsten sind; sie dürften gemeinsam mit etwa 10–15 % am Aufbau des gesamten Erdkerns beteiligt sein (Poirier 1994; Javoy 1999). Durch Hochdruckexperimente im System Fe–FeO konnte gezeigt werden, dass unter den P-T-Bedingungen des Erdkerns Sauerstoff mit Eisen eine metallische Legierung bildet, deren Schmelzpunkt deutlich niedriger ist als der von reinem Fe (Ringwood 1991). Für die Rolle von Schwefel spricht, dass Troilit FeS in Eisenmeteoriten (Abschn. 29.3.4) als wichtige Mineralphase auftritt. Ein S-Gehalt von 8–12 % würde ausreichen, um die Dichte des äußeren Kerns zu erklären. Im System Fe–FeS existiert bei Atmosphärendruck (= 1 bar)
Abb. 27.20. Zweistoffsystem Fe–FeS bei P = 1 bar. (Nach Hansen u. Anderko 1958, aus Brown u. Mussett 1993)
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27 · Aufbau des Erdinnern
ein Eutektikum bei 988 °C mit einem Fe: FeS-Verhältnis von ca. 25: 75 Gew.-% (Abb. 27.20). Man kann davon ausgehen, dass auch bei den hohen Drücken und Temperaturen, die im Erdkern herrschen, ein solches Eutektikum vorhanden ist. Allerdings sagt uns die Clausius-Clapeyron’sche Gleichung [27.5] dass die Schmelzpunkte der reinen Phasen und die eutektische Temperatur höher liegen werden; letztere beträgt im Grenzbereich zwischen äußerem und innerem Kern ca. 4 400 °C (Jeanloz 1990). Auf alle Fälle erniedrigt die Zumischung der FeS-Komponente den Schmelzpunkt von reinem Fe. Kühlt man eine Schmelze A der Zusammensetzung Fe80FeS20 bis zur Liquiduskurve ab, so scheiden sich bei B Kristalle von reinem Fe aus. Dabei verändert sich die Zusammensetzung der Schmelze in Richtung entlang der Liquiduskurve auf das Eutektikum hin: B → C → D. Jedoch sind die Temperaturen im Erdkern zu hoch, um das Eutektikum E zu erreichen, d. h. eine vollständige Kristallisation der Fe-FeS-Schmelze findet nicht statt. Diese muss, wie Abb. 27.21 schematisch zeigt, einen niedrigeren Schmelzpunkt haben, als es der Temperatur im äußeren Erdkern entspricht, damit dieser flüssig ist. Haben die ausgeschiedenen Eisen-Kristalle eine bestimmte Größe erreicht (Stoke’sches Gesetz: Abschn. 19.2, S. 239), so können sie in der an FeS angereicherten Schmelze gravitativ absaigern und damit den inneren Kern vergrößern. Dieser Absaigerungsprozess, durch den im Laufe der Erdgeschichte der innere Kern auf Kosten des äußeren Kerns immer mehr anwächst, führt zu ständiger
Abb. 27.21. Schematische Darstellung der Liquidustemperaturen TL (ausgezogene Linie) des unteren Erdmantels, des äußeren Erdkerns und des inneren Erdkerns in Abhängigkeit von Druck und chemischer Zusammensetzung. Erdmantel und innerer Kern sind fest, weil TL oberhalb, der äußere Kern dagegen flüssig, weil TL unterhalb des geothermischen Gradienten (gestrichelte Linie) liegt
heftiger Konvektion, die dadurch begünstigt wird, dass die Viskosität der Eisen-Schmelze im äußeren Erdkern wahrscheinlich nicht größer ist als die von Wasser unter Bedingungen der Erdoberfläche! Damit hätten wir eine sehr effektive Antriebskraft für den geomagnetischen Dynamo, der das Magnetfeld der Erde aufbaut.
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425
28 Aufbau und Stoffbestand des Mondes
28.1 Die Kruste des Mondes 28.2 Innerer Aufbau des Mondes 28.3 Geologische Geschichte des Mondes
Der Mond umkreist die Erde in einer Entfernung von durchschnittlich 384 400 km. Er besitzt einen Radius von 1 738 km (ca. ¼ des Erdradius); seine mittlere Dichte beträgt nur 3,34 g/ cm2, ist also wesentlich geringer als die der Erde. Schon die unbemannten Weltraummissionen der UdSSR (Luna seit 1959) und der USA (Ranger und Surveyor seit 1964) haben grundlegende Erkenntnisse über den Aufbau des Mondes und die petrographische Zusammensetzung der Mondoberfläche erbracht. Von unschätzbarem Wert für die geologische Erforschung waren die bemannten Apollo-Missionen der USA, die erstmals eine direkte Probenahme und geophysikalische Experimente auf der Mondoberfläche erlaubten. Die Apollo-11-Astronauten Neil Armstrong und Edwin Aldrin betraten am 20. Juli 1969 als erste Menschen den Mond. Im Zuge der Apollo-Missionen 11 bis 17 wurden zwischen 1969 und 1972 insgesamt fast 2 200 Gesteinsproben mit einem Gesamtgewicht von über 380 kg auf dem Mond gesammelt (Taylor 1975). Wie geophysikalische Daten belegen, weist der Mond wie die Erde einen Schalenbau auf, wobei sich ebenfalls eine Gliederung in Kruste, Mantel und Kern ergibt. Im Gegensatz zur Erde ist die endogene geologische Dynamik des Mondes jedoch bereits vor etwa 3 Milliarden Jahren zum Erliegen gekommen: Auf dem Mond finden also keine tektonischen Prozesse und kein Vulkanismus mehr statt. Da der Mond keine Atmosphäre besitzt und die Mondoberfläche frei von Wasser ist, gibt es auch keine Verwitterungs- und Sedimentationsprozesse auf dem Mond. Die exogene Dynamik erfolgt ausschließlich durch ein ständiges Bombardement mit Meteoriten. Dadurch werden die Gesteine der Mondkruste tiefgründig zu einer Schuttschicht, den Regolith zerkleinert, und es entsteht die typische Kraterlandschaft des Mondes.
428
28.1
28 · Aufbau und Stoffbestand des Mondes
28.1 Die Kruste des Mondes Die obere Kruste des Monds besteht aus zwei wesentlichen Regionen, den Hochländern, die aus hellen, Feldspat-reichen Gesteinen bestehen und eine raue Topographie aufweisen, und den ebenen Maria (Plural von lat. Mare), die mit dunklen Basalt-Laven gefüllt sind.
28.1.1 Hochlandregionen Die Hochländer des Mondes wurden ursprünglich aus Gesteinen aufgebaut, die überwiegend ein hypidiomorphkörniges Gefüge aufweisen, wie es für irdische Plutonite typisch ist. Sie gehören zur sog. ANT-Gruppe, die hauptsächlich aus Anorthositen, Noriten und Troktolithen besteht und sich geochemisch in mehrere Suiten gliedern lässt (z. B. Shearer u. Papike 1999): Anorthosite bis anorthositische Gabbros (ferroan anorthosites) bestehen überwiegend aus Plagioklas, sind daher Ca-Al-reich und weisen Mg/(Mg + Fe)-Verhältnisse von ca. 0,4–0,75 auf. Die Mondkruste stellt bei weitem das größte Anorthosit-Massiv dar, das bislang in unserem Sonnensystem bekannt ist (Warren 1990). Die Mg-Suite setzt sich aus Noriten, Gabbronoriten, Gabbros und Troktolithen, untergeordnet aus Duniten zusammen, d. h. aus Gesteinen, die deutlich reicher an Mafiten sind und generell höhere Mg/ (Mg + Fe)-Verhältnisse von ca. 0,7–0,9 sowie erhöhte Na/(Na + Ca)Verhältnisse zeigen. Sie gehen ohne scharfe Grenze über in die Alkali-Suite, deren Gesteine generell niedrigere Mg/ (Mg + Fe)- und höhere Na/ (Na + Ca)-Verhältnisse aufweisen. Hierzu gehören alkalische Anorthosite und Gabbronorite sowie Granite und Rhyolithe, die nur in Form winziger Fragmente gefunden wurden (Smith u. Steele 1976). Ebenfalls in den Hochländern wurden die KREEPBasalte gefördert, die durch hohe Gehalte K, SEE (REE), P, Zr, Ba und U gekennzeichnet sind. Auffälligstes Merkmal der Hochlandregion sind die unzähligen Impakt-Krater, die durch Meteoriteneinschläge erzeugt wurden. Die Stoßwellen dieser ImpaktEreignisse haben die ursprünglichen Gesteine tiefgründig zerrüttet unter Bildung einer breccienförmigen, von Staub durchsetzten Schuttschicht, dem Regolith. Dieser ist über die gesamte Mondoberfläche hin verbreitet und kann nach seismischen Messungen bis zu etwa 10 km mächtig werden; er enthält große Gesteinsblöcke bis zu vielen Kubikmetern Größe. Wie wir in Abschn. 24.2.3 (S. 323ff) ausführlich dargelegt hatten, reicht die Wirkung
der Stoßwellen von Kataklase der Mineralkörner bis zu deren vollständiger Aufschmelzung. Dabei bildete sich mitunter Glas in Form winziger Kügelchen. Der Regolith kann durch die Schockwellen zu einer Impakt-Breccie verfestigt sein, in der Gesteins- Mineral- und Glasbruchstücke in eine feinere Grundmasse eingebettet sind (Abb. 29.5, S. 442). Nicht selten weisen die Breccien auch metamorphe Umkristallisationsgefüge auf. Isotopen-Analysen des Regoliths oder einzelner Gesteinsfragmente der Hochlandregion ergaben einen Altersbereich von etwa 4,5–4,2 Ga, in dem die Bildung der ersten Mondkruste stattfand. Das Alter unseres Planetensystems beträgt 4,555 Ga (Abschn. 29.3.1, S. 238).
28.1.2 Regionen der Maria Im Gegensatz zu den Hochländern bestehen die Maria des Mondes aus Basalten, die jünger sind als die Gesteine der Hochländer. Obwohl die Mare-Basalte auf der Seite, die von der Erde aus sichtbar ist, eine beachtlich große Fläche einnehmen, beträgt ihr Flächenanteil insgesamt nur etwa 17 % der Mondoberfläche. Ihr Volumenanteil an der gesamten Mondkruste wird auf höchstens 1 % geschätzt. Die Mare-Basalte stellen verschiedene Varianten tholeiitischer Basalte dar, die den Basalten der ozeanischen Erdkruste recht ähnlich sind. Wie diese weisen die Mondbasalte unterschiedliche Korngröße, z. T. auch porphyrisches Gefüge auf; sie enthalten mitunter Anteile von Gesteinsglas. Es ist anzunehmen, dass die sehr dünnflüssigen basaltischen Laven der Maria durch mehrfache Spalteneffusionen gebildet wurden, deren Lavaströme sich flächenhaft übereinander stapelten, analog den irdischen Flutbasalten. Die Dicke der Lavadecken wird im Mittel auf 400 m geschätzt. Im Vergleich zu den Plagioklas-reichen Gesteinen der Hochlandregion sind die Mare-Basalte generell Al-ärmer; gegenüber irdischen Tholeiitbasalten sind sie etwas ärmer an Na und Si. Das Fehlen von Fe3+-haltigen Mineralen sowie das gelegentliche akzessorische Auftreten von metallischem Eisen (Fe,Ni) oder Troilit FeS spricht dafür, das bei der Kristallisation der lunaren Basalte eine geringe Sauerstoff-Fugazität herrschte. H2O-haltige Minerale fehlen in den Mare-Basalten vollständig, (OH)haltige Minerale sind äußerst selten, was auf die weitgehende oder vollständige Abwesenheit von H2O-haltigen Fluiden hinweist. Nach ihrem Chemismus lassen sich drei Gruppen von Mare-Basalten unterscheiden: eine High-Ti-Gruppe (FETI), die besonders reich an Fe2+ und Ti ist (>9 % TiO2), eine Low-Ti-Gruppe mit 1,5–9 % TiO2 und eine Very-Low-Ti-Gruppe (VLT) mit 2,5 zeigen an, dass sich die Gesteinsproben oder auch die Minerale eines Gesteins nicht im isotopischen Gleichgewicht befinden; die „Isochrone“ ist dann von geringem oder keinem geologischen Aussagewert, weswegen man auch von Errorchronen spricht. Da die Genauigkeit der IsotopenAnalysen in den letzten Jahren enorm gesteigert wurde, überlappen die Fehlerbalken nicht mehr so häufig mit der Regressionsgraden wie früher; dadurch kann der MSWD-Wert eine unakzeptable Größe erreichen (Abb. 30.13c).
Die mangelnde Gleichgewichtseinstellung kann ihre Ursache darin haben, dass ein Gestein oder ein Gesteinskomplex im Laufe seiner Geschichte zwei oder mehrere geologische Ereignisse erlebt hat. So kann z. B. ein Granit, der vor 600 Ma intrudierte, vor 500 Ma regionalmetamorph überprägt worden sein. Wurde das Isotopen-
Abb. 30.14. Die Entwicklung des Anfangsverhältnisses (87Sr/86S)0 im Verlauf der Erdgeschichte in der kontinentalen Erdkruste und im Erdmantel. Partielles Aufschmelzen des Erdmantels vor 2,7 Ga führte zur Entstehung neuer kontinentaler Kruste. Bei (87Sr/86Sr)0 = 0,7014 entwickelten sich die 87Sr-Wachstumskurven in Kruste und Mantel auseinander. Magmen, die sich vor 1 Ga durch partielle Anatexis des Erdmantels bildeten, hatten ein (87Sr/86Sr)0-Anfangsverhältnis von 0,7034, krustale Schmelzen dagegen 0,714. (Nach Rollinson 1993)
30.5 · Isotopen-Geochemie
Eine Extrapolation zurück auf den Höhepunkt der Metamorphose ist jedoch nicht möglich, da die Abkühlung nicht linear verläuft. Für seine Datierung muss man daher auf Isotopensysteme mit höheren Schließungstemperaturen in den betreffenden Mineralen zurückgreifen (s. unten). Die Anfangsverhältnisse (87Sr/86Sr)0 von Gesteinskomplexen sind von erheblichem geologischen Interesse, weil sie – gemeinsam mit anderen Isotopensystemen – Isotopenresevoire im Erdmantel und in der Erdkruste definieren. Da sich Rb wesentlich inkompatibler verhält als Sr (Abb. 30.1), reichert es sich bei der partiellen Anatexis des Erdmantels in der Schmelze an, während Sr im verarmten Mantel zurückbleibt. Nach Tabelle 30.4 beträgt das durchschnittliche Rb/Sr-Verhältnis der kontinentalen Erdkruste = 0,17, das des Erdmantels dagegen nur 0,03. Dementsprechend ist das (87Sr/86Sr)0-Verhältnis in der kontinentalen Erdkruste im Laufe der geologischen Entwicklung auf einen Wert von 0,7211 angestiegen, während es im heutigen Erdmantel (Bulk Silicate Earth BSE) durchschnittlich bei 0,705 liegt. Die Entwicklung des (87Sr/86Sr)0-Verhältnisses mit der Zeit ist in Abb. 30.14 schematisch dargestellt, wobei von einem Krustenbildungsereignis vor 2,7 Ga ausgegangen wird. Heute kennen wir allerdings Bereiche von kontinentalen Platten, die ein wesentlich höheres Alter von etwa 4 Ga haben (Bowring u. Williams 1999). Im Detail unterscheiden sich Mantelreservoire merklich in ihrem (87Sr/86Sr)0-Verhältnis; so liegt dieses im verarmten Mantelreservoir (Depleted Mantle, DM) bei 0,702, im sog. PREvalent MAntle Reservoir (PREMA) bei 0,7035 und in den angereicherten Mantelreservoiren (Enriched Mantle) EM I bei 0,705 und EM II noch höher. Das (87Sr/86Sr)0-Verhältnis von MORB variiert um 0,703. Um einen vertieften Einblick in die Isotopen-Reservoire der Erde zu gewinnen, müssen einschlägige Lehrbücher durchgearbeitet werden, z. B. die sehr übersichtliche Darstellung von Rollinson (1993).
Samarium-Neodym-Datierungen Die Seltenerd-Elemente Samarium (Z = 62) und Neodym (Z = 60) sind mit durchschnittlich 5,3 bzw. 27 ppm in der kontinentalen Erdkruste vorhanden (Tabelle 30.4); zusammen mit anderen REE werden sie in eine Reihe wichtiger gesteinsbildender Minerale eingebaut. Sm hat sieben natürliche Isotope, von denen 147Sm, 148Sm und 149Sm radioaktiv sind. Von diesen hat der Zerfall von 147Sm unter Aussendung von α -Strahlung nach der Reaktion 147 62Sm
→ 16403Nd + 42He
gie zum Rb-Sr-System bezieht man 147Sm und 143Nd auf das nicht radiogene 144Nd und erhält dann entsprechend Gleichung [30.22] den Ausdruck
[30.24]
Daraus folgt, dass man auch im Sm-Nd-System mit Isochronen-Darstellungen arbeiten kann, wobei die Methode wegen der großen Halbwertszeit besonders gut für Meteorite und sehr alte, z. B. archaische Gesteine und deren Minerale, geeignet ist. Für die Datierung metamorpher Gesteine haben sich Granat-Gesamtgesteins-Isochronen am besten bewährt. Da die Diffusionsraten in Granat sehr gering sind, verändert sich das Sm-Nd-System bei der Abkühlung nur wenig; dementsprechend liegen die Schließungstemperaturen relativ hoch, nämlich bei ungefähr 600 °C. Damit lassen sich also Metamorphose-Ereignisse datieren, bei deren Höhepunkt die Temperatur bei 600 °C oder tiefer gelegen hat. Wäre z. B. der o. g. granitische Orthogneis bei maximal 590 °C metamorph überprägt worden, so würde eine Sm-Nd-GranatGesamtgesteins-Isochrone ein Alter von 500 Ma ergeben. Zudem stellt sich beim Granat-Wachstum häufig ein ausgeprägter chemischer Zonarbau ein, der auch das Sm-NdSystem betrifft. Daher kann man in günstigen Fällen Kern- und Randzonen gesondert analysieren und so Hinweise auf die Dauer des Granatwachstums gewinnen. Im genannten Beispiel könnte das Granatwachstum bei 510 Ma begonnen haben und bei 500 °C abgeschlossen worden sein. Das Sm-Nd-Isotopen-System wird häufig auch zur Ermittlung von Modellaltern benutzt. Diese stellen ein Maß für die Zeit dar, seit der das betreffende Gestein von der Mantelquelle getrennt war, aus der es – als heutiger Bestandteil der kontinentalen Kruste – ursprünglich stammte. Für die Art des Mantelreservoirs und seiner Isotypie müssen Annahmen gemacht werden, wobei zur Zeit zwei Modelle im Vordergrund stehen: Chondritic Uniform Reservoir (CHUR). Beim CHUR wird angenommen, dass der primitive Erdmantel die gleiche SmNd-Isotopie hatte wie die mittlere Chondrit-Zusammensetzung, also den Zustand der Erde vor ca. 4,6 Ga widerspiegelt. Analog zu Gleichung [30.23] berechnet sich das T-CHUR-Modellalter nach der Gleichung
(30.7)
die kürzeste Halbwertszeit von immerhin noch 106 Ga, in der sich messbare Konzentrationen des Tochterisotops 143Nd in geologischen Zeiträumen bilden können; bei den anderen beiden Isotopen ist das nicht der Fall. In Analo-
[30.25]
471
472
30 · Einführung in die Geochemie
Depleted Mantle (DM). Bei der Bildung der Erdkruste durch partielle Aufschmelzung von Mantelgesteinen blieb ein verarmter Erdmantel zurück, in dem seit frühester Zeit das Sm/Nd-Verhältnis gegenüber CHUR ständig anwuchs. Da sich Sm bekanntlich etwas kompatibler verhält als Nd (Abb. 30.4), wurde Nd in die Krustengesteine fraktioniert, Sm dagegen im Erdmantel relativ angereichert. Deswegen verwendet man – alternativ zu CHUR – häufig DM-Werte, um Sm-Nd-Modellalter zu berechnen, wobei dann in Gleichung [30.25] die Isotopen-Verhältnisse (143Nd/144Nd)DM und (147Sm/144Nd)DM anstelle derjenigen für CHUR eingesetzt werden. Da Sm-Nd-Modellalter an Gesamtgesteinen relativ leicht zu gewinnen sind, kann man sie zur Kartierung von unterschiedlichen geologischen Einheiten in alten Kristallin-Komplexen benutzen. Anstelle des Modellalters wird häufig auch der ε Nd-Wert zur Entstehungszeit t angegeben, wobei gilt
[30.26]
Die beiden Isotopen-Verhältnisse werden analog zu Gleichung [30.24] berechnet (vgl. Rollinson 1993). ε Nd ist ein Maß für die Abweichung des 143Nd/144Nd-Wertes in einem Gestein von dem Wert in CHUR und damit für den Grad der Differentiation. Wegen der größeren Kompatibilität von Sm steigt das Anfangsverhältnis (143Nd/144Nd)0 mit zunehmender Verarmung des Erdmantels an, während es in Krustengesteinen abnimmt. Das gilt insbesondere für die kontinentale Unterkruste und andere ältere Krustenbereiche, in denen bereits ein mehrfaches Recycling stattgefunden hat. Die Isotopensysteme Sm-Nd und Rb-Sr verhalten sich also in ihrer Entwicklung entgegengesetzt.
Uran-Blei-Datierungen Wie man aus Tabelle 30.4 entnehmen kann, liegen die mittleren Gehalte an Uran und Thorium in der ozeanischen Erdkruste bei 0,9 bzw. 2,7 ppm, in der kontinentalen Erdkruste bei 1,6 bzw. 8,5 ppm; letztere enthält im Durchschnitt 14,8 ppm Blei. U (Z = 92), Th (Z = 90) und Pb (Z = 82) bilden eigene Minerale, werden aber auch in fremden Mineralen getarnt, wie U und Th z. B. im Zirkon Zr[SiO4] und Monazit (Ce,La,Nd)[PO4] oder abgefangen, wie Pb im Kalifeldspat. Es gibt insgesamt vier Blei-Isotope, von denen nur 204Pb nicht radiogen ist, während 206Pb, 207Pb und 208Pb – abgesehen von geringen Gehalten an initialem Pb – Zerfallprodukte von U und Th darstellen. Diese entstehen über komplexe Zerfallsreihen,
deren Zwischenprodukte allerdings so kurzlebig sind, dass sie geologisch keine Bedeutung haben. Wie man aus Tabelle 30.6 entnehmen kann, zerfällt das Nuklid mit dem höchsten Atomgewicht 238U in das leichteste Blei-Isotop 206Pb und umgekehrt. Während die Halbwertszeit des 238U-Zerfalls etwa dem Alter der Erde entspricht, ist die des 235U-Zerfalls deutlich geringer, so dass das ursprüngliche (primordiale) 235U fast vollständig zu 207Pb abgebaut wurde. Die Halbwertszeit von 232Th entspricht ungefähr dem Alter des Universums. Nach der Grundgleichung [30.19] gelten die Beziehungen 206Pb
207
206Pb
Pbm = 207Pb0 + 235Um (eλ235t – 1)
[30.28]
208Pb
0+
m (e
λ238t –
[30.27]
m=
0+
238U
1)
208Pb
m=
232Th
m (e
λ232t –
1)
[30.29]
aus denen sich das geologische Alter t berechnen lässt. Man kann die Anteile der radiogenen Pb-Isotope auf die Menge des unradiogenen 204Pb beziehen und käme dann – wie bei den Rb-Sr- und Sm-Nd-Datierungen – zu einer Isochronen-Darstellung. Viel gebräuchlicher ist jedoch das U-Pb-KonkordiaDiagramm. Es wird bei der Datierung von Mineralen wie Zirkon und Monazit angewandt, die bei ihrem Wachstum viel U, aber kaum Pb einbauen. Dann lassen sich die Gleichungen [30.27] und [30.28] vereinfachen, indem man jeweils das wenige Primärblei 206Pb0 und 207Pb0 abzieht, so dass nur die Gehalte an radiogenem 206Pb* und 207Pb* übrig bleiben. Am besten kann diese Korrektur vorgenommen werden, wenn man ein Pb-haltiges, aber U- und Th-freies Mineral analysiert, das im gleichen Gesteinskomplex auftritt. Nach Umformung erhält man: [30.27a]
[30.28a] Trägt man das 206Pb*/238U- und das 207Pb*/235U-Verhältnis von Mineralen gegeneinander auf, so ergibt sich eine Kurve, die Konkordia. Sie ist der geometrische Ort aller Mineralproben, bei denen das 206Pb*/238U- und 207Pb*/235U-Alter jeweils gleich ist; daher lässt sich auf ihr eine Altersskalierung vornehmen, indem man die Gleichungen [30.27a] und [30.28b] nach t auflöst (Abb. 30.15). Wenn sich Minerale bezüglich ihrer U-PbIsotopie während der gesamten geologischen Geschichte als geschlossenes System verhalten haben, so kommen ihre Analysenpunkte innerhalb des Messfehlers auf der Konkordia zu liegen, und das Bildungsalter ist eindeutig
30.5 · Isotopen-Geochemie
Nullpunkt liegt. Diese Beobachtungen lassen sich dadurch erklären, dass radiogenes 206Pb* und 207Pb* während der gesamten Lebenszeit eines metamikten Zirkons kontinuierlich aus diesem heraus diffundierte. Seit der bahnbrechenden Erfindung der Ionensonde SHRIMP (Sensitive High-Resolution Ion MicroProbe) an der Australian National University in Canberra (Compston et al. 1984) ist die ortsauflösende Analyse von Zirkon-Einzelkörnern möglich geworden. Dadurch spart man nicht nur die mühsame Gewinnung von Zirkon-Konzentraten, sondern es lassen sich zonar gebaute Zirkone analysieren. Diese enthalten häufig ältere Kerne unterschiedlicher Herkunft.
Abb. 30.15. Konkordia-Diagramm für das U-Pb-Isotopensystem; die Zahlen auf der Konkordia-Kurve bedeuten Jahrmillionen vor heute. Die Messpunkte von diskordanten Zirkonen, z. B. aus einem Orthogneis, definieren eine lineare Regressionsgrade, die Diskordia. Ihr oberer Schnittpunkt datiert das Bildungsalter vor 2,8 Ga, z. B. die Intrusion des granitischen Ausgangsgesteins, der untere Schnittpunkt die Überprägung durch eine Regionalmetamorphose vor ca. 650 Ma. (Mod. nach Mason u. Moore 1985)
bestimmt. Das gilt z. B. für Zirkone, die bei der Kristallisation eines Granits gewachsen sind, oder auch für Zirkone und Monazite, die sich bei einer Regionalmetamorphose gebildet haben. Wegen der hohen Schließungstemperaturen dieser Minerale verändert sich ihr U-PbIsotopensystem beim Abkühlungsvorgang meist nicht mehr; sie datieren also das Alter des thermischen Ereignisses, bei dem sie gewachsen sind. Dem scheint zu widersprechen, dass Zirkone häufig diskordant sind, d. h. sie haben radiogen gebildetes 206Pb* und 207Pb* durch Diffusion an die Umgebung verloren. Allerdings zeigen die Messpunkte von diskordanten Zirkonen eines Gesteins oder eines Gesteinskomplexes in vielen Fällen eine lineare Anordnung. Dabei schneidet die Regressionsgrade, die man als Diskordia bezeichnet, die Konkordia in zwei Punkten (Abb. 30.15). Der obere Schnittpunkt (engl. upper intercept) gibt dann das ursprüngliche Bildungsalter eines Minerals, z. B. das Intrusionsalter eines Granits an, während der untere Schnittpunkt (lower intercept) das Alter des Bleiverlustes, z. B. eines Metamorphose-Ereignisses datieren kann. Allerdings werden auch bei der hochgradigen Regionalmetamorphose die sehr hohen Schließungstemperaturen frischer Zirkone gewöhnlich nicht erreicht, so dass ein solcher episodischer Bleiverlust wahrscheinlich nur eintreten kann, wenn die Kristallstruktur bereits durch die eigene radioaktive Strahlung geschädigt ist: metamikte Zirkone. Für diese Annahme spricht auch, dass der untere Einschnitt der Diskordia nicht selten ein zu junges, geologisch sinnloses Scheinalter (engl. apparent age) liefert oder sogar am
Sie wurden entweder ursprünglich als Schwermineral transportiert, als stark abgerundete, detritische Körner in klastischen Sedimenten abgelagert und mit diesen metamorph überprägt, oder kristallisierten als magmatische Zirkone mit typischem langsäuligem Habitus aus einem Magma aus oder wurden während einer frühen Metamorphose mit eher gedrungenen Kristallformen gebildet. Diese Kernbereiche wurden später im Zuge eines oder mehrerer Metamorphose-Ereignisse durch jüngere, idiomorph oder xenomorph ausgebildete Zirkonhüllen umwachsen. Somit lassen sich ganze Entwicklungsgeschichten metamorpher Kristallingebiete anhand der U-PbIsotopien von zonar gebauten Zirkonen heraus arbeiten. Ähnlich wie das Rb-Sr- und Sm-Nd-System dokumentieren die Isotopen-Verhältnisse 206Pb/204Pb und 207Pb/204Pb unterschiedliche Isotopen-Reservoire im Erdkörper. Gegenüber BSE sind PREMA, EM II, MORB und die kontinentale Oberkruste an radiogenen Pb-Isotopen angereichert, während DM, EM I und die kontinentale Unterkruste an 207Pb und 206Pb relativ verarmt sind. Daneben gibt es noch Bereiche im Erdmantel, die durch besonders hohe 206Pb/204Pb-, 207Pb/204Pb- und 208Pb/204Pb-Verhältnisse bei niedrigen 87Sr/86Sr- und mittleren 143Nd/144NdVerhältnissen ausgezeichnet sind (HIMU). Die hohen Gehalte an radiogenen Pb-Isotopen wurden ausgelöst durch eine Periode der U-Th-Anreicherung und/oder des PbVerlusts im Erdmantel, die wahrscheinlich vor 1,5–2,0 Ga stattfand. Für ihre Erklärung wurden unterschiedliche Modelle diskutiert, z. B. die Zumischung (Recycling) von subduzierter ozeanischer Kruste, die stark durch Meerwasser kontaminiert war.
Kalium-Argon- und Argon-Argon-Datierungen Kalium (Z = 19) gehört zu den acht häufigsten chemischen Elementen in der Erdkruste und ist eine wichtige Komponente in gesteinsbildenden Mineralen wie Alkalifeldspat, Biotit, Muscovit, aber auch in Amphibolen. Die ozeanische Kruste enthält durchschnittlich 0,4, die kon-
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tinentale Erdkruste 2,4 Gew.-% K2O (Tabelle 30.4). Am Gesamt-K ist das radioaktive Isotop 40K nur mit 0,012 % beteiligt, von dem 89,5 % unter β -Emission zu 40Ca, der Rest zu 40Ar zerfällt. Allerdings ist das radiogene 40Ca für die Isotopengeologie nicht sehr interessant, da sein Mengenanteil in Mineralen und Gesteinen nur wenig variiert und es zudem durch das nicht radiogene 40Ca dominiert wird, das 97 % des Gesamt-Ca ausmacht und in vielen Mineralen eine Hauptkomponente bildet. Demgegenüber herrscht die radiogene Komponente 40Ar mit einem Anteil von 99,6 % im atmosphärischen Argon vor, was bedeutet, dass fast der gesamte Ar-Gehalt der Erdatmosphäre im Laufe der Erdgeschichte aus dem radioaktiven Zerfall von 40K gebildet wurde. 40Ar entsteht durch drei verschiedene Zerfallsreaktionen, von denen zwei Elektronen-Einfang durch den Atomkern (κ -Prozess), die dritte Positronen-Emission beinhalten; letztere ist jedoch nur zu 0,01 % beteiligt und kann daher vernachlässigt werden. Die Gesamt-Zerfallskonstante errechnet sich aus der Summe der Konstanten für den 40K → 40Ca- und den 40K → 40ArZerfall zu λ total = λ β + λ κ = (4,962 + 0,581) × 10 –10 a–1 = 5,543 × 10–10 a–1. Daraus ergibt sich eine Halbwertszeit von 1,25 Ga, die deutlich geringer ist als bei den bisher besprochenen Isotopen-Systemen, abgesehen vom 235U → 207Pb-Zerfall (Tabelle 30.6). Der Anteil des 40KAtoms, der durch Elektronen-Einfang zu 40Ar zerfällt, ergibt sich aus λ κ / λ total . Damit erhält die Grundgleichung [30.19] die Form
nachdem es durch Aufheizen im Hochvakuum aus der Probe ausgetrieben wurde. Demgegenüber bestimmt man das Gesamt-K auf chemischem Wege, z. B. mittels Flammenfotometrie; durch Multiplikation mit dem Faktor 1,2 × 10–4 erhält man daraus den Gehalt an 40K. Eine wichtige Fehlerquelle bei der Analyse ist eine mögliche Verunreinigung mit atmosphärischem Ar, die jedoch über die Messung des atmosphärischen 36Ar-Isotops korrigiert werden kann. Weiterhin muss mit der Anwesenheit von altem, ererbtem Argon gerechnet werden, welches durch das thermische Ereignis, das man datieren möchte, nicht vollständig ausgetrieben worden war. Andererseits besteht bei manchen Mineralen die Gefahr eines schleichenden Argonverlustes, der besonders bei Temperaturerhöhung eintreten kann. Deswegen sind die Schließungstemperaturen für das K-Ar-System relativ gering
[30.30] Wenn man davon ausgeht, dass das System zum Zeitpunkt t0=0 bereits völlig entgast war, entfällt 40Ar0 und der Ausdruck vereinfacht sich zu [30.31] wobei 40Ar* das seit dem geologischen Ereignis zum Zeitpunkt t0 = 0 radiogen gebildete Argon ist. Nach t aufgelöst erhält man [30.32] Ein großer Vorteil der K-Ar-Methode liegt in seiner relativ geringen Halbwertszeit, die es ermöglicht, einen Alterbereich bis hinunter zu einigen hunderttausend Jahren abzudecken, der von kaum einer anderen Datierungsmethode erfasst werden kann. Als Edelgas geht Ar mit anderen Elementen keine chemische Verbindung ein. Ar kann mit dem Gas-Massenspektrometer noch in sehr geringen Konzentrationen quantitativ bestimmt werden,
Abb. 30.16. 40Ar/39Ar Spektren für Amphibol-Konzentrate. a Migmatit Wilson Terrane, Nord-Viktorialand, Antarktis: sehr gut ausgeprägtes Plateau; das Plateau-Alter von 484 ±3 Ma stimmt mit dem Gesamtentgasungsalter von 484 ±3 Ma überein. (Nach Schüssler et al. 2004). b Metagabbro, KTB-Vorbohrung (1 393 m Teufe), Windischeschenbach, Oberpfalz: die ersten Aufheizungsschritte ergeben niedrige Scheinalter, was auf randlichen Argonverlust zurück zu führen ist; ein Plateau wird erst erreicht, nachdem 6 % 39Ar ausgetrieben wurde; dementsprechend ist das konventionelle K-Ar-Alter mit 375 ±5 Ma etwas, wenn auch nicht signifikant geringer als das Plateaualter von 380 ±4 Ma. (Nach H. Kreuzer, BGR Hannover)
Literatur
(Tabelle 30.6), so dass man durch K-Ar-Datierungen typischerweise Abkühlungsalter erhält. Um das Problem von Ar-Verlusten besser in den Griff zu bekommen, wird in verstärktem Maße die 39Ar-40ArMethode angewendet. Dafür wird ein Teil des 39K im Mineral-Konzentrat durch Bestrahlung mit schnellen Neutronen in 39Ar umgewandelt, wobei es zu kombiniertem Neutronen-Einfang und Protonen-Emission, einer n,pReaktion, kommt: 39 K 19
+ n → 3198Ar + p
(30.8)
Anschließend wird das Mineralkonzentrat im Gasmassenspektrometer einer stufenweisen Aufheizung unterworfen, um das künstlich erzeugte 39Ar, das jetzt das Mutterisotop repräsentiert, und das geologisch gebildete 40Ar gleichzeitig auszutreiben. Falls im Verlauf der geologischen Entwicklung seit der Zeit t kein Ar-Verlust stattgefunden hat, erhält man während des gesamten Aufheizvorgangs, dem man z. B. ein Biotit-Konzentrat unterwirft, nahezu das gleiche Altersdatum. Man erhält dann ein Plateau, wenn man das jeweilige Scheinalter des Biotits gegen den Prozentsatz an ausgetriebenem 39Ar aufträgt (Abb. 30.16a). Liegt dagegen bei den ersten Aufheizschritten der Alterswert niedriger, so haben die Randbereiche der Biotitblättchen Ar verloren. Ein Plateau wird in diesem Fall – wenn überhaupt – erst dann erreicht, wenn der Aufheizvorgang die Innenzonen der Biotite erfasst, die dann eine zuverlässige Altersinformation liefern würden (Abb. 30.16b). Im Vergleich zum Plateaualter fällt das konventionelle K-Ar-Alter, das man bei vollständiger Ausheizung aus dem Gesamt-40Ar-Anteil des Biotit-Konzentrats erhält, zu gering aus. Ist das K-Arbzw. das Ar-Ar-System völlig gestört, dann ergibt sich kein Plateau und damit auch kein geologisch relevantes Alter.
Resümee Durch Analyse radiogener Isotope gewonnene Daten vermitteln nur dann eine sinnvolle geologische Altersinformation, wenn die zugrunde liegenden petrologischen und geochemischen Prozesse möglichst gut verstanden sind.Voraussetzung für eine sinnvolle Interpretation ist eine äußerst sorgfältige Auswahl der Gesteinsproben, wobei man insbesondere auf die Gewinnung frischer Proben zu achten hat. Nach Möglichkeit sollten mehrere Minerale des gleichen Gesteins oder zumindest des gleichen Gesteinskomplexes mit unterschiedlichen Isotopen-Systemen datiert werden, um eine sichere Altersinformation zu erhalten und den T-t-Pfad zu rekonstruieren. Erfahrungsgemäß führt die enge Zusammenarbeit zwischen Geologen, Petrologen und Isotopen-Geochemikern zu den besten, in nicht seltenen Fällen sogar zu überraschenden Ergebnissen, durch die man wichtige Informationen über die geotektonische Entwicklung eines Abschnittes der Erdkruste erhält.
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A Anhang
A.1 Übersicht wichtiger Ionenradien und der Ionenkoordination gegenüber O2– Je nach der Größe der Ionen- bzw. Atomradien ist in einer Kristallstruktur das Zentralatom von 3, 4, 6, 8 oder 12 nächsten Nachbarn umgeben. Diese Zahl wird als
Koordinationszahl bezeichnet und in eckige Klammern gesetzt, z. B. [4] = tetraedrische, [6] = oktaedrische, [8] = hexaedrische Koordination. Die Ionenradien der wichtigsten chemischen Elemente sind in Abb. A.1 anschaulich dargestellt.
A.2 Berechnung von Mineralformeln Für die Umrechnung chemischer Mineralanalysen in Mineralformeln stehen heute Computer-Programme zur Verfügung. Trotzdem wird dringend empfohlen, solche Berechnungen anhand ausgewählter Beispiele zunächst einmal selbst mit dem Taschenrechner durchzuführen, um den Rechenvorgang zu verstehen. Die Umrechnung erfolgt in mehreren Schritten:
Abb. A.1. Durchschnittliche Ionenradien und Koordinationszahlen gegenüber O2– in gesteinsbildenden Mineralen. (Nach Whittacker u. Muntus 1970)
1. Berechnung von Molekular-Quotienten. Dafür werden die Gew.-% der einzelnen Oxide durch die jeweiligen Molekulargewichte dividiert, die sich dem Tabellenwerk von Küster-Thiel-Fischbeck (2003) entnehmen lassen, z. B. für den Granat in Tabelle A.1: 37,1 Gew.-% SiO2 : 60,084 = 0,6175. 2. Berechnung der Sauerstoff-Zahl, die zu einem Oxid gehört, bezogen auf den Molekularquotienten, z. B. für SiO2 0,6175 × 2 = 1,2350. 3. Berechnung der Sauerstoffe bezogen auf die Gesamtzahl der Sauerstoffe in der Formeleinheit; z. B. enthält die Granat-Formel insgesamt 12 O. Man summiert die Sauerstoff-Zahlen, teilt jede einzelne Sauerstoff-Zahl durch diese Summe und multipliziert sie mit 12. Im angegebenen Beispiel ergibt sich dabei für SiO2 die Zahl 6,044. 4. Berechnung der Kationen pro Formeleinheit, also im Falle von SiO2 6,044: 2 = 3,022 Si. Für Al2O3 und Fe2O3 muss jeweils mit À, für Na2O und K2O mit 2 multipliziert werden, um auf die Zahl der Kationen pro Formeleinheit zu kommen. 5. Berechnung der Lage im ACF- und A'KF-Dreieck und der AFM-Projektion nach den angegeben Schemata, wenn möglich, Berechnung von Mineral-Endgliedern.
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Anhang Tabelle A.1. Granat aus Gneishornfels Op123, Kontakthof von Steinach, Oberpfalz (Okrusch 1969)
Anhang Tabelle A.2. Biotit aus Gneishornfels Op123, Kontakthof von Steinach, Oberpfalz (Okrusch 1969)
Für die in den Tabellen A.1 und A.2 gegebenen Rechenbeispiele wurden Analysen ausgewählt, bei denen FeO/Fe2O3 auf chemischem Wege und H2O über den Glühverlust bestimmt wurden. Bei Mikrosonden-Ana-
lysen wird Gesamteisen als FeOtot angegeben und – soweit möglich – das Fe2+/Fe3+-Verhältnis bei der Formelberechnung abgeschätzt. So gilt z. B. beim Granat Fe3+ = Y – Al = 2 – Al.
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Anhang
A.3 Lernschemen der subalkalinen Magmatite und der Alkali-Magmatite Tafel 1 und 2 unterscheidet zwischen Vulkaniten (oben) und Plutoniten (unten). In vertikaler Anordnung sind links die hellen Gemengteile (Plagioklas, Kalifeldspat bzw. Alkalifeldspat, Quarz oder Foide) dargestellt. Nach ihnen richtet sich in erster Linie die Gesteinsbezeichnung. Oben beTafel A.1. a Subalkaline Vulkanite und b subalkaline Plutonite
finden sich in horizontaler Anordnung die dunklen Gemengteile (Olivin, Pyroxen, Hornblende, Biotit, bei den Alkalimagmatiten auch Na-Amphibol, Ägirin, Ägirinaugit und Titanaugit). Der vertikal über den Gesteinsnamen befindliche dunkle Gemengteil ist normalerweise in dem betreffenden Gestein enthalten z. B. Biotit beim Granit. Daneben sind fast immer auch andere dunkle Gemengteile möglich, die dann im Gesteinsnamen erscheinen, z. B. Hornblendegranit, oder Augitgranit.
Anhang
Weiße Felder:
Literatur
Von links oben nach rechts unten nimmt bei den aufgeführten Magmatiten der SiO2-Gehalt entsprechend zu.
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SiO2-untersättigte Magmatite mit Olivin und/oder Feldspatvertretern (Foiden); hellblaue Felder: SiO2-gesättigte Magmatite ohne freien Quarz; mittelblaue Felder: SiO 2-übersättigte Magmatite mit freiem Quarz.
Tafel A.2. a Alkali-Vulkanite und b Alkali-Plutonite
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Anhang
Abdruckgenehmigungen Abbildungsvorlagen wurden aus Buchpublikationen und Fachzeitschriften folgender Verlage, Gesellschaften und Institutionen – oft in modifizierter Form – übernommen. Für die freundlich erteilte Abdruckgenehmigung wird herzlich gedankt. Allen & Unwin, London: Abb. 25.13, 25.14 American Geophysical Union, Washington, D. C.: Abb. 17.2, 27.5, 27.6, 27.8 American Journal of Science, New Haven, Connecticut: Abb. 16.9, 16.10, 24.9, 25.10 Beringeria, Würzburg: Abb. 29.1, 29.3, 29.6, 29.7, 29.8 Blackie & Son Ltd., London: Abb. 10.1, 10.2 Blackwell Publishing, Oxford: Abb. 9.18, 12.12, 13.3, 15.5, 19.3, 19.4b, 19.6, 21.1, 21.5, 21.6, 21.10, 24.24 Chapman & Hall, London: Abb. 17.1, 27.1, 27.4b, 27.7, 27.19, 27.20 Dover Publications, Inc., New York: Abb. 16.2, 16.4, 16.7, 16.14 Elsevier, Amsterdam: Abb. 15.4, 24.26, 24.27, 24.28, 24.29 Elsevier – Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg vormals Bibliographisches Institut, Mannheim: Abb. 27.2, 27.3a vormals Ferdinand Enke, Stuttgart: Abb. 1.5, 1.7, 1.10, 2.1, 7.2, 23.9, 23.10, 24.17, 27.2, 27.3, 27.4, 30.5 Elsevier (vormals Urban & Fischer), Jena: Abb. 19.4a, 20.3, 21.7, 24.30 EPISODES, Beijing: Abb. 25.18, 25.20, 26.11, 26.12 Ernest Benn Ltd., London: Abb. 9.20 W. H. Freeman and Company, New York: Abb. 19.1 Geological Society of America, Boulder, Colorado: Abb. 18.3 Geological Society of CIM 900, Vancouver, British Columbia: Abb. 2.6 Geophysical Laboratory, Carnegie Institution, Washington, D.C.: Abb. 16.7, 16.8 Harper Collins Academic, London: Abb. 15.3, 30.6, 30.7 Harper & Row, Publishers, Inc., New York: Abb. 22.3 John Wiley & Sons, New York: Abb. 2.4, 2.14, 9.21a,c, 9.31, 14.5 Longmans Group Ltd., Burnt Mill, Harlow, Essex: Abb. 5.7, 9.27, 9.28 McGraw-Hill Book Company, New York: Abb. 13.4, 13.5, 15.1, 17.3, 19.2, 22.3, 23.11 Mineralogical Society of America, Washington, D. C.: Abb. 5.2, 5.5, 5.8, 9.29b,c, 14.8, 16.15, 23.12, 25.21, 26.7, 26.8, 26.9 National Academy of Science, Washington, D. C.: Abb. 16.21 Oldenbourg, Wissenschaftsverlag GmbH, München: Abb. 1.2, 1.4, 1.6 Oxford University Press, Oxford: Abb. 14.4, 15.2, 16.11, 16.17, 16.20, 25.15 Pearson Education/Prentice-Hall, Old Tappan, N. J.: Abb. 12.6, 12.8, 12.9, 30.1, 30.2, 30.3, 30.4, 30.9, 30.11, 30.12, 30.13a, 30.14 Pergamon Press Ltd., Oxford: Abb. 2.6, 24.15, 24.19, 24.20, 24,21, 24.22, 27.17, 27.18, 29.4 Springer Verlag, Wien: Abb. 11.3, 24.4 Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart (http://www.schweizerbart.de): Abb. 8.2, 16.16, 21.9, 23.2, 25.4, 27.9, 27.10 vormals Akademische Verlagsgesellschaft, Leipzig: Abb. 9.24 Terra Antartica Publication, Siena: Abb. 30.16a The University of Chicago Press, Chicago, Illinois: Abb. 6.8, 16.11, 18.9, 23.5 UCL Press Ltd, London: Abb. 25.12b Walter de Gruyter GmbH, Berlin: Abb. 6.1 Wiley – Verlag Chemie, Weinheim: Abb. 9.34 Wissenschaftliche Buchgesellschaft, Darmstadt: Abb. 12.1, 12.11 Wissenschaftliche Verlagsgesellschaft, Stuttgart: Abb. 27.14 Woods Hole Oceanographic Institution, Woods Hole, Massachusetts: Abb. 21.8c
I Index
Sachindex A Aa-Lava 163 Aa-Strom, Zonierung 163 AB (Alkalibasalt) 461, 462 Abfallstoffe –, chemische –, radioaktive Abfangen 454 Abfolge –, plutonische 255 –, Bildungstiefe 255 –, sedimentäre 285 –, subvulkanische 255, 263 –, Bildungstiefe 255 Abkühlung –, adiabatische 222 –, isobare 378 Abkühlungsalter 468, 475 Abkühlungsgeschwindigkeit 470 Abkühlungspfad 470 Abkühlungsrate 232, 376, 379, 468 Ablagerung 285, 287 –, pyroklastische 167 Ablagerungsmechanismus 297 Ablagerungsmilieu 294 Abraumhalden 266 Abrieb 299 Absaigern 178, 190, 202, 209, 215, 228, 239 Abschiebung 261, 322 –, flache 377 Absinken 190 Absonderung 13, 14 –, säulenförmige 14 Abtragung 14, 407, 447 Abtrennung, katastrophale 431 Acapulcoit 441, 443 accumulation clock (engl., siehe Anreicherungsuhr) 467 ACF-Diagramm, ACF-Dreieck 382 ff, 392 –, Berechnung 382 –, Hornfels-Klassen 384 –, Korrekturen 382 –, Mischkristall 382 ACFM-Tetraeder 386 Achat 114, 115 Achatgeode 172 Achatlagerstätte 172
Achatmandel 114 Achondrit 433, 436, 440 ff Achsenabschnitt 9 Achsenkreuz 9 Achsenverhältnis 9 Achterringe 126 ff Actiniden-Erze 14 Additions-Baufehler 47 Ader 254 –, hydrothermale 237 adiabatisch 222, 232 Adinol 320, 338, 351 Adsorptionsvermögen 305 Adular 109, 120, 122, 263, 267, 295 aerodynamisch 169 AFC-Prozesse (Assimilation + Fractional Crystallisation) 193, 429 Affinität 448 AFM-Dreieck 145, 188, 189 AFM-Projektion 384 ff, 385, 386 Agglomerat 165, 169 Ägirin 93, 95 Ägirinaugit 93, 95, 156 f, 400 A-Horizont 279 Akalifeldspat 387 Akali-Ionen 277 Akanthit 32, 33, 263, 283, 293 Åkermanit 87 A'KF-Diagramm, A'KF-Dreieck 382 ff, 392 –, Granat–Cordierit–Biotit–KalifeldspatParagenese 384 AKFM-Tetraeder 385 Akkretion, heterogene 431 Akkretionskeil 315, 330, 397, 460 Akkretionsprozess 439 Akkumulatorenblei 38 Akmit (siehe Ägirin) 93 ff, 144 Aktinolith 97, 98, 148, 314, 337, 383 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Aktinolithschiefer 337 Aktivierungsenergie 25, 360 Aktivität 231, 455 Aktivitätskoeffizient 231, 455 Al/Si-Verhältnis 278 Al2O3 –, Ausscheidung 279 –, Löslichkeit 278 –, Überschuss 144, 226 –, Unterschuss 144
Al2SiO5 –, -Gruppe, Polymorphe 84 f , 328, 357, 359 ff –, Phasendiagramm 360 –, -Polymorphe 357, 362 –, thermodynamische Daten 361 Alabaster 71 Alaun, Kristallwachstum 5 Albit 95, 109, 116, 118, 120, 122, 144, 203, 204, 267, 295, 314, 326, 328, 330, 332, 363 f, 366 f, 392 –, Albitphyllite 332 –, -Epidot-Hornfels-Fazies 389, 396 –, -Gesetz 118, 120 ff –, glas 184 –, Hochtemperaturform 121 –, in Meteoriten 437 –, -Kalifeldspat-System, Phasendiagramm 119 –, kongruentes Schmelzen 204 –, -phyllit 332 –, -rhyolith 139 –, Schmelze, Löslichkeit von Wasser 184 –, Schmelzpunkt 199 –, Stabilitätsgrenze 229 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Albitisierung 244 AlCl3 171 Alexandrit 50, 337 Alexo-Mine (Ontario, Kanada), NickelKupfer 244 Algen 299 –, phylloide 299 Algoma-Typ 303 ALHA 81005 –, Meteorit 442 Al-Hydroxid –, Löslichkeit 278 Alkalibasalt (AB) 157, 188, 220, 442, 461 –, Chondrit-normierte SpurenelementMuster 460 –, kontinentaler Riftzonen 220 –, Ne-führenden 216 –, ozeanischer Inseln 220, 460 –, Soliduskurve 234 –, Varietäten 157 Alkalichlorid 307 Alkalifeldspat 109, 116 f, 121 ff, 154, 156, 157, 205 ff, 214, 227 ff, 248, 250, 256, 429, 480 f
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Index –, Entmischungsvorgänge 118 ff, 206 f –, -Granit 154, 481 –, Häufigkeit in der Erdkruste 10 –, -Reihe 121 ff –, -Rhyolith 203, 205 –, -Syenit 141, 154, 481 –, -Trachyt 141, 203, 204 –, Verdrängung 256 –, Zonarbau 228 –, zur Gesteinsklassifikation 139 –, Zwillingsbildung 120 Alkaligabbro (siehe Essexit) Alkaligesteins-Komplexe 159, 244 Alkaligranit (siehe Alkalifeldspat-Granit) Alkalikarbonate 306 Alkali-Lamprophyr 141 Alkali-Magmatite 145, 154, 188 –, foidführende 244 –, K-betonte 145 –, -Komplexe 244 –, K-reiche 145 –, Lernschema 480 –, leukokrate 145 –, melanokrate 145 –, mesokrate 145 –, Na-betonte 145 Alkali-Metalle 449 Alkali-Metasomatose 350 ff alkaline magma series (engl., siehe AlkaliSerie) alkaline rock suite (engl., siehe AlkaliMagmatit) Alkalinität 278 Alkalinitrate 306 Alkali-Olivin-Basalt 157, 223 f Alkalipegmatit 141 Alkaliplutonit 154, 481 Alkalipyroxen 95 f, 250 Alkalirhyolith (siehe AlkalifeldspatRhyolith) alkalische Lösungen 278 Alkali-Serie 145, 188 Alkali-Suite 428 Alkalisulfate 306 Alkalisulfide 254 Alkalisyenit (siehe Alkalifeldspat-Syenit) Alkalitrachyt (siehe Alkalifeldspat-Trachyt) Alkalivulkanit 155, 481 –, Mikrofoto 156 ff Alkalizufuhr 350 f Allanit 88, 457 allitische Verwitterung 279 allochromatisch 45 allseits flächenzentriert 10 Almandin 83, 326, 329, 373, 375, 383, 392 –, Stabilitätsfeld 373 –, T-fO2-Diagramm 373 Almandinzone, Barrow’sche 391 Alnöit 141 AlO4-Tetraeder Alpidische Orogenese 327, 330, 346 alpine Klüfte 267 Al-Si-Ordnung 117 f Al-Si-Verteilung 117 f Alter
–, Abkühlungs- 468 –, geologisches 468 –, Kratonisierungs- 468 –, Kristallisations- 468 –, Krustenbildungs- 468 –, Plateau- 474 Alteration, spätmagmatische (hydrothermale) 258 Alterationszone 258 Altersbestimmung 447 –, radiometrische (isotopische) 15, 57, 76, 83, 378, 467 ff Altersinformation 475 Aluminat 80 –, -Spinell 51 Aluminium –, Erz 58 f, 280 –, -Hydroxide 277 ff –, -Oxide –, -Silikat 80 –, Verwitterungslösung 278 Alumogel 278, 280 Alumosilikat 80, 108 Alunit 171 Alunitisierung 352 Al-Vermeidungs-Prinzip 118 Alvin, Unterseeboot 267 Amalgam 19, 22, 37 Amalgamierung 22 Amazonit 121, 251 Amblygonit 251 Amethyst 11, 113 –, -Druse 172 amorph 4 Amosit (siehe Grunerit) Amphibol 10, 12, 81, 92, 97 ff, 139, 182, 222, 250, 277, 291 –, -Asbest, verkieselter 113 –, Ca- 98 f –, -Familie 81, 97 ff –, -granulit 336 –, Häufigkeit in der Erdkruste 10 –, Mg-Fe- 97 f –, monokline 97 –, rhombische 97 –, Na- 99, 226, 481 –, Struktur 92 –, Zonarbau 356 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Amphibolit 12, 326, 336 f, 377, 392 –, Entwässerungsschmelzen 235 –, Mineralbestand 12 –, Schockwellen-beanspruchter 324 Amphibolitfazies 388 ff, 391 ff, 396 Amphoterit 439 Analcim 109, 127, 326, 366, 390 Analyse –, geochemische 16, 405 –, ortsauflösende 473 Anatas 7, 56, 58, 267, 281, 291 Anatexis 216, 251 –, experimentelle 230 –, partielle 189, 219, 225, 311 f, 315, 345 ff, 457 –, Element-Inkompatibilität 459
anchimetamorph 314 ff, 332 Anchimetamorphose 314 Andalusit 7, 81, 84, 85, 318, 327 f, 337, 357 f, 359 ff, 361, 363 ff, 367, 383 ff, 387 f, 392, 393 –, -Cordierit-Hornfels 318, 318 f, 337 –, Sericitisierung 313 –, Stabilitätsfeld 357 –, Stabilitätsgrenze 363 –, Verdrängung 362 Andentyp 329, 412 Andesin 116, 122, 329 Andesit 140 ff, 143, 150, 151, 188, 220, 263, 480 –, basaltischer 143 –, chemische Zusammensetzung 142 –, -Dacit-Rhyolith-Assoziation 215 –, foidführender 141 –, Magma 168, 183 Andradit 83, 383 Anfangskonzentration an 87Sr 469 Anfangsverhältnis 87Sr/86Sr 469 ff ANFM-Diagramm 398 Anglesit 69, 70, 283 Angrit 436, 441 Ångström 9 anhedral (engl., siehe xenomorph) Anhydrit 7, 69, 71, 171, 269, 306 ff, 376 f –, -Binder 71 –, Kristallstruktur 69 –, metastabile Modifikation 72 Anilit 283 Anionen 448, 449 –, -bildner 449 –, -gruppen 17 –, -komplexe 17, 61, 69, 75, 449 anisotrop 5 Anisotropie 5 –, der Härte 5, 26 –, der Wachstumsgeschwindigkeit 5 –, optische 5 –, seismische 416 Ankerit 61, 67 Anlagerungsgefüge 13 Annabergit 41 Annit 103, 375 Anomalie, thermische 242 Anorthit 108 ff, 116, 118, 122, 123, 144, 197 ff, 227, 328, 366, 383 f –, in Meteoriten 437 –, Schmelzpunkt 197, 199 Anorthoklas 109, 116, 119, 120, 122 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Anorthosit 140 f, 148, 428 –, -Breccie (Mondmeteorit (Lunait)) 436 –, -Massiv 191, 241 –, REE-Muster 459 anoxisch 295 Anreicherungsuhr 400, 467 ANT-Gruppe 428 Anthophyllit 81, 97, 314, 365 f, 383, 387 –, -asbest 97 –, -Ferroanthophyllit-Reihe 97 Antigorit 102, 105, 365 –, Abbau 365 –, gewellte (modulierte) Struktur 105 Antimon, ged. 8, 19, 24, 38, 265
Index –, Erz 38, 266 –, -fahlerz (siehe Tetraedrit) 43 –, -glanz (siehe Stibnit) 37 –, -Quarz-Gang, telethermaler 266 Antimonide 3 Antimonit (siehe Stibnit) 37, 38, 266 Antineutrino 469 Antiperthit 116, 119 Antistressmineral 316 Anwachssäume 289 äolisch 294 Apatit 2, 8, 75, 76, 144, 251, 291, 438 –, (OH)-freier 429 –, -Lagerstätte 77, 244 –, -Struktur 75, 77 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Aplit 138, 141, 174 –, -granit 480 Apochromat 47 Apollo-Missionen 2 f, 427 Apophyllit 259 apparent age (engl., siehe Scheinalter) 404, 473 Apulische Mikroplatte 330 Aquamarin 89, 251 arabescato (ital., s. Marmor) 336 Aragonit 2, 7, 61, 63, 65, 172, 306, 330, 397 –, -Gruppe 61, 65 –, -Sinter 172 –, Stabilitätsfeld 65 –, -Struktur 61 –, Umwandlung in Calcit 65 Archaikum, geothermischer Gradient 243 Archäologie 16 Archäometrie 16 Arfvedsonit 97, 99, 155 Argentit 9, 21, 32, 33, 263 –, -Akanthit 263 ff Argille scagliose 172 Argillitzone 258 Argon –, 39Ar-40Ar-Datierungen 475, 473 –, atmosphärisches 474 –, ererbtes 474 –, Isotope 474 –, radiogenes 474 –, Verlust 474 –, vulkanischer Dampf 170 Aristoteles 2 Arkose 279, 290 f, 313, 335, 383 –, unreine 291 Armalcolit 429 Arsen, ged. 8, 19, 24 –, Gruppe 19 Arsenate 3, 75 Arsen-Erz 40, 41 Arsenfahlerz (siehe Tennantit) 42, 43 Arsenide 3, 31, 33, 37 Arsenkies (siehe Arsenopyrit) 40 Arsenopyrit 38, 40, 260, 262, 264 –, Gold-Einschlüsse 21 –, Kristalltracht 40 Arsen-Sulfid 41 Artensterben 435 Asbest 99, 106
Asbestose 99 Asbolan 281 Asche, vulkanische 15, 137, 169 Aschenfälle 167 Aschenstrom 168 Aschentuff 169 Aschenwolke 166 Assimilation 187, 193, 220 Asteroid 2, 433, 434, 436, 448 –, 4 Vesta 441 –, Ceres 443 –, differenzierter 444 –, Pallas 443 Asteroiden-Achondrit 441, 443 Asteroiden-Gürtel 3, 433 Asteroiden-Impakt 435 Asthenosphäre 419 f –, Definition 420 –, Schnitt 417 Ataxit 444, 446 –, Ni-armer 446 –, Ni-reicher 435, 446 atmophil 449 Atmosphäre 275 atmosphärisches CO2 464 Atoll 299 Atombindung 31, 448 Atombombe 266 Atomgewicht 462 Atomkern 462 Atomradius 477 A-Typ-Granite (anorogenic source rocks) 227 Ätzfiguren 25, 67, 123 Ätznatron 46 Au-Ag-Telluride 262 Aubrit 436, 441 Aufbereitbarkeit von Erzen 455 Aufheizung –, isobare 377 f –, regionale 326, 377 –, stufenweise 474 f Aufheizungsrate 376 Auflösung 27, 298 –, selektive 344 Auflösungsrate 298 Aufschiebung 322 –, Granitintrusion 177 Aufschluss 407 Aufschmelzexperiment 181 Aufschmelzgrad 190, 231 Aufschmelzort, 189, 222 Aufschmelzprozess 189 Aufschmelzung 325 –, isobare 199 –, partielle 216, 217 –, selektive 345 ff Aufschwimmen 239 Aufstiegspfad 232 Aufstiegsrate 231 f Augit 93, 94 f, 152, 153, 156 ff, 429 –, basaltischer 94, 95 –, diopsidischer 214, 481 –, gemeiner 95 –, hedenbergitischer 214 Augitdiorit 146
Augitgranit 145 Augitnorit 243 Au-Komplexe 292 Auripigment 41, 42 Aurosmirid 24 Ausbruch, phreatomagmatischer 166 Ausfällung –, anorganische 298 –, biochemische 298, 302 –, CaCO3 298 –, chemische 302 –, Eisen 302 –, rhythmische 286 Ausflockung 302 Ausgangsmaterial 275, 313 ff, 338 f, 462 –, hochreaktives 359 f Auslaugungszone 282 Auslöschung, undulöse 317, 345 Ausscheidung 285, 287, 308 –, progressive 308 –, rezessive 308 Ausscheidungsfeld 202, 211 f Ausscheidungsfolge 213 –, Evaporitbildung 308 –, in hydrothermalen Gängen 262 Ausscheidungssediment 286 Austauschgleichgewicht 375, 376, 465 Auswurfdecke 377, 431 Auswürfling, vulkanischer 148, 149 authigen 122 autochthon 279 Autometamorphose 313 Autometasomatose 313, 349, 352 Aventurinfeldspat 122 Aventurinquarz 114 Axinit 3 Azurit 32, 36, 61, 67, 282 –, -Malachit-Gruppe 67 –, Struktur 61 B Babylonquarz 113 B-Achse 342 back reef (engl., siehe Rückriff) 287, 300 Backarc-Becken-Basalt 461 Backarc-Bereich 263 Baddeleyit 244, 281, 429 Bafflestone 297 Baggern, submarines 331 Bakterien 276, 279, 295 –, magnetotaktische 52 Balkeneisen (siehe Kamacit) 23, 444 Ballooning 176, 177 Band, divariantes 363 banded iron formation (BIF) (engl., siehe Eisenformation, gebänderte) 302 Bandeisen (siehe Taenit) 23, 444 Bänderton, glazialer 286 Bänderung 286 Banderz 264 Bandjaspis 114 Bankung 14 baric type (engl., siehe Drucktyp) 349, 389 Barium 251
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Index –, -Feldspäte 117 Barre 299 Barrentheorie 308 Barriere, thermische 204, 209 Barriereriff 299 Barrow’sche –, Almandinzone 391 –, Chloritzone 391 –, Kyanitzone 393 –, Staurolithzone 393 Barrow-Zonen 326 Baryt 7, 69, 70 –, Erzschornsteine 269 –, Gänge 79, 267 –, Kristallstruktur 69 –, Lagerstätte 244 –, schichtgebundene Lagerstätte 267 Barytrose 70 Basalt 141, 143, 188, 220 f –, ACF-Diagramm 383 –, A'KF-Diagramm 383 –, chemische Zusammensetzung 142 –, Dichte 408 –, Diskrimination 461, 462 –, doleritischer 203 –, Einsprenglinge 202 –, -Eklogit-Umwandlung, P-T-Diagramm 415 –, foidführender 141 –, Gesteinsbenennung 140 –, Häufigkeit in der Erdkruste135 –, Herkunft 219 ff –, Intraplatten- 220 –, kalkalkaliner 188 –, kontinentaler Intraplatten- 220 –, kontinentaler Plateau- 220 –, konvergenter Plattenränder 220 –, Liquiduskurve 181 f –, Mineralbestand 12 –, mittelozeanischer Rücken (MORB) 190, 220 –, ozeanischer Inseln 220 –, MORB-normiertes SpuremelementMuster 460 –, ozeanischer Plateaus 220 –, plattentektonische Stellung 219 –, Soliduskurve 182, 234 –, Sonnenbrand 127 –, spilitisierter 352 –, Subduktionszonen 180, 220 –, -Tetraeder 157, 215, 216 –, tholeiitischer 188 Basalteisenstein 281 Basaltglas 323 Basaltlava, submarine 163 ff, 268 Basaltmagma –, Bildung 221 –, Muttergesteine 221 –, Viskosität Basaltmandelstein 150 Basaltpillow 164 Basaltsäule 14 Basaltschmelze 221 –, Zusammensetzung 224 Basaltsystem 200
Basanit 143, 157, 180, 223 f base metals (engl., siehe Buntmetalle) 14 base surge (engl., siehe Schockwellen) 167, 168 basinal brines (engl., siehe Formationswässer) 300 Basis-Breccie 163 basisch 284 basisflächenzentriert 10 Bastit 106 Bastnäsit 8, 244 Batholith 138, 175, 220, 258 Baueritisierung 277 Baumstamm, versteinerter 114 Bauwürdigkeit einer Lagerstätte 14 Bauxit 55 f, 58, 59, 278, 280 ff Bavenoer –, Gesetz 120 –, Zwilling 120 Becken, abflussloses 276 Beerbachit (Odenwald) 332 Beidellit 108 Belastungsdruck 254, 289, 316 f, 358 Belastungsmarken 339 Belemnitella americana –, Isotopen-Standard 463 Benioff-Zone 420 –, Kräfteplan 420 Benitoid 8 Bentonit 108, 170, 280 Berechnung, thermodynamische 361 Bergbau, Stockwerkhöhe 254 Bergener –, Granitpluton 396 –, Kontakthof 396 Berggold 22, 292 Bergkristall 2, 11, 113, 249 Bergsturz 285 Bergwerk 407 Berührungsparagenese 340 Beryll 8, 89, 251 –, gemeiner 89 –, -Struktur 90 Beryllium 251 –, -Pegmatit 89 f, 251 Bewegung, tektonische 177 B-Horizont 279 Biegegleitfalte 341 Biegung 341 BIF (banded iron formation, gebänderte Eisenformation) 302 f –, Algoma-Typ 303 –, Karbonatfazies 302 –, Oxidfazies 302 –, Silikatfazies 302 –, Sulfidfazies 302 –, Superior-Typ 302 Bilbaoerz 261 Bildung –, epithermale 255 –, hydrothermale, räumlicher Zusammenhang 255 –, plutonische 255 –, subvulkanische 255 –, telethermale 255
–, vulkanische 255 Bildungsenthalpie 448 Bildungstemperatur 134 Bims 13, 169 Bimsasche 169 Bimslapilli 168, 169 Bimsstein 150, 169 Bimstephra 167 Bimstuff 169 Bindemittel –, hydraulisches 63 –, in Sandsteinen 289 –, nichthydraulisches 63 Bindstone 299 Bindung –, heteropolare (s. a. Ionenbindung) 31, 45, 62, 69, 448 –, homöopolare (s. a. Atombindung) 26, 29, 31, 49, 69, 80, 448 –, kovalente 448 –, metallische 20, 31, 448 –, sp3-Hybrid- 80, 448 –, Van-der-Waals- 25, 38, 69, 101, 105, Bindungs-Charakter 448 Bingham’sche Flüssigkeit 183 biochemisch 298, 302 Biodurabilität 99, 106 Bioklasten 297 Biolithit 297 Biomikrit 297, 299 Bio-Oomikrit 297 Biosparit 297, 299 Biotit 11, 12, 102, 103, 146, 147, 150 ff, 158, 159, 214, 226, 234, 250, 326, 328 f, 374, 379, 393 ff, 480 f –, Chloritisierung 313 –, -Hornblende-Gabbro 148 –, Löslichkeit 277 Biotitgabbro 148 Biotitsaum 351 Biotitschiefer 337 Biotitzone 326, 391 Birnessit 57, 304 Bischofit 307 f Bismut, ged. (siehe Wismut, ged.) 19, 24 Bismuthinit 260, 265 Bismutid 3 bituminös 295 Black Smoker 36, 267 ff, 326, 352 –, Lebensgemeinschaft 268 –, Schlot 268 blackband (engl., siehe Kohleneisensteine) 303 Blackwall 50, 337, 351 f Blasenbildung 166 Blasenhohlräume 150 blasig 13, 138 Blastomylonit 322, 326 Blätterserpentin (siehe Antigorit) 105 Blätterspat 62 Blätterzeolithe 126 Blattverschiebung 177 Blaueisfeld, antarktisches 440 Blaugrünalgen 299 Blauquarz 114
Index Blauschiefer 314, 330, 337, 377, 388 ff –, Indexminerale 330 –, P-T-Bereich 330 Blauschieferfazies 388 ff, 397 –, Subfazies 398 Blauschlick, hemipelagischer 294 Blei –, Erzmineral 34, 66, 71 –, Isotope 57, 472 –, -Silber-Zink –, -Erzgänge 264 –, -Lagerstätte 34 –, -Verdrängungslagerstätte (MVT) 260 –, Transport 264 –, -Zink-Erzlagerstätte, sedimentärexhalative 271 –, -Zink-Verdrängungslagerstätte 300 Bleiglanz (siehe Galenit) 21, 33 bleihaltige Erze, Verwitterung 283 Bleischweif 33 Blenden 31 Blitzröhre 115 Blocklava 165 Blockstrom, pyroklastischer 168 Blödit 308 blue ground (siehe Kimberlit-Breccie, frisch) 168, 416 blueschist (engl., siehe Blauschiefer) 337 Boden 275 f, 279, 285 –, pH-Wert 276 –, Verwitterungsneubildung 277 Bodenbakterien 279 Bodenprofil 279 Bodensatz 191 Böhmit 58, 59, 278 ff Bohnerz 59 Bohrmuschel 299 Bohrprofile, Parallelisierung bei der Erdölexploration 291 Bohrung, submarine 411 Bolus alba (siehe Kaolin) 107 Bombe, vulkanische 169 Bombentuffe 169 Bonanza 263 Bor 251 –, Lagerstätte 171 Boracit, β- 8 Borat 3, 61 –, -Lagerstätte, lakustrine 306 Borax 306 Bor-Metasomatose 350 Bornit 32, 36, 260, 269, 283, 296 –, Hoch- 32 –, intermediärer 32 –, Tief- 32 Borsäure 171 Bort 27 Bougier-Anomalie 411 Bouma-Zyklus 339 Boundstone 297 Bournonit 7 Bowen’sches Reaktionsprinzip 190, 193, 213 ff Brachinit 441
Brachiopoden 299 Braggit 243 braided river system (engl., siehe FlussSystem, verzweigtes) 287 Brasilianer –, -Gesetz 112 –, -Zwilling 112 Braunbleierz 77 Brauneisenerz (siehe Limonit) 36, 39, 281, 282 Brauner Glaskopf 59 Braunit 304 Braunspat (siehe Ankerit) 67, 264 Braunstein 57 Bravais –, -Gitter 10 –, -Index 9 Breccie 163, 169, 258, 286, 289, 290 Breccienerz 264 Breccienzone 271 Brechungsgesetz 409 Breithaupt, August 262 Breunnerit 63 bright swirl (engl., siehe Wirbel, heller ) 431 Brillantschliff 27 brine pool (engl., siehe Laugentümpel) 270, 271 Brockenlava 163 Bromcarnallit 47, 48 Bronzit 93, 94, 214 Bronzitit 240 Brookit 56, 291 Bruch 16 –, -spuren 176 –, -tektonik Brucit 8 Brucitschicht 104 f Brückensauersoff (BO) 183 Brushit 305 Bryozoen 299 Buchan-Typ 327 Buchit 320, 397 bulk modulus (engl., siehe Kompressionsmodul) 408 bulk partition coefficient (engl., siehe Gesamtverteilungskoeffizient) 455 Bulk Silicate Earth (BSE) (Rb/Sr-Verhältnis) 471 Bündner Schiefer (Schweizer Alpen) 332 Bunte Breccie 325 Buntkupferkies (siehe Bornit) 32 Buntmetall 14 –, -Sulfide (Kap. 21) Burgers-Vektor 344 f Burma, Edelstein-Seife 293 Bytownit 116,122, 123, 215 C C- (CI-, CM-, CO-, CR-, CV-)Chondrite (siehe Chondrite, kohlige) 440 C1-Mittel, C1-Modell 451 C2-Chondrit 440 Ca-Al-reiche Einschlüsse (CAI) 438
CAB (Calc-alkaline Basalt) 220 Cabochon 122 CaCO3 –, Ausfällung 298 –, anorganische 298 –, biochemische 299 –, Ausscheidungsbedingungen 298 –, Löslichkeit 298 Cadmium 35 CAI (Ca-Al-reiche Einschlüsse) 438 Calc-alkaline Basalt (CAB) 220 calcalkaline magma series (engl., siehe Kalkalkali-Serie) 145 calcalkaline rock suite (engl., siehe Kalkalkali-Magmatit) 145 Calcit 2, 8, 61, 62, 144, 262, 289, 290ff, 300, 306, 330, 336, 368 ff, 383 –, Abbau 368 –, Ausbildungstypen 62 –, -Dolomit-Mischkristalle 67 –, Elementarzelle 62 –, -Graphit-Thermometer 465 –, -Gruppe 61, 62 –, Häufigkeit in der Erdkruste 10 –, Karbonatit 159 –, Kristallstruktur 62 –, Löslichkeit 277 –, magmatische Bildung 63 –, -Marmor 336 –, Mischkristalle 63 –, PDB, Isotopen-Standard 463 –, Spaltrhomboeder 62 –, Stabilitätsfeld 65 –, Struktur 61 f –, Zwillingsbildung 62 Calciumcarbonat –, Trimorphie 61 Calciumoxalat 4 Calciumoxid 368 Calcrete 279, 300 calc-silicate rock (engl., siehe KalksilikatFels, -Gneis) 336 Caldera 167 Caliche 306 Camptonit 141 Canyon Diablo (Eisenmeteorit) 434 Canyon Diablo Troilit (CDT) 463 Carbid 28 carbonaceous chondrite (engl., siehe Chondrit, kohliger) 440 carbonate compensation depth (engl., siehe Karbonat, Kompensationstiefe CCD) 298 Carbonylsulfid COS, vulkanisches 170 Carborund, Carborundum (siehe Siliciumcarbid) 28, 53, 114 Carnallit 45, 47, 307 ff –, inkongruente Zersetzung 309 –, kieserithaltiger 309 –, -Region 48 Carnallitit 307 Carnegieit 204 Carneol 114 Carnotit 293 Cäsium 251 cauldron subsidence (engl., siehe Kessel-
487
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Index einbruch) 176 CCD (engl., carbonate compensation depths, siehe Karbonat-KompensationsTiefe) 298 C-Chondrit (siehe Chondrit, kohliger ) 440 Celsian 109, 117 Ceratonia siliqua (Johannesbrotbaum) 27 Cerfluorit 47 Cerussit 61, 66, 283 CFT (engl., Continental Flood Basalts/ Tholeiits) 220 Chabasit 109, 128, 172 –, Durchkreuzungszwilling 126 –, -Käfig 125, 128 chain silicates (engl., siehe Ketten- u. Doppelkettensilikate) 81 Chalcedon 114, 115, 172 –, -Gruppe 114 Chalkopyrit 7, 35 f, 238, 242 ff, 254, 258, 260, 262, 264, 269, 281 ff, 282, 296 –, Kristallstruktur 36 Chalkosin 32, 282 f, 296, Chamosit 105, 301, 302 f –, -Thuringit-Erz, oolitisches 303 Changieren 50 Charnockit 148, 336, 395 –, -Serie 336 Chassignit 436, 441 f Chatoyieren 114 Chemie 15 chemisches Potential 351 chert (engl., siehe Hornstein) 114 Chiastolith 85 china clay (engl., siehe Kaolin) 107 Chloanthit (siehe Nickel-Skutterudit) 38, 41 Chlorapatit 76 Chlorargyrit 293 Chlorchemie 309 Chlorgas 46, 309 Chlorid 306, 307 Chlorid-Komplexe 301 Chlorit 104 f, 156, 157, 258, 267, 281, 291, 326, 328, 374, 383, 401 Chloritisierung 313, 322 Chloritoid 81, 86, 328, 383, 391, 398 Chloritsaum 351 Chloritschiefer 337 Chloritzone 326 –, Barrow’sche 391 Chlor-Metasomatose 350 Chondren 438 f, 440 –, Entstehung 439 –, Gefügetypen 438, 439 –, porphyrische 438 Chondrit 23, 433, 436, 438, 450 –, Alter 438 –, Aufbau 438 –, Chondren 438 –, Enstatit- 439 –, gewöhnlicher 439, 451 –, Gliederung 439 –, Häufigkeit 436 –, Haupttypen 439 –, kohliger 439, 440
–, Matrix 438 –, -Modell 451 –, -Normierung 458 –, Olivin-Bronzit- 439 –, Olivin-Hypersthen- 439 –, Rumuruti- 440 –, -Typ 451 –, Typ Karoonda, Australien 440 –, Typ Mighei, Ukraine 440 –, Typ Ornans, Frankreich 440 –, Typ Renazzo, Italien 440 –, Typ Vigarano, Italien 440 –, Zusammensetzung 418 Chondritic Uniform Reservoir (CHUR) 471 –, Sm-Nd-Modellalter 471 Chondrodit 336 C-Horizont 279 Chrom –, Erz 52 –, Lagerstätten 177 Chromat 3, 69, 72 Chromdiopsid 95 Chromeisenerz (siehe Chromit) 49, 52 Chromeisenstein 52, 240 Chromit 9, 49, 51, 52, 192, 238 ff, 429, 438, 444, 455 –, -Erz, Entstehung 240 –, Lagerstätte 238 f, 240 –, podiforme (alpinotype) 240, 241 –, stratiforme 240 –, Typen 240 –, -Magnesitstein 52 –, -PGE-Lagerstätte 240 –, -Spinell 51 –, -Vererzung 239 Chromspinell (siehe Picotit) 51 Chrysoberyll 49, 50 –, -Katzenauge 50 Chrysokoll 102, 107 Chrysolith 82 Chrysopras 114 Chrysotil 102, 105 –, -Asbest 106 –, Biodurabilität 106 –, -Struktur 105 CHUR (Chondritic Unifom Reservoir) 471 CI-Chondrit 440 Cinnabarit (siehe Zinnober) 8, 22, 37, 272 CIPW-Norm, -System 142, 143 f –, Al2O3-Sättigung 144 –, SiO2-Sättigung 144 –, Standardminerale 143, 144 Citrin 11, 113 CK-Chondrit 440 Clarke-Werte („Clarkes“) 452 ff Clausius-Clapeyron’sche Gleichung 198, 222, 230, 361, 364, 367, 369 clayband (engl., siehe Toneisenstein) 303 cleavage (engl., siehe Schieferung) 342 –, slaty 342 Clintonit 104 Clinton-Typ 303 clockwise P-T path (engl. siehe P-T-Pfad) 377 f
CM2-Chondrit 440 CMASCH-System 374 CM-Chondren, Akkretions- und Brecciierungs-Geschichte 439 CO2 –, Fugazität 317, 368 ff –, Löslichkeit 277 –, Partialdruck 298, 317, 368 ff CO3-Chondrit 440 Cobalt, Erz 40, 41 Cobaltin 8, 38, 40, 260 –, -Chloanthit 265 Coelestin 69, 70 –, Kristallstruktur 69 Coesit 109 ff, 115, 314, 324, 330, 363, 377 f, 401 f –, Dichte 401 Cohenit 429, 437, 441, 444 Colemanit 306 Columbit 251, 350 Commission on New Minerals and Mineral Names (CNMMN) 94 cone sheet (engl., siehe Kegelgang) 170, 174 connate brines (engl., siehe Formationswässer) 288, 300 Conrad-Diskontinuität 412 contact aureole (engl., siehe Kontaktaureole) 302, 318 Continental Flood Basalts (CFT) 220 Cookeit 105 Cooperit 243 Cordierit 89, 90 f, 313, 319 f, 327, 335 f, 340, 347, 374, 383 f, 401 –, Pinitisierung 313 Coronadit 57 Coticule (frz., siehe Wetzschiefer) 336 counter-clockwise P-T path (engl.. siehe P-T-Pfad, im Gegenuhrzeigersinn) 378 Covellin 32, 36, 37, 282, 283 –, Stabilitätsfeld 283 CR-Chondrit 440 Crenulation (Runzelung) 342 crenulation cleavage (engl., siehe Runzelschieferung) 332 Cristobalit 102, 109, 110, 115, 429 –, Hoch- 115 –, in Meteoriten 437 –, Tief- 7, 110 cross bedding (engl., siehe Schrägschichtung) 287 Crossit 99 crust residence age (engl., siehe Verweildauer in der Erdkruste) 468 Cubanit 269 Cullinan 27 Cummingtonit 314, 383 –, -Grunerit 97, 98 Cuprit 32, 36, 49, 50, 282 ff Curie, Marie und Pierre 58, 266 curtains of fire (siehe Lavavorhänge) 165 CV3-Chondrit 440 Cyanidverfahren 22 Cyclokorallen 299 Cyclosilikate (siehe Ringsilikate) 80, 89 Cyclowollastonit (siehe Pseudowollastonit) 96
Index D D 450 δ 18O-Wert 463 Dachschiefer 332 Dacit 140, 143, 150, 165, 188, 220, 263, 480 –, chemische Zusammensetzung 142 –, -Magma 169 Dampf, vulkanischer 170 Dampfdruckkurve 134 Dampfphase 249, 254 –, Ausscheidung 254 –, gelöste Komponenten 254 –, Gesteinszerrüttung 254 Dampftätigkeit, vulkanische 170 ff, 179 –, bei offenem Schlot 171 Datierungsmethode, geochronologische 467 Daubréelith 444 Dauphinéer –, -Gesetz 112 –, -Zwilling 112 de Fermat, Pierre, Prinzip von 409 debris flows (engl., siehe Schuttstrom) 431 decay constant (engl., siehe Zerfallskonstante) 467 Deckenüberschiebung 378 Deckgebirge 308 Deep Sea Drilling Program (DSDP) 331, 407, 411 Deerit 400 Deformation 316, 341 ff –, Beziehung zur Kristallisation 343 –, duktile 317 –, elastische 344 –, homogene 341 –, inhomogene 341 –, intrakristalline 344 –, kristalloplastische 345 –, plastische 324 –, postkristalline 343 –, spröde 316, 322 –, superplastische 345 Deformationsband 345 Deformationsgefüge 177, 324 Deformationsmechanismen 344 ff Deformationsphase 342 f, 377 Deformationsprozess –, kompressiver 262 –, transpressiver 262 Deformationsverzwilligung 120, 345, 446 Deformationszwilling 343, 345 Dehnungstektonik 174 Dehydratationsschmelzen 227, 231, 234, 348, 364, 367 f Dehydratationsschmelzkurve 364 dehydration reaction (engl., siehe Entwässerungsreaktion) 328 f, 363 ff Dekarbonatisierungsreaktion 312, 368 ff –, Gleichgewichtsfläche 369 –, Gleichgewichtskurve 368 Dekompression, isothermale 377 Dekompressionsschmelzen 222 dekussates (gekreuztes) Gefüge 340 Demantoid 84
density current (engl., siehe Dichteströmung) 239 Depleted Mantle (DM) –, (87Sr/86Sr)0-Verhältnis 471 –, Sm-Nd-Modellalter 472 Descartes, René 405, 407 Desmin (siehe Stilbit) 109, 126, 128 Desmosit 320, 338, 351 Detritus 286, 288 Diabas 150, 153, –, -Mandelstein 153 Diaboleit 7 Diadochie 17, 75 Diagenese 285, 288, 296, 314 –, Abgrenzung 314 –, Übergang zur Metamorphose 296 Diallag 95, 146 Diamant 8, 25, 159, 293, 363, 401 f, 441 –, Bildung 159 –, in Meteoriten 437 –, -Seife 26 –, Stabilität 28 –, Struktur 26 –, Wachstumsformen 25 Diamantzelle 420 Diaphthorese 313 Diapir 222, 419 Diapirismus 176, 177 Diaspor 49, 58, 278, 280, 328 Diasporit 59 Diatexit 346, 347 Diatomeen 304 Diatomeenerde 304 –, Verwendung 305 Diatomeenschlamm 294 Diatomite 116 Diatrem 26, 159, 168 f, 416 –, Kimberlit-Pipe 168, 416 Dichte 16, 408 –, Erde 408 –, Erdtiefe 410 Dichteströmung 239 Dickit 107 Differentiat, leukokrates 192 Differentiation –, gravitative 190 –, magmatische 187, 188, 190, 199, 214, 456, 457 Differentiationsprozess 220 Diffusion, intrakristalline 349 Diffusionskriechen 319, 345 Digenit 32 dike (engl., siehe Gang) 137 dimensional preferred orientation (engl., siehe Formregelung, Regelung nach der Korngestalt) 342 Diogenit (Achondrit) 436 Diopsid 81, 93, 94 f, 144, 314, 336, 370, 383 f –, –Hedenbergit-Reihe 94, 259 –, in Meteoriten 437 –, Schmelzpunkt 197 Dioptas 8, 89, 91, 282 Diorit 141, 146, 480 –, chemische Zusammensetzung 142 –, foidführender 141
–, Häufigkeit in der Erdkruste 135 Diskontinuität –, 400 km- (auch 20°-Diskontinuität) 421 –, 660-km- 422 Diskordia 473 Diskriminanten-Funktion 461 Diskriminations-Diagramm 461 –, Anwendung 462 –, Einschränkung 462 dislocation –, creep (engl., siehe Versetzungskriechen) 344 –, glide (engl., siehe Versetzungsgleiten) 344 Dismikrit 297 dispersed elements (engl., Element, dispergiertes) 454 disseminated ore (engl., siehe Erz, disseminiertes) 257 f Disthen (siehe Kyanit) 81, 85, 291 Djurleit 283 Dolerit 150, 157 Dollar 266 Dolomit 8, 61, 67, 297, 306, 307, 314, 369 f –, calcitischer 297 –, -Gruppe 61, 66 –, Häufigkeit in der Erdkruste 10 –, Löslichkeit 277 –, -Marmor 336, 391 –, -Struktur 66 Dolomitkarbonatite 159 dolostone (engl., siehe Kalkstein, dolomitischer) 297 Doma 6 Doppelbrechung 5 Doppelkapselmethode 372 Doppelkettensilikate 79, 81, 92, 215 Doppelsalz 66 Dravit 92 dredging (engl., siehe Baggern, submarines) 331 Drehachse 6 Drehinversion 6 Drehinversionsachse 6 Drehung 6 Dreier-Einfachkette 96 Dreierringe 3, 79 Dreikomponentensystem 382 Dreischichtstruktur 100 Dreistoffsystem –, CaO–MgO–SiO2 357, 358, 370 –, CaO–SiO2–CO2 368 –, Chromit–Olivin–SiO2 239 f –, Diopsid–Anorthit–Albit 200 ff –, Diopsid–Forsterit–SiO2 210 ff –, Experimente 197 –, Forsterit–Diopsid–Pyrop 217 –, Nephelin–Kalsilit (Leucit-)–SiO2 207 ff –, Quarz (Qz)–Albit (Ab)–Anorthit (An) (–H2O) 234 –, Quarz (Qz)–Albit (Ab)–Kalifeldspat (Or) (–H2O) 227 ff Druck 196, 197, 254, 289, 316 f –, lithostatischer 316, 344
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Index Druckabschätzung, Reaktion 330 Druckentlastung 189 Drucklösung 289, 344 Druck-Temperatur –, -Diagramm (siehe P-T-Diagramm) –, -Entwicklung 376 –, -Pfad 376 –, -Zeit-Pfad 378 Drucktyp 389 Druckzwillinge 317, 345 Druckzwillingslamellierung 62 D''-Schicht 422 DSDP (Deep Sea Drilling Program) 331 Dumortierit 113 Düne 287 Dünensand, Korngrößenverteilung 288 Düngemittel 309 Dunit 141, 148, 221, 223 f, 480 –, Verwitterung 281 Durchdringungszwilling 71 Durchläufermineral 267 Durchschlagsröhre, vulkanische 26, 115, 159, 168, 169 Dynamit 305 Dynamo, geomagnetischer 424 Dyskrasit 265 E Ebene der SiO2-Sättigung 216 Ebene der SiO2-Untersättigung, kritische 216 Echinodermen 299 E-Chondrit (siehe Enstatit-Chondrit) 439 Edelmetall –, -Erz 14 –, Konzentration, geochemische 454 –, -Seifen 292 Edelopal 115, 116 Edelstein 53 –, -Pegmatit 251 –, -Seifen 292 f –, synthetischer 2 Edeltopas 86 Edenit 98 Edler Spinell 51 Edukt (Ausgangsgestein) 313, 338 EETA 79001, Shergottit 442 Effusion, submarine 165 Egeran 88 Eh-pH-Diagramm 284, 301 Einkristall 4 Einschließungstemperatur 134 Einschluss –, helizitischer 343 –, magmatischer 133 –, Silikatglas- 133 Einschlussfüllung 132 Einsprengling 11, 13 Einsprenglingsgenerationen 198 Eis 196 Eisdecke 285 Eisen –, Ausfällung 301 –, Ausscheidungsfolge 302
–, –, –, –, –, –, –,
Elektronegativität 449 Flusstransport 302 -Hydroxide 277 f Legierung mit Sauerstoff 423 Mineral, Stabilitätsbedingungen 301 Ooide 302 -Oxid 272 –, Neubildung 278 –, Sediment 301 –, sedimentäre 287 Eisen, ged. 14, 19, 22, 371 f –, Erz 14, 52, 54, 59, 64, 106, 242, 244 –, Laterit- 280 –, marin-sedimentäres 59, 302 –, oolithische 303 –, sedimentäre 287, 302 f –, terrestrische 302 f –, Gruppe 19 –, kosmisches 23 –, Stabilitätsfeld 371 Eisenformation, gebänderte (BIF, banded iron formation) 302 Eisenglanz (siehe Hämatit) 49, 54 Eisenglimmer 54 Eisenkern, Größe 449 Eisenkies (siehe Pyrit) 38 Eisenkiesel 114 Eisenmeteorit 23, 433 ff, 444 ff –, Gefügetypen 445 –, Gliederung 444 –, Häufigkeit 436 –, Zusammensetzung 444 Eisenoxidhydrat 22, 39 Eisensau 448 Eisenspat (siehe Siderit) 64 Eisensteine, phanerozoische 302 f –, Clinton-Typ 303 –, Minette-Typ 303 Eisenvitriol 37 Eiserner Hut 59, 282 ejecta blanket (engl., siehe Auswurf-Decke) 431 Eklogit 330, 337, 388 f, 399 ff, 414, 415 –, Bildung 399 –, Dichte 408, 415 –, Fremdmodell 399 –, In-situ-Modell 399 –, Nebengemengteile 399 –, Soliduskurve 234 –, Xenolith 402 Eklogitfazies 388 f, 399 ff –, Druckgrenze 399 –, Temperaturstabilität 399 –, Untergliederung 399 Ektekt 348 Eläolith 123, 154 Elbait 92 Elektrolytlösung 276 Elektronegativität 448 –, -Differenz 448 Elektronengas 448 Elektronenmikroskop 196 Elektronenstrahlmikrosonde (EMS) 356, 455 Elektrum 22, 263
Element 4 –, Abfangen 454 –, -Abreicherung 448 –, -Anreicherung 448 –, atmophiles 448 –, Elektronegativität 449 –, chalkophiles 448 –, Elektronegativität 449 –, Charakter, geochemischer 448, 449 –, Clarke-Wert 452 –, dispergiertes 454 –, Eigenschaften 447 –, Elektronegativität 449 –, elementar vorkommend 19 –, Feldstärke 449 –, -Fraktionierung 356, 448 –, Gesamtverteilungskoeffizient 455 –, Gliederung, geochemische 448 –, großioniges lithophiles (LILElemente) 221, –, hoher Feldstärke (HFS-Elemente) 221, –, inkompatibles 217, 221, 450 –, Anreicherung 461 –, Ionenpotential 449 –, kompatibles 450 –, -Konzentration, Chondrit-Mittelwert 459 –, kosmochemische Häufigkeit 423 –, lithophiles 448 –, Elektronegativität 448 –, seltene, Anreicherung 237, 251, 454 –, Seltenerd- 55 –, siderophiles 448 –, Elektronegativität 449 –, Tarnen 454 –, Verteilung 447 Eluvium 285 enantiotrop 110 Enargit 36, 258 Enderbit 336 Endoblastese 146 Energie –, geothermische 172 –, thermische, Herkunft 315 Enhydros 114 Enriched Mantle (EM), (87Sr/86Sr)0Verhältnis 471 Enstatit 93, 94, 210, 213, 365 f, 401, 439 –, -Chondrit 439 –, -Hypersthen 429 –, in Meteoriten 437 Entekt 348 Entglasungsprodukt 150, 153 Enthalpie, freie 329, 358, 360, 361 Entmischung –, antiperthitische 119 –, liquide 190, 192, 238, 242 –, perthitische 119 Entmischungskurve 118 Entwässerungskurve, Druckabhängigkeit 365 Entwässerungsreaktion 234, 312, 332, 363, 364, 370 –, bei PH2O < Ptot 367
Index –, bei PH2O = Ptotal 363 –, Clausius-Clapeyron’sche Gleichung 364 –, Gleichgewichtskurve 363, 365, 366 –, Steigung 366 –, metamorphe 234 Entweichungsgeschwindigkeit 442 Entwicklung, magmatische 189 Epidot 80, 87, 88, 259, 291, 336 f, 383 –, -Amphibolit 336 –, -Amphibolitfazies 388 ff –, ACF-Diagramm 392 –, Zonarbau 356 Epidot-Blauschieferfazies 398 Epikontinentalmeer 299 Epizone 387 Epsomit 171, 306, 308 Erbsenstein (siehe Pisolith) 65, 172 Erdalkali-Chlorid 307 Erdbeben 408 Erdbebenhäufigkeit 161 Erdbebenstation 408 Erdbebenwellen 408 ff –, Ausbreitung im Erdinnern 409 –, Brennfleck 409 –, Fortpflanzungsgeschwindigkeit 222, 408, 410 ff –, Geschwindigkeitsverteilung 410 –, im Erdinnern 410 –, im Inneren des Mondes 429 –, Laufzeitkurven 408 –, Schatten des Kerns 409 –, Typ 408 –, Typen 408 Erde –, Aufbau, innerer, seismischer Befund 408 –, Aufbau, seismischer 410 –, Chemismus, früher 450 –, Dichte 408 –, Eisenkern 449 –, Entwicklung 447 –, Gesamtmasse 450 –, Gliederung 410 –, Magnetfeld 424 –, Massenanteile 450 –, Modell 409 –, Schalenbau 405, 407, 410 –, Schalenmodell 409 –, Zusammensetzung 451 –, chemische 450 –, mittlere 451 Erdinneres –, Bau 405, 407 –, Stoffbestand 405 Erdkern 407, 422 –, äußerer 410, 423 –, Dichte 423 –, leichte Elemente 450 –, Liquidustemperaturen 424 –, S-Wellen-Geschwindigkeit 423 –, Gliederung 423 –, innerer 2, 410, 423 –, Liquidustemperaturen 424 –, P-Wellen-Geschwindigkeit 423
–, Parameter, physikalische 407 –, Temperatur 424 –, Zusammensetzung 423, 451 Erdkruste 407, 410 –, hypabyssische Bereiche 138 –, junger Orogengürtel 414 –, kontinentale 412, 447 –, Clarke-Werte 453 –, Gliederung 412 –, Rb/Sr-Verhältnis 471 –, Tiefenprofil 412 –, Mächtigkeit 410, 414 –, Mineralhäufigkeit 10 –, Mineralvorkommen 11 –, ozeanische 411, 447 –, Aufbau 411 –, Clarke-Werte 453 –, Mächtigkeit 412 –, Parameter, physikalische 407 –, Zusammensetzung 135 –, Berechnung 452, 453 –, chemische 452 Erdmantel 407, 410, 414 –, Anatexis 414 –, Aufbau 407 –, Basalt-Magmen 414 –, Chemismus 450 –, lithosphärischer, chemische Heterogenität 419 –, Modell, Mineral-Paragenesen 421 –, oberer 410, 414 –, Aufschmelzverhalten 221 –, chemischen Inhomogenität 418 –, Eklogit 415 –, Low-Velocity-Zone 419 –, Peridotit 416 –, Poisson-Zahl 416 –, Pyrolit-Modell 416 –, seismische Anisotropie 416 –, Parameter, physikalische 407 –, peridotitischer, partielles Schmelzen 189 –, Rb/Sr-Verhältnis 471 –, Schmelzen 222 –, Schnitt 417 –, Tiefe 2 –, unterer 410, 422 –, Liquidustemperaturen 424 –, Zusammensetzung 422 –, Untergrenze, Temperatur 422 –, Wärmeproduktion, radioaktive 189 –, Wärmezufuhr 189 –, Zone erniedrigter Wellengeschwindigkeiten 222 –, Zusammensetzung 414, 451 Erdmond, Eisenkern 449 Erdöl, Erdgas 299, 309 Erdtiefe, Dichte 410 Erholung (recovery) 317, 345 Ersatz, diadocher 454 Eruption –, phreatomagmatische 167 –, plinianische 167 Eruptionssäule 166, 167 –, Gliederung 167
–, konvektive 167 Eruptivgestein (siehe Magmatit) 137 Erythrin 41 Erz- und Mineralgänge, hydrothermale 261 ff –, Antimon-Quarz- 266 –, Blei-Silber-Zink- 264 ff –, Definition 14 –, disseminiertes 257 –, Einteilung 14 –, Gold- und Gold-Silber- 263 –, Goldquarz-, orogene 262 f –, Hämatit- 266 f –, Kupfer- 263 f –, nichtmetallische 267 –, Prospektion 262 –, Red-Bed-Typ 293 –, Siderit- 266 f –, Verwitterung 281 ff –, Wismut-Kobalt-Nickel-Silber-Uran264 f –, Zinn-Silber-Wismut- 265 Erzgang, hydrothermaler 253 Erzgenese, Zustandsparameter 254 Erzhügel auf dem Ozeanboden 269 Erzkörper, sulfidischer, Verwitterung 281 ff Erzlagerstätte 296, 454 –, Bauwürdigkeit 454 –, Bildungsmechanismen 237 f –, Definition 14 –, hydrothermale 253 ff –, in Schwarzschiefern 296 –, karbonat-gebundene 300 f –, orthomagmatische 237 ff –, schichtgebundene 269 –, sedimentäre 300 ff –, sedimentär-exhalative (SEDEX) 271 –, submarin-vulkanogene 253 –, vulkanogen-massive (VMS) 270 f –, vulkanogen-sedimentäre 267 ff Erzmineral 14 –, Anreicherung 238 –, Ausscheidungsfolge 254 –, oxidisches 238 Erzmittel 261 Erzschmelze 238 Erzschornstein 269 ff Erzzone 258 Essexit (siehe Foidmonzogabbro) 155, 481 Ethmolith 175 Eu-Anomalie 459 euhedral (engl., siehe idiomorph) 340 Eukrit (Achondrit) 436 Eurasische Platte 330 eutektische Temperatur 197 ff eutektische Zusammensetzung 207 eutektischer Punkt 197 f, 200 ff, 210 ff, 217 eutektisches System 197 Evaporite 46, 286, 305 ff –, kontinentale (terrestrische) 305 f –, Minerale 306 –, marine 307 f –, Ausscheidungsfolge 308 –, Diagenese 308
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Index –, Entstehung 307 –, Metamorphose 309 –, Minerale 307 –, Serie 299 Exhalit 270 Exkavationsphase 325 Experiment –, geophysikalisches, Mondoberfläche 427 –, Hydrothermal- 348 –, Verhalten von Mafiten in basaltischen Magmen 209 –, zur Bildung SiO2-übersättigter und SiO2-untersättigter Magmen 203 –, zur Granitgenese 227 ff –, zur Kristallisationsabfolge basaltischer Magmen 197 Exploration 15 Explosion, künstliche 408 F fabric (engl., siehe Gefüge) 13 Fabulit 55 Fahle 31 Fahlerz 43 –, als Silbermineral 34 Fahlerzgruppe 264 Failed Rift 241, 301 Falkenauge 113 Fall, Definition 435 Fallphänomen 434 Falte, ptygmatische 347 Fältelung 342 Faltenachse 332, 335 Faltentextur 347 Faltung 13, 341 –, asymmetrische 342 –, symmetrische 342 Farbe 16 Faserserpentin (siehe Chrysotil) 105 Faserzeolith 126 Fassait 441 –, in Meteoriten 437 Faujasit 128 –, -Käfig 125 Fayalit 4, 81, 82, 372 f, 421 –, in Meteoriten 437 –, Magnetit+Quarz-Puffer 372 –, Schmelzpunkt 209 Fazies –, metamorphe 381 ff –, Definition 381 –, Übersicht 390 –, sedimentäre 294 Faziesprinzip 387 –, Begründung 387 –, Gleichgewicht, thermodynamisches 388 Faziesserie 389 –, Hochdruck- 389, 397 –, metamorphe 389 –, -T-Diagramm 388 –, Mitteldruck- 389 –, Niederdruck- 389 Fazieswechsel 262
–, lateraler 262 –, vertikaler 262 Fe(OH)3 302 Fe3+-Oxid-Hydrosol 302 Fe-Chlorit 373 FeCl+ 272 Fe-Cordierit 373 Feld, geothermisches 326 –, Gradient, geothermischer 326 Feldspat 12 –, Barium- 117 –, Eigenschaften 119 –, Entmischungsvorgänge 118 –, -Familie 116 –, in Meteoriten 437 –, inkompatibel Elemente 247 –, Kristallmorphologie 119 –, Kristallstruktur 116, 117 –, Mischkristallbildung 117 –, -Pegmatit 251 –, Phasenbeziehungen 116 –, Strukturzustand 117 –, Umwandlung in Topas 256 –, Verwitterung 277 Feldspatoid 109, 123 ff –, zur Gesteinsklassifikation 139 Feldspatvertreter (siehe Feldspatoid) 123 Fels (Granofels), 335 Felsit 240 Felsnadel 166 Fe-Mg-Karpholith 398 Fenitisierung 124, 350 Fennoscandia 412 Fennoskandisches Metamorphikum, Migmatit 347 Fennoskandischer Schild, Migmatit 346 Fenstergefüge 297 Fensterquarz 113 Ferberit 73 Ferricrete 279 Ferritspinell 51 Ferroaktinolith 97 ferroan Anorthosits (engl., siehe anorthositischer Gabbro 428 Ferroanthophyllit 97 Ferrobasalt 220 Ferroedenit 98 Ferrogedrit 97 Ferroglaukophan 99 Ferrohypersthen 93 f Ferrokarbonatit 159 Ferrokarpholith 315, 330 Ferromangan 57 Ferropargasit 98 Ferroplatin, ged. 243 Ferrosalit 93, 94 Ferrosilit, in Meteoriten 437 Ferrotitan 55 Ferro-Tschermakit 98 Ferrozirkon 83 ferruginous chert (engl., siehe Hornstein, eisenschüssiger) 270 Festeinschluss 132 Festgestein 13 Fe-Ti-Oxid-Lagerstätte 241 f
–, Anorthosit-Massive 241 f –, Layered Intrusions 241 Feuerball 434 Feueropal 116 Feuerstein 114, 300 Fibrolith 84 Filterpressung 178, 191, 228, 239 Flächendiagonale des Würfels 8 Flächenstreifung 16 Fladenlava 163 Flädle (Glasbombe) 325 Flechten 276 Fleckschiefer 338 Fließen, kataklastisches 322, 344 Fließfalte 347 Fließgefüge 13, 138, 183, 318, 346 Fließgrenze 344 Fließzone 382 Flint 114, 300 Floatstone 297 Flotationskumulat 191, 192 Fluid 317, 344, 349 –, -Druck 317, 344 –, -Fluss, kanalisierter 349 –, Fugazität 317 –, Spezies, Partialdruck 317 –, überkritisches 317, 349 fluid inclusion (engl., siehe Flüssigkeitseinschluss) 131 fluid overpressure (engl., siehe Phase, fluide, Überdruck) 317 Fluid, überkritisches 249, 253 Fluiddruck 358, 367 Fluorapatit 76 Fluoreszenz 16 Fluorit 5, 8, 45, 46 f –, Anisotropie der Härte 5 –, Ausscheidung 254, 256 –, -Gänge 267 –, Kristallstruktur 47 –, Lagerstätten 244 –, karbonat-gebundene 301 –, schichtgebundene Lagerstätten 267 Fluor-Metasomatose 350 Fluorphlogopit 103 Fluss –, Bodenfracht 287 –, -System, verzweigtes 287 Flussdelta 287 Flüssigkeit –, Binghamsche 183 –, Newtonsche 183 Flüssigkeitseinschlüsse 131 f, 249 –, Bildungstemperatur 134 –, chemische Zusammensetzung 134 –, Homogenisierungstemperatur 134 –, Isochore 376 –, mikrothermometrische Untersuchung 133 –, primäre 132, 133 –, pseudosekundäre 132, 133 –, Reäquilibrierung 133 –, sekundäre 132, 133 –, Tochterminerale 132 –, Volumen 132
Index –, Wirtminerale 133 Flussmittel 47 Fluss-Sand, Korngrößenverteilung 288 Fluss-Säure 47 Fluss-Schotter 287 Fluss-Seife 292 Flussspat (siehe Fluorit ) 46 Flutbasalt –, kontinentaler 150, 164, 459 –, ozeanischer 220 –, -Plateau –, ozeanisches 165 flute cast (engl., siehe Strömungsmarke) 339 FMQ-Pufferkurve 373 Foid (siehe Feldspatoid) 123, 481 Foiddiorit 140, 155 Foidgabbro 140, 155 Foidit 140, 143, 157, 481 –, phonolithischer 140 –, tephritischer 140 Foidmonzodiorit 140, 155 Foidmonzogabbro 140, 155 Foidmonzosyenit 140 Foidolit 140, 155 Foidolith 350 Foidsyenit 140, 154 foliation 342 Foraminiferen 299 Förderkanal, zentraler 165 Förderprodukt, pyroklastisches 167 Förderung –, effusive 137, 163 ff –, explosive 166 ff –, extrusive 165 f fore reef (engl., siehe Vorriff) 299 Forellenstein (siehe Troktolith) 148 Formationswasser 300 Formregelung 342 Formveränderung, elastische 409 Forsterit 80 f, 82, 209 ff, 212, 213, 215 f, 365, 370, 421 –, in Meteoriten 437 –, Schmelzpunkt 209 –, -Ziegel 82 Fossil, Bildungstemperatur 463 Fossilfundstätte 295 Foyait 140, 154, 481 fracturing, hydraulic (engl., siehe Gesteinsverband, Zerrüttung) 254 Fragmentierung 167 Fragmentierungsniveau 166 Fraktionierung –, gravitative 205 –, konvektive 192 Fraktionierungsfaktor 464 Fraktionierungskurve 228 –, isobare 228 Fraktionierungsprozess 228 Fraktionierungsvorgang –, gravitativer 239 Framboide 295 Framestone 297 framework silicates (engl., siehe Gerüstsilikate) 81
Franciscan Formation (Kalifornien) 397 Freibergit 21, 34, 263, 264 Freie Enthalpie 345, 358, 361 Freigold 22, 263 Freiheitsgrad 196, 357 Friktionswärme 316, 322 Frittung 320 Frostsprengung 276 Frostverwitterung 276 Fruchtschiefer 318 f, 338 Fuchsit 103 Fugazität 317 Fugazitätskoeffizient 317 Fulgurit 115 Fülleisen (siehe Plessit) 23, 444 Fullerene 435 Fumarole 171, 253 –, Borhaltige 171 –, Hochtemperatur- 171 –, Tieftemperatur- 171 Fumarolenprodukte 171 Fund, Definition 435 Gabbro 13, 139 ff, 146, 148, 149, 269, 411, 480 –, ACF-Diagramm 383 –, A'KF-Diagramm 383 –, anorthositischer 428, 429 –, chemische Zusammensetzung 142 –, foidführender 141 –, Häufigkeit in der Erdkruste 135 –, ozenischer, metamorpher 331 –, schichtige Intrusion, Lagerstättenbildung 238 –, Varietäten 146 G Gabbrodiorit 148, 480 Gabbro-Gruppe 141 Gabbronorit 140 f, 146 Gabbroporphyrit 141 Galenit 9, 21, 33, 34, 260, 262, 264 f, 271, 300 –, Kristallstruktur 34 –, silberreicher 263 Galmei 64, 283 Gang 174, 169, 254 –, Antimon-Quarz-, telethermaler 266 –, Baryt 267 –, Fluorit 267 –, Gefüge 264 –, Gold-Quarz-, orogener 262 –, hydrothermaler 237, 261 ff –, nichtmetallische Lagerstätte 267 –, magmatischer 138 –, magmatischer, Kontaktmetamorphose 320 –, Quarz 267 –, vulkanischer 137 Gangart 261, 264 Gangformation 262 Ganggestein 138, 140 –, dunkles 139, 141 –, leukokrates 141 Gangschwarm 174
Gangstockwerk, oberes 265 Gangverbesserung 263 Gangveredelung 265 Gangverschlechterung 263 Gangzug 262 Garbenschiefer 338 Garnierit (siehe Népouit) 106, 281 Gase, vulkanische 137, 170, 180 Gasfreisetzung 166 Gasschubregion 166 f Gastransport 171, 190 Gebirgsbildung 326, 376 Gebirgsbildungsphase 326 Gebirgsbogen, magmatischer 220 Gedrit-Ferrogedrit 97 Gefrierpunktserniedrigung 134 Gefüge 13, 286, 311 –, Anlagerungs- 13 –, dekussates (gekreuztes) 340 –, -Elemente 13 –, Erzgang 264 –, fibroblastisches 340 –, Fließ- 13 –, granoblastisches 340 –, helizitisches 340 –, hypidiomorph-körniges 146 –, idioblastisches 340 –, Korona- 340 –, kristalloblastisches 338 ff –, Lagen- 13 –, lepidoblastisches 340 –, metamorphes, Kornverwachsung 340 –, nematoblastisches 340 –, ophitisches 203 –, Orientierungs- 13 –, poikoblastisches 340 –, Polygonal- 340 –, porphyrisches 13, 138 –, Regelung 13, 338, 341, 342 –, Typen 342 –, Schlieren- 13 –, Schollen- 13 –, sphärolitisches 13 –, subidioblastisches 340 –, tektonisches 13 –, Verteilungs- 13 –, xenoblastisches 340 Gefügeelement –, Formänderung 341 –, Rotation 341 –, Translation 341 Gefügekoordinaten 342 Gefügerelikt 313, 339 Gehlenit 80, 87 Gelbbleierz (siehe Wulfenit) 72 Gelberz 270 Gelmagnesit 63 Gelpyrit (siehe Pyrit, gelförmiger) 300 Geobarometer 374 ff , 447 –, Isoplethe 375 –, Phengit- 376 Geobarometrie 374 Geochemie 15, 447 ff –, Anwendungsgebiete 15
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Index –, Isotopen- 15 –, organische 15 Geochronologie 463, 467, 468 –, Isotope radiogene 467 Geode 11, 113, 172 Geologie 15 Geophysik 15, 404, 406, 408 ff, 429 f Geotherm 221, 222 –, kontinentaler 222 –, ozeanischer 222 geothermisches Feld 326 –, Gradient, geothermischer 326 Geothermometer 374 ff, 447, 464 –, Isoplethe 375 Geothermometrie 374 Geowissenschaften 15 Germanat 420 Germanit 260 Gersdorffit 8 Gerüstbildner 299 Gerüstbinder 299 Gerüstsilikate 3, 79, 108 f, Gesamtdruck 367 Gesamtverteilungskoeffizient 455 Geschiebemergel, Korngrößenverteilung 288 Geschwindigkeit, kosmische 323, 434 Gesetz der Winkelkonstanz 6 Gesteine 2, 12 –, Al2O3-Sättigungsgrad 143 –, basaltische –, Diskriminations-Diagramm 461 –, Soliduskurve 234 –, Verwendung 153 –, Bildungsbedingungen 12 –, Bildungstemperatur 463 –, Charakterisierung 12 –, Definition 12 –, Eigenschaft, lithologische 344 –, eklogitfazielle –, granitisches, Diskriminations-Diagramm 461 –, im Verband mit Blauschiefern 399 –, im Verband mit Gneisen und Granuliten 400 –, mit Ultrahochdruckparagenesen 401 –, felsische, Lagerstättenbildung 238 –, Gefüge 12, 13, 138 –, Geländeansprache 14 –, gleichkörnige 13 –, Grundmasse (Matrix) 13 –, Häufigkeit in der Erdkruste 14, 135 –, Heterogenität 12 –, Heteromorphie 12, 143 –, kontaktmetamorphe 337 f –, magmatische 14, 135, 137 ff, 452 –, chemische Zusammensetzung 142 –, geologische Stellung 138 –, Häufigkeit in der Erdkruste 135 –, Klassifikation 138 ff –, Korngrößeneinteilung 13 –, Modalbestand 139 –, Verbandsverhältnisse 138 –, metamorphe 12 ff, 135, 311 ff, 355 –, Ausgangsmaterial 313 f
–, Gefüge 332, 338 ff –, Gefügeregelung 341 ff –, Gleichgewichtsbeziehung 356 –, Häufigkeit in der Erdkruste 14, 135 –, Isotopfraktionierung 463 –, Korngrößeneinteilung 13 –, Kornverwachsungen 340 –, Nomenklatur 332 ff –, Mineralbestand, Gefüge 355 –, Mineralinhalt 12 –, monomineralische 12 –, nutzbare 14 –, plutonische 12, 14, 137 ff, –, polymetamorphe 311 –, polymineralische 12 –, Porosität 13 –, pyroklastische 137, 169 f –, regionalmetamorphe 332 ff –, Sediment- 135, 285 ff –, SiO2-Sättigungsgrad 143 –, Struktur 13 –, subvulkanische 138, 140, 174 –, Textur 13 –, ultramafische 141, 148, 153 f, 159, 238 –, Lagerstättenbildung 238 ff –, ungleichkörnige 13 –, vulkanische 4, 12 ff, 137 ff, 163 ff –, Klassifikation 143 Gesteinsabsonderung 14 gesteinsbildende Prozesse 14 Gesteinsgefüge 14 f Gesteinsglas 13, 156, 157 Gesteinsmetamorphose (siehe auch Metamorphose) 14, 15, 289, 311 ff –, regionale 189 Gesteinsverband 14 –, Zerrüttung 254 Geyserit 116 Geysir 116, 171 –, Old Faithful (Yellowstone-Park) 172 Gezeitenkräfte 430 giant impact 431 giant placer goldfield (engl., siehe Riesengoldseife) 292 Gibbs’ free energy (engl., siehe Enthalpie, freie) 358 Gibbs’sche Phasenregel 196, 356 ff, 358, 368 f Gibbsit 49, 58, 278, 280 Gibbs-Methode der differentiellen Thermodynamik 376 Gichtgas 448 Gipfel-Effusion 165 Gips 7, 69, 71, 171, 306 ff –, Ausblühung 278 –, gebrannter 71 –, -Hut 309 –, Kristallstruktur 69 –, Löslichkeit 277 –, Zwillinge 71 Gipsrose 71 Gitterdefekte 317 Gitterkonstante 9, 345 Gitterpunkt 4 –, Translation 6
Gitterregelung 342, 344 Glanz 16 Glanze 31 Glas –, diaplektisches 325 –, natürliches 12 –, vulkanisches 4, 137 Glasasche 169 Glasbildung 320 Glasbombe 325 Glaskopf –, Brauner 59, 282 –, Roter 54 –, Schwarzer 57 Glasmatrix 153 Glasopal (siehe Hyalit) 115, 116 Glaubersalz (siehe Mirabilit) 306 Glaukonit 287 Glaukophan 315, 330, 337, 388, 397 ff Glaukophan-Ferroglaukophan 97, 99 Glaukophanit 337, 400 Glaukophanschiefer 337 Glaukophanschieferfazies (siehe Blauschieferfazies) 397 Gleichgewicht –, physikalisch-chemisches, Neueinstellung 312 –, thermodynamisches 315, 356, 381 –, Feststellung 356 Gleichgewichtsfläche 369 Gleichgewichtsgefüge 345 Gleichgewichtskonstante 375 Gleichgewichtskristallisation 195, 215, 456 Gleichgewichtskurve 357, 360, 361, 368 –, Berechnung 373 –, Druckabhängigkeit 368 –, Steigung 361, 364, 367 –, univariante 196, 197, 358 ff, 372 Gleichgewichtsparagenese 355 –, invariante 363 –, univariante 363 Gleichgewichtsschmelzen 216 f, 456 Gleichgewichtstemperatur 361 Gleichgewichtszustand, thermodynamischer 358 Gleichung, Clausius-Clapeyron’sche 364, 367 Gleitspiegelebene 6 Gleitung, laminare 341 Glimmer 7, 100 f, 102, 277, 291, 326, 332 ff –, -Gruppe 102 –, Häufigkeit in der Erdkruste 10 –, inkompatible Elemente 247 –, Löslichkeit 277 –, -Pegmatit 251 –, Schichtstruktur 100, 101 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Glimmerschiefer 326, 332 ff, 393 Globigerina 299 Globigerinenschlamm 294 Glomar Challenger (Forschungsschiff) 331, 411 Glutlawine 137 f, 165 ff Glutwolke 137 f, 168 –, absteigende 166
Index Gneis 13, 262, 326, 335 –, -Gefüge 335 –, metatektischer 346 –, regionale Bezeichnungen 335 Gneismasse, Münchberger 400 gneiss (engl., siehe Gneis) 335 Goethit 49, 58, 59, 156, 157, 278 f, 281 f, 301 Gold –, Erz 283 –, subvulkanische Abfolge 263 –, ged. 8, 21 f, 40, 243, 251, 283, 292 –, Amalgamierung 22 –, Erzmineral 39 –, Gewinnung 22 –, Nugget 22 –, Konzentrations-Clarke 454 –, Mobilisierung 262 –, -Nugget 281 –, -Quarz-Gänge, orogene 262 –, Seife 22, 292 –, fossile 22, 292 f –, -Silber-Telluride 262 –, Transport 262 –, und Gold-Silber-Lagerstätten, epithermale 263 Goldberyll 90 Goldselenide 263 Goldtelluride 263 Goldtopas 113 Gondit 304 Gondwana 175 Goshenit 90 Gossan (engl., siehe Eiserner Hut) 282 Grabenzone, intrakontinentale 157 graded bedding (engl., siehe Schichtung, gradierte ) 287 Gradient –, chemischer 190 –, geothermischer 262, 389 –, Archaikum 223, 243 –, Phanerozoischer 154 –, Proterozoischer 154 –, stabiler 376 –, subkontinentaler 28 grain-boundary sliding 345 Grainstone 297 Granat 12, 13, 81, 83 ff, 291, 293, 326, 328 f, 332 ff, 372 ff, 374, 379, 384, 457 –, böhmischer 84 –, Chloritisierung 313 –, Flüssigkeitseinschlüsse 133 –, fragmentierter 343 –, -Glaukophanit 334 f –, Großkristall 313 –, -Gruppe 9, 81, 83 ff –, Pyralspit-Reihe 83 –, Ugrandit-Reihe 83 –, -Lherzolith 417 –, Aufschmelzen 221 –, Xenolith 416 –, Porphyroblast 313, 343 –, -Pyrolit 418 –, Stabilitätsfeld 417 –, Pyrop-reicher 221 –, Seltenerd-Elemente 458
–, Wachstum 343 –, syntektonisches 343 –, Zonarbau 356 Granatperidotit 148, 159 Granatwachstum, Dauer 471 Granatzone 326 Granit 13, 139 f, 145, 225 ff, 240, 243, 255 f, 312, 480 –, ACF-Diagramm 383 –, A'KF-Diagramm –, A-Typ (anorogenic source rocks) 227 –, chemische Zusammensetzung 142 –, Dichte 408 –, Diskrimination 462 –, Einteilung 145 –, Gefüge 11, 146 –, hypidiomorph-körniges 146 –, porphyrartiges 146 –, genetische Einteilung 226 f –, Häufigkeit in der Erdkruste 135 –, Isotopen-Geochemie 226 –, I-Typ (igneous source rocks) 226 –, Kristallisationsverlauf 207, 227 ff, –, metaluminoser 226 –, Mineralbestand 145 –, Modalbestand 145 –, M-Typ (mantle source rocks) 227 –, -Pegmatit 247 –, Hauptgemengteile 250 –, pegmatitischer, Entstehung 249 –, peralkaliner 226 –, peraluminoser 226 –, Phasenbeziehungen 227 –, REE-Muster 459 –, -Solidus 367 –, Soliduskurven 230, 234 –, H2O-gesättigte 230 –, S-Typ (sedimentary source rocks) 226 –, Verwitterungsbildungen 279 –, Wollsack-Verwitterung 14 Granitgenese 227 –, Experimente in Modellsystemen 227 Granitgneis 312, 335 Granit-Magma 189 f, 226 –, Aufstieg 190 –, Ausgangsgesteine 226 –, Bildung 189 f –, genetische Einteilung 189, 226 Granitpluton 146 –, Bildung 232 –, Intrusionstiefe 232 Granitporphyr 141, 256 Granitsystem, natürliches 234 f Granodiorit 140, 146, 147, 234, 258, 480 –, ACF-Diagramm 383 –, A'KF-Diagramm 383 –, chemische Zusammensetzung 142 –, Häufigkeit 135 –, Phasenbeziehungen 227 –, Soliduskurve 234 Granofels 312, 335 granofels (engl., siehe Granofels) 312 Granophyr 240, 243 Granulite 326, 332, 333, 335 f, 377 –, dunkle 336
–, helle 336, 395 –, mafische 189 Granulitfazies 388 f, 394 –, ACF-Diagramm 392 –, Subfazies 395 Graphit 8, 24, 315, 363, 372, 444 –, in Meteoriten 437 –, Schichtstruktur 25 f –, Stabilität 28 Graptolithenschiefer 295 Gratonit 8 Graupe 56 Grauwacken 290 ff, 313, 335, 383 –, feldspatarme 291 –, feldspatreiche 291 –, Mineralbestand 12 –, unreine 291 Greenalith 106 Greenockit 8 greenschist (engl., siehe Grünschiefer) 337 greenstone 337 Greigit 39, 52 Greisen 256 Grenzflächenwelle 409 Griffelschiefer 332 Grossular 83, 375, 383 f –, -Andradit-Granat 259 Grundgebirge –, kristallines 15, 146 –, prävulkanisches 258 Grundgewebe 13, 319, 340, 343 Grundmasse 13, 138, 148 ff, 155 ff Grundwasser 283, 301 –, Fe-Gehalt 301 Grundwasserspiegel 282 f –, oszillierender 283 Grunerit 98 Grünschiefer 337, 377 Grünschieferfazies 388 ff, 390 –, ACF-Diagramm 392 –, Phasenbeziehungen 390 –, Subfazies 391 –, Temperaturgrenze 391 Grünschlick, hemipelagischer 294 Grünstein 153 –, -Gürtel 154, 243 –, archaische 262 Gruppensilikate 3, 79 f, 87 Guano 77, 305 H Habitus 5 Hafnium 83, 251 Haibacher Gneis (Spessart) 332 Halbleiter 55 Halbmetall (siehe Metalloid) 24 Halbwertsbreite 296 Halbwertszeit 467 half life (engl., siehe Halbwertszeit) 467 Halit 5, 8, 45, 46, 277 f, 306 f –, Anisotropie der Härte 5 –, Ausblühung 278 –, Bedeutung 309 –, Löslichkeit 277
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Index –, Struktur 46 Halitit 307 Halloysit 102, 107, 278 f Halogen, Elektronegativität 448 Halogenide 3, 45 ff Halokinese 309 Hämatit 8, 49, 54, 58, 59, 144, 150, 151, 156, 157, 254, 260, 266 f, 279, 301, 371 ff –, Ausscheidung 272 –, -Erzgänge 266 f –, -Magnetit-Puffer 372 –, Neubildung –, Klimaabhänigkeit 279 –, Kristallstruktur 53 –, Stabilitätsfeld 301, 371 Hämatitquarzit (BIF) 302 Haplogranit-System 227 Haplogranodiorit-System 227 Harker-Diagramm 188, 191 Harnisch-Fläche 342 Harpolith 175 Hartblei 38 Härte, Anisotropie 5, 26 Härtekurve 5 Härteskala, Mohs’sche 5 Hartsalz 307 –, anhydritisches 307 –, kieseritisches 307, 309 Hartschiefer 322 Harzburgit 141, 148, 221, 224 Hastingsit 98 Häufigkeitskurve, Korngrößen 288 Hauptelemente 142 Hauptgemengteile 12 Hausmannit 266 Hauyn 109, 124 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Hawaiit 157 –, Basalte ozeanischer Inseln 220 –, magmatische Temperaturen 181 f –, Magmenbildung 189 –, Schildvulkane 165 H-Chondrit (siehe Olivin-BronzitChondrit) 440 Hebung, tektonische 407 Hectorit 108 Hedenbergit 93 ff, 429 –, in Meteoriten 437 HED-Gruppe 441 Heiz-Kühl-Tisch 133, 134 Heliotrop 114 Helleniden –, externe 398 –, Hochdruckgürtel 331 –, Ophiolith-Komplex 411 Hellglimmer 85, 290, 326, 331 –, Neubildung 256 –, phengitischer 326, 330 Hemimorphit 7, 64, 283 Henry’sches Gesetz 455 Hercynit 51, 373 Herdlösung 420 Hermann-Mauguin-System 7 Heulandit 109, 126, 127, 172, 366, 390 –, Entwässerungsreaktion 366
Hexaedrit 23, 444, 446 hexagonal 8, 10 Hexahydrit 308 Hiddenit 96 high field strenth elements (engl., siehe Elemente hoher Feldstärke – HFSElement) 221, 449 f High-Al-Basalt 223 High-Al-Olivin-Tholeiit 223 High-Alumina-Basalt, Soliduskurve 234 High-Ti-Gruppe (FETI) 428 Himbeerspat 64 Hoba-Meteorit (Hoba-West-Farm, b. Grootfontein, Namibia) 435 Hoch-Albit 117, 119, 295 Hoch-Bornit 32 Hoch-Cristobalit 110, 115 Hochdruckautoklav 181, 401 Hochdruckexperiment 363 Hochdruck-Faziesserie 389, 397 Hochdruckgesteine, Paragenesen 330 Hochdruckgürtel 330 Hochdruck-Hochtemperaturexperiment 373 Hochdruckmetamorphose 314, 329 ff, 389, 397 f Hochdruckminerale 316 Hochdruckpresse 415 hochhydrothermale Bildungen 352 Hochofen-Prozess 448 Hochofenschlacke 448 Hoch-P/T-Serie 388 Hochquarz 8, 110 ff, 114 –, Existenzfeld 111 –, Kristalltracht 112 –, Struktur 111 –, Umwandlung in Tiefquarz 114 Hochtemperatur-Begrenzung der Metamorphose 315 Hochtemperatur-Fumarole 171 Hochtemperatur-Metamorphose 320 Hochtemperatur-Peridotit 223 Hochtemperatur-Supraleiter 55 Hoch-Tridymit 110, 115 Hollandit 57 holokristallin 13, 138 hololeukokrat 139, 480 f holomelanokrat 139, 153, 480 f Holzopal 116 Holz-Zinn 56, 265 Homogenisierung, nebulitische 347 Homogenisierungstemperatur 134 Homogenität 5 –, chemische 3 –, physikalische 3 –, statistische Honigblende 34 Hornblende 97, 98 f, 146, 147, 336, 379, 387, 480 f –, basaltische 98 f, 150 ff –, gemeine 99 –, -Hornfels-Fazies 389, 396 –, ACF-Diagramm 392 –, Plagioklas-Gneise 337 –, Seltenerd-Elemente 458
Hornblendefelse 337 Hornblendegabbro 148 Hornblendegranit 145 Hornblendeperidotit 148 Hornblendeschiefer 337 Hornfels 320, 337 –, Hornblende- 338 –, Kalksilikat- 338 –, -Klasse, ACF-Diagramm 384 –, metapelitischer 337 –, ultramafischer 338 Hornfelsfazies 396 Hornstein 114, 270, 302 –, eisenschüssiger 270 Horsetail-Struktur 264 hot lahar (siehe Schlammstom, heißer) 167 Hot Spot 161, 220, 240, 422 –, Ursache 422 –, -Vulkanismus 162 Howardit (Achondrit) 436 HREE 458 Hübnerit 73 Hügelstrukturen, karbonatische 299 Huminsäure 276, 292 Hüttenspat 47 hyalin 13 Hyalit 115, 116 Hyaloklastit 164 Hyalomylonit 323 Hyalo-Nephelinbasanit 156, 157 Hyalophan 109, 117 Hyazinth 83 Hybrid-Bindung 80 Hydrargillit (siehe Gibbsit) 49, 58, 278 Hydratisierungsreaktion 313 hydraulic fracturing (engl., siehe Zerbrechen, hydraulisches ) 258, 317 Hydroglimmer 277, 290 –, -Gruppe 102, 104 Hydromuscovit (siehe Illit) 104 Hydrophan 116 Hydrothermal –, -Experiment 181, 348, 363 –, -Kaolin 280 –, -System 466 –, Schwefel-Isotope 466 Hydrothermalautoklave 415 Hydrotherme 237, 269 –, tieftemperierte 266 Hydroxide 3, 49, 58 f Hydroxilgruppe 184 Hydroxylapatit 76 Hypersolvus –, -Granit 207, 228 –,-Syenit 207 Hypersthen 81, 93, 94, 144, 384, 387 –, -Chondrit 94, 439 hypidiomorph 13 hypokristallin 13 I IAT (Island Arc Tholeiites) 220 ICP (induktiv gekoppelte Plasmaspektroskopie) 143
Index Iddingsit 156, 157 idiomorph 11, 13, 340 Igmerald 90 igneous layering (engl., siehe Schichtung, magmatische) 176 igneous rocks (engl., siehe Gestein, magmatisches) 137 Ignimbrit 137, 168, 169, 193 Ijolith 155, 157, 350, 481 Ile de Groix (Frankreich), Blauschieferfazies 397 Illit 102, 104, 277, 279 –, Halbwertsbreite 296 –, -Kristallinität 104, 296, 315 –, Neubildung 277 Ilmenit 8, 49, 54 f, 94, 144, 238, 241, 242, 292, 372, 429, 457 –, Erzlagerstätte 238 –, Kristallstruktur 53 –, -Lamellen 52 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Ilmenitsand 55 Impakt –, -Ereignis 435 –, -Krater 434 –, -Metamorphose 323 ff Imprägnation 254 –, hydrothermale 237, 253, 255 ff, 261 –, schichtige 293 –, subvulkanische 259 Imprägnationslagerstätte, hydrothermale 255 ff Indexmineral –, metamorphes 312, 326, 387 –, Zonenfolge 387 Indigolith 92 Indizes –, Bravais- 9 –, Miller’sche 9 Indizierung, kristallographische 9 induktiv gekoppelte Plasmaspektroskopie (ICP) 143 Industrie-Mineral 250 Inkohlung 314 Inosilikate (siehe Ketten- u. Doppelkettensilikate) 80 ff, 92 ff Insel, ozeanische 165 –, Erdkruste 412 Inselbogen 220 –, -Tholeiit 461 –, MORB-normiertes SpuremelementMuster 460 Inselsilikate 3, 79 f, 81 ff, 215 Intergranularfilm 349 Interkumulusschmelze 191 intermediate albite 119 International Mineralogical Association (IMA) 94 International Union of Geological Sciences (IUGS) 139 Internrelikt 340 Intraklasten 297 Intramikrit 297 Intraplattenbasalt 220, 461 –, kontinentaler 220
–, ozeanischer 220 Intraplattengranit 461 Intraplattenvulkanismus 220, 422 Intrasparit 297 Intrusion 137 –, Layered 13, 177 –, magmatische 378 –, plutonische 174, 175 –, schichtige 13, 177 –, subvulkanische 174, 175 Intrusionsalter 468 Intrusionstemperatur 321 Intrusivkörper –, Maximaltemperatur des Nebengesteins 321 –, plutonischer, Formen 174 –, subvulkanischer, Formen 174 Inuit 102 invarianter Punkt 197 ff Inversion 6 Inversionszentrum 6 Invers-Spinell 51 Invertebraten 299 inverted pigeonite (engl., siehe PigeonitAugit-Entmischung) 95 Ion 287 Ionenbindung 31, 49, 448 Ionenkomplex 287 Ionenkoordination 477 Ionenladung 449, 450 Ionenpotential 449 Ionenradius 449, 450, 477 Ionensonde 455, 473 Iridium-Anomalie 435 Iridosmium 24 ironstone, Phanerozoic (engl., siehe Eisenstein, phanerozoischer) 302 f Island Arc Tholeiites (IAT) 220 Isochore 133, 376 Isochrone 470 Isochronendarstellung 471 Isochronendiagramm 469 Isochronenmethode 469 Isograde 326 f Isostasie 420 Isotope –, Anfangsverhältnis 469 –, Definition 462 –, Fraktionierung 463 –, Geothermometer 463 –, radiogene 463, 467 –, stabile 463 –, Verteilungsgleichgewichte 447 –, Trennung 462 Isotopenfraktionierung 463 –, Temperaturabhängigkeit 463 Isotopengeochemie 15, 462 ff Isotopengeologie 463 Isotopenreservoir 463 Isotopensystem, radiogenes 447 Isotopenverhältniss 469 –, Bezugsstandard 463 isotrop 5 Itabirit 52, 54, 302 I-Typ-Granit (igneous source rocks) 226
IUGS-Klassifikation 139 ff Ivreakörper (sog. Vogelkopf), seismisches Profil 414 J Jacupirangit 481 Jade 95 Jadeit 93, 95, 229 f, 314, 330, 335, 363, 388, 397 ff Jadeitgneis 335, 400 Japaner-Gesetz 112 Japaner-Zwilling 112 Jaspilit (BIF) 54, 114, 302 Jaspis 114, 115 –, -Gruppe 114 –, Varietäten 114 Job Charnock 336 Johannesbrotbaum 27 Joides Resolution (Forschungsschiff) 411 Jotunit 336 K Kainit 307 –, -Hut 309 Kakirit (siehe Reibungsbreccie) 322 Kalialaun 5, 171 –, Wachstumsgeschwindigkeit 5 Kalidünger 48 Kalifeldspat 12, 108, 110, 121 f, 144, 146, 147, 150, 151, 205, 326, 329, 351, 363 f, 367 f, 376, 383 f, 386 –, AKFM-Tetraeder 385 –, Bildung 204 ff –, Entmischung, lamellare 118 –, Entropie 365 –, in Meteoriten 437 –, inkongruentes Schmelzen 204, 205 –, Molvolumen 365 –, Projektionspunkt 386 –, Strukturzustand 118 Kalifeldspatblastese 351 Kaliophilit 8, 144 Kalisalpeter (siehe Niter) 306 Kalisalze 48, 307 ff, 309 Kalium –, -Argon-Datierung 473 –, -Argon-Methode 474 –, Isotope 473 Kalkalgen 299 Kalkalkali –, -Basalt 220, 461 –, in Inselbögen, SpurenelementMuster 460 –, -Lamprophyr 141 –, -Magmatit 145 –, -Serie 145, 188 Kalkarenit 297 Kalkbauxit 280 Kalke 295, 297, 383 –, allochthone 297 –, autochthone 297 –, mergelige 295 Kalkglimmerschiefer 382
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Index Kalklutit 297 Kalkmergel 295 Kalkmörtel 63 Kalkooid 290 Kalkrudit 297 Kalkschlamm 300 Kalkschwamm 299 Kalksilikat –, -Fels 336, 382 –, -Gneis 336 Kalksilikatgestein 392 –, Phasenbeziehung, Darstellung 382 Kalksinter 63, 172, 298, 300 Kalkspat (siehe Calcit) 62 Kalkstein 290, 297, 300, 314 –, Diagenese 300 –, dolomitischer 297, 300 –, Gefügeklassifikation 297 –, Klassifikation 297 –, lithographischer 63 –, mariner 300 –, –Mergel–Ton-Reihe 295 –, metamorpher 314 –, oolithischer 290 –, Verwitterung 298 Kalktuff 298, 300 Kalkturbidit 299 Kalsilit 123, 207 f Kamacit 19, 23, 444 –, in Meteoriten 437 –, -Taenit-Verhältnis 444 Kamacitbalken 445 Kammkies (siehe Markasit) 39 Kanadischer Schild, gebänderte Eisenformation (BIF) 373 Kaoko-Gürtel (Namibia), Kyanit-Zone 374 Kaolin 107, 279 f –, autochthoner 279 –, Hydrothermal- 280 –, Residual- 279 –, sedimentärer 280 Kaolinisierung 352 Kaolinit 58, 102, 106 f, 277 ff, 363 f –, Schichtstruktur 100 –, Zerfall 364 Kappenquarz 113 Kaprubin 84 Karat, metrisches 27 Karbonate 3, 61 ff, 306, 307 –, Bildung, marine 298 –, -Fluor-Apatit 305 –, -Hydroxyl-Apatit 305 –, kieseliges 392 –, -Kompensationstiefe (CCD) 298 f –, Löslichkeit 277 –, Struktur 61 –, wasserfreie 61 –, wasserhaltige 61 Karbonatabscheidung 296 Karbonatapatit 76 Karbonatgesteine 297 –, Ablagerungsmechanismus 297 –, Dolomit-Gehalt 297 –, Einteilung 297 –, Gefügeklassifikation 297
–, Korngrößenklassifikation 297 –, Verdrängungslagerstätte 259 Karbonatisierung 352 Karbonatisierungsreaktion 313 Karbonatit 63, 142, 157 –, -Alkalimagmatit-Komplexe 244 –, -Asche 193 –, Bildung 244 Karbonatplattform 300 Karbonatsande 299 f Karbonatschlämme, pelagische 299 f Karbonatschmelze 14 Karbonatsedimente, -sedimentgesteine 296 ff –, Bildungsbereiche 299 –, biochemisches 296 –, chemisches 296 –, Faziesausbildung 299 –, marine 298 –, terrestrische 300 Karlsbader –, Gesetz 120 –, Zwilling 120 Karstbauxit 280 Kassiterit 7, 49, 56 f, 73, 256 f, 260, 265 –, Ausscheidung 254, 255 –, -Gang 256, 265 –, -Imprägnation 256 –, -Vererzung 352 Kataklase 322, 324 Kataklasit 322, 326 Kataklast 322 Katazone 387 Kationenaustausch –, Gleichgewicht 375 –, Schließungstemperatur 376 Kationenbildner, Elektronegativität 448 Katzenauge, gewöhnliches 114 Kegelgang 170 Kelyphit 340 Keratophyr 272 Kern –, äußerer 423 f –, innerer 423 –, metallischer 448 Kernbrennstoff 14 Kernexplosion, unterirdische 408 –, Schockwellen-Metamorphose 325 Kernit 306 Kern-Mantel –, -Differentiation 451 –, -Grenze 422, 450 –, Tiefenlage 422 Kernschatten, Aufhellung 409, 423 Kersantit, Gemengteile 141 Kesseleinbruch 176 Kettensilikate 3, 79, 81, 92 ff, 215 KFM-Tetraeder 385 Kies 289, 290 Kiesabbrand 39 Kiese 31 Kieselglas 4, 111, 325 –, natürliches (auch Lechatelierit) 115 Kieselgur (siehe Diatomeenerde) 116, 304 f Kieselholz 114
Kieselkupfer (siehe Chrysokoll) 102, 107 Kieselsäure 278 –, Solzustand 278 Kieselschiefer (siehe Lydit) 305 Kieselschwämme 304 Kieselsinter 116, 172 Kieselzinkerz (siehe Hemimorphit) 64 Kieserit 307 Kieslager 39, 270 –, hochmetamorphe 271 Kiesstock 36 Kimberlit 26, 103, 157, 159, 223 –, -Breccie 169 –, frische (blue ground) 416 –, verwitterte (yellow ground) 416 –, Diamant 417 –, Diamantführung 159 –, -Diatrem 169, 416 –, Eklogit 402 –, -Magma 159, 223 –, Mineralbestand 159 –, -Pipe 168 Kircher, Athanasius 405 Kirschsteinit, in Meteoriten 437 Kissenlaven (siehe Pillowlaven) 269 Klassifikationsdreieck für Magmatite 139 ff Kleinwinkelkorngrenzen 345 Klima –, feuchtes 277 –, trockenes 277 Klimazonen 279 –, aride 279 –, arktische 279 –, feucht-gemäßigte 279 –, feucht-kühle 279 –, feucht-tropische 279 –, Verwitterungstypen 279 Klingstein 155 Klinoamphibol 7, 97 Klinochlor 102, 105 Klinoenstatit 93 f, 102 –, Klinoferrosilit-Reihe 93 f Klinoferrosilit 93 f Klinohypersthen 94 Klinopyroxen 7, 12, 93 ff, 148, 149, 157, 429 –, in Meteoriten 437 –, Seltenerd-Elemente 458 Klinozoisit 88 Klüfte, alpine 267 Kluftminerale, alpine 267 Klüftung 14 K-Metasomatose 351 KMnFMASH-System 374 Knotenschiefer 318 f, 338 Kobalt –, Erzgänge 265 f –, in Lateriten 281 –, Verwendung 40 Kobaltarsenide 265 Kobaltblau 265 Kobaltblüte (siehe Erythrin) 41 Kobaltglanz (siehe Cobaltin) 38, 40 Kobaltminerale 265 Kochstein 125 Kohäsion 5
Index Kohlendioxid CO2, vulkanisches 170 Kohleneisenstein 303 Kohlengestein 286 Kohlensäure 61 –, gelöste 277 Kohlenstoff 447 –, Druck-Temperatur-Diagramm 28 –, Isotope 463, 465 –, Fraktionierung 465 –, stabile 464 kohliger Chondrit 440 Kokardenerz 264 Kollisionsgranit 257 Kollisionsorogen 262 Kolloide 254 –, eisenhaltige 302 –, suspendierte 287 Komatiit 153 f, 224, 243 –, -Magma 223 Kompaktion 289 Komplex, metamorpher, Druck-Temperatur-Entwicklung 376 Komponente 357, 358 Komponenten 196, 357 f, 368, 382 ff Kompressionsmodul 408 –, Definition 408 Kompressionsphase 325 Konglomerat 13, 286, 289, 290 –, -Gneis 339 –, polymiktes 290 Königsgelb 42 Konkordia 472 –, -Diagramm 473 Konkretionen, diagenetische 289, 300 Konode 199, 238, 384 ff –, kreuzende 383 Konstante, physikalische 408 Kontaktaureole 318 ff, 389 –, Maximaltemperatur 321 –, Temperaturverteilung 321 Kontakthof 138, 318 –, Ausdehnung 321 –, Barr-Andlau (Vogesen) 319 –, Bergener Granitpluton 319 –, Intrusivkomplex von Ballachulish (Schottland) 320 Kontaktmetamorphose 316, 318 ff, 320 –, an magmatischen Gängen 320 ff –, periplutonische 318 ff, 350 –, regionale 326, 378 –, Temperaturentwicklung –, räumliche 321 –, zeitliche 322 Kontaktmetasomatose 312, 349, 350 ff –, periplutonische 350 Kontamination 193 kontinentaler Flutbasalt 461 kontinentaler Intraplatten-Basalt (within plate basalt, WPB) –, MORB-normiertes SpuremelementMuster 460 –, REE 459 Kontinentales Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik Deutschland (KTB) 407, 413
Kontinentalrand, passiver 412 Kontinentalschild 159 Kontinent-Kontinent-Kollision 326, 414 Konvektion 239 Konvektionszelle 189 –, hydrothermale 267, 270 konvektiver Aufstieg 166 Konzentration 197 Konzentrations-Clarkes 454 –, Abhängigkeit vom Weltmarktpreis 454 Konzentrationsdreieck 461 –, K2–Mg–SO4 308 –, Quarz–Feldspat–Mafite 349 Konzentrationssee, abflussloser 306 Konzentrationsvariable 196, 197 Koordinationszahl 477 Kopernikus 431 Korallen 299 Korallenriff –, Aufbau 299 –, Bildung 299 Kordillere 306 Korn, klastisches, Rundungsgrad 288 Kornbindung 13 Korndurchmesser 286 Kornerupin 395 Korngestalt 13 Korngrenzenwanderung 345 Korngröße 13, 286 –, Häufigkeitskurve 288 Korngrößenbestimmung 288 Korngrößeneinteilung 13, 286 Korngrößenverteilung 13, 288 Kornklassierung 288 Kornkontakt 356 Kornpackung 289 Kornsummenkurve 288 Kornverteilungskurve 288 Kornverwachsung 340 Kornzusammensetzung 290 Koronagefüge 340, 395 Korund 8, 49, 52 f, 118, 144, 293, 314, 328, 363 f, 401 –, Entropie 365 –, -Isograde 328 –, Kristallstruktur 53 –, Molvolumen 365 –, technischer 280 Kraftwerk, geothermisches 172 Kraftwirkungsgesetz 409 Krater –, Barringer (Arizona) 434 –, Chicxulub (Yucatán, Mexiko) 434 –, Nördlinger Ries 434 –, Siljan-Struktur (Schweden) 434 –, Sudbury-Struktur (Ontario) 434 –, Vredefort-Struktur (Südafrika) 434 Kraton 154, 159 –, archaischer 378 –, präkambrischer 326 Kratonisierungsalter 468 KREEP-Basalt 428 Kreide 300 Kreislauf, sedimentärer 14
Kreuzschichtung 287 Kristall 4 –, Anisotropie 5 –, Atomanordnung 15 –, Begriff 4 –, Deformation 345 –, Eigenschaften 5 –, Homogenität 5 –, Symmetrie 6 –, Translationsgruppen 10 –, Winkelkonstanz 6 Kristallchemie 15 Kristalldruse 11, 172 Kristallfläche 5 –, Ausbildung 13 –, Wachstumsgeschwindigkeit 5 Kristallform 6, 16 Kristallgestalt 9 Kristallhabitus 5 Kristallinitätsgrad 13 Kristallisation 343 –, fraktionierte 190 f, 195, 206, 215, 220, 238, 239, 447, 455, 456 –, posttektonische 343 –, prätektonische 343 –, syntektonische 343 Kristallisationsabfolge 182 Kristallisationsalter 468 –, Bestimmung 468 Kristallisationsdifferentiation 190 ff, 192, 215 –, gravitative 191 Kristallisationswärme 321 Kristallklasse 6 f Kristallkumulat 192 Kristallmagnesit 63 Kristallmorphologie 6 Kristallographie 15 Kristallphysik 15 Kristallpolyeder 5 Kristallrasen 11 Kristallstruktur 4, 9 –, Beschreibung 6 –, Bestimmung 9, 15 –, Bindungskräfte 31 –, Translation 9 Kristallsystem 6 –, Achsen 6 –, Achsenkreuz 9 –, hexagonales 8 –, kubisches 8 –, monoklines 7 –, rhombisches 7 –, tetragonales 7 –, trigonales 7 –, triklines 7 Kristalltracht 5 Kristallwachstum, Anisotropie 5 kritische Temperatur Tc 196, 249, 254 kritischer Druck Pc 134 kritischer Punkt 134, 196 Krokoit 72 Krokydolith 99, 114 –, Biodurabilität 99 Kruste –, kontinentale 377
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Index –, Subduktion 330 –, ozeanische 329 –, Subduktion 420 Krustenbildung 448 Krustenbildungsalter 468 Krustengestein 407 Krustenkalk 300 Krusten-Mantel-Grenze (Moho) 414 Krustenmaterial, Assimilation 220 Krustenteil, Position, geotektonische 389 Krustentyp 447 Krustenverdickung 377, 414 Kryolithschmelze 47 Kryometrie 134 kryptokristallin 12 Kryptomelan 57 Kryptoperthit 119 K-Salpeter 306 KTB (Kontinentales Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik Deutschland) 407, 413 kubisch 8, 10 Kugelpackung –, hexagonal dichte 20 –, kubisch dichte 20 Kuiseb-Formation 339 Kumulat 148, 191 –, Bildung 239 –, Olivin-Pyroxen-reiches 220 Kumulatgefüge 178, 192, 239 Kumulus-Kristalle 191 Kunzit 96 Kupfer –, -Arsen-Verdrängungs-Lagerstätte 260 –, Erze, Red-Bed-Typ 293 –, Erzgang –, mesothermaler 263 –, Verwitterung 282 f –, Erzminerale 32, 36, 43, 68, 107, 242 –, ged. 8, 19, 20 f, 32, 259 f –, Imprägnationen 259 –, Stabilitätsfeld 283 –, Gruppe 19 –, -Lagerstätten 242 ff, 257 ff, 259, 260, 263 f, 270 f, 282 f, 296, 304 –, Oxidation 282 Kupferglanz (siehe Chalkosin) 32 Kupferindig (siehe Covellin) 37 Kupferkies (siehe Chalkopyrit) 35 Kupferlasur (siehe Azurit) 67 Kupferminerale –, Stabilitätsbeziehungen 283 –, Verwitterung 283 Kupferpecherz 36, 282 Kupferschiefer 296 Kupferstein 448 Kupfersulfid 21 Kuppenriff 299 Kyanit 7, 81, 84, 85, 291, 315, 326, 327 ff, 332 f, 336 f, 357, 359 ff, 361, 363, 374 f, 383 , 388, 392, 393, 401 f –, Anisotropie der Ritzhärte 5, 85 –, -Isograde 327 –, Stabilitätsfeld 357 –, Stabilitätsgrenze 363 –, -Staurolith-Glimmerschiefer, P-T-
Pseudoschnitt 374 Kyanitzone 326 –, Barrow’sche 393 Kykladen-Kristallin, Blauschieferfazies 397 L Labradorit 116, 122, 123 Lagenbau, rhythmischer 178 Lagenerz 264 Lagengefüge 13 Lagergang 138, 169 f –, basaltischer, Kumulatgefüge 192 –, magmatischer, Kontaktmetamorphose 320 –, subvulkanischer 174 –, vulkanischer 137 Lagerstätte –, Bauwürdigkeit 14, 455 –, epigenetische 237 –, epithermale 254 –, Genese 237 –, Gliederung 237 –, Hämatit, vulkanogene 272 –, hydrothermale 253 –, Bildung 253 –, Klassifikation 254 –, spätmagmatische 254 –, Stockwerkhöhe 254 –, Systematik 262 –, Temperaturbereich 254 –, katathermale 254 –, magmagebundene 255 –, Magnesit- 261 –, Magnetit, vulkanogene 272 –, Magnetit-Apatit 244 –, mesothermale 254 –, metasomatische 261 –, Mississippi-Valley-Typ (MVT) 300 –, nutzbare 14 –, orthomagmatische 237 –, Red-Bed-Typ 293 –, Residual- 281 –, Schwefel-Isotope 467 –, sedimentäre 287, 291 ff, 300 ff, 305 ff –, sedimentär-exhalative, Blei-Zink-Erz (siehe Sedex-Lagerstätten) 271 –, spätmagmatische 237 –, subaërische 253 –, syngenetische 237 –, Verwitterungs- 279 ff –, vulkanogene –, massive, Sulfiderz (siehe VMS-Lagerstätte) 270 –, Oxiderz 272 –, vulkanogen-sedimentäre, Quecksilber 271 Lagerstättenbildung 237 –, durch Verwitterung 279 ff –, fraktionierte Kristallisation 238 f –, hydrothermale 237, 253 ff –, liquide Entmischung 242 f –, magmatische 237 –, sedimentäre 291 ff, 300 ff, 305 ff Lagerstättenkunde 15
–, angewandte 16 Lagerstättensystematik –, genetische 237 Lagune 299 Lahar (Schlammstrom) 168 Lakkolith 174, 175 Lamellen, perthitische 119 Lamproit 417 Lamproit 26, 103, 157, 159 –, Diamantführung 26, 159 Lamprophyr 138 f, 141 –, Alkali- 141 –, Kalkalkali- 141 Langbeinit 8, Längspluton 175 Lanthaniden 449 f, 457 ff –, -Erze 14 Lapilli 169 Lapis lazuli 125 Laramische Orogenese 264 large ionic lithophil elements (engl., siehe Elemente, großionige lithophile – LILElemente) 221, 449 Larvikit 154, 481 Lasermikroanalyse 134 Lasermikrosonde 455 Lasurit 125 Lateralsekretion 255, 265, 267 Laterit 58, 59, 280 f –, -Bauxit 280 –, -Boden, Bildung 278 –, -Eisenerz 280 –, Eisen-reicher 280 –, Mangan-reicher 280 –, Nickel-reicher 281 –, Schwermetallanreicherung 281 Latit 141, 157, 166 –, foidführender 141 lattice preferred orientation (engl., siehe Gitterregelung, Regelung nach der Kristallstruktur) 342 Lauge, hypersaline 264 Laugentümpel 270 f Laumontit 109, 126, 127, 326, 331, 366, 383, 390 –, Druckstabilität 366 –, Entwässerungsreaktion 366 Laurelit 8 Laurentia 412 Laurit 243 Lava 137, 161, 163 ff, 165, 179, 182, 258 –, Aa- 163 –, Förderung 161 –, effusive 137, 163 –, extrusive 137, 165 –, Pahoehoe 163 –, Temperaturmessungen 181 –, Viskosität 182 Lavablock 169 Lavadecke 164 Lavadom 165, 166 Lavafontäne 167 Lavanadel 165 –, Montagne Pelée 166 Lavasee 165
Index –, Halemaumau (Hawaii) 165 Lavastrom 163, 170 Lavavorhang 165 Lavavulkan 164, 170 Lavawurftätigkeit 167 Lawrencit 444 Lawsonit 87, 330, 337, 366, 383, 397 ff –, -Blauschieferfazies 398 –, Stabilitätsgrenze 400 Layered Intrusion (engl., siehe Intrusion, schichtige) 13, 148, 176 ff, 192 –, Kumulatgefüge 178, 192 Layering, magmatisches 313 L-Chondrit (siehe Olivin-HypersthenChondrit) 440 Lebererz 37 Lechatelierit (siehe Kieselglas) 4, 110, 115, 325 Leichtmetall-Erze 14 Leitfähigkeit, elekrische 5 Lepidokrokit 49, 59 Lepidolith 102, 103 f, 251, 257 Lepidomelan 103 Lernschema, Magmatite 480 Letternmetall 38 Leucit 109, 119, 123, 144, 155 ff, 191, 204 ff, 207 ff –, Fraktionierung 205 –, Löslichkeit 277 –, metastabile Erhaltung 207, 209 –, -Nosean-Phonolith 156, 157 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Leucitbasanit 157, 188, 481 Leucitit 157, 188, 481 –, tephritischer 158, 159 Leucitphonolith 155, 204, 481 Leucittephrit 157, 188, 481 Leukosaphir 53 Leukosom 346 ff Lherzolith 141, 148, 221, 224 Lichtbrechung 5 Lichtdurchlässigkeit 16 Ligandenfeld-Stabilisierung 455 Limburgit 156, 157 Limonit 22, 36, 39, 59, 282 –, Pseudomorphose 39 Linear (B-Achse) 332 Lineation 342 Liniendefekt 344 Linksquarz 112 Linneit 50 Liparit (siehe Rhyolith) 148 Liquation (siehe Entmischung, liquide) 242 Liquiduskurve 181, 182, 231 Liquidustemperatur 182, 193, 235, 242, 424 Lithium 251 –, -Pegmatit 251 –, Verwendung 251 Lithiumglimmer 103 f, 254, 256 Lithiumpyroxen 93 Lithopon 35 Lithosphäre –, ozeanische –, obduzierte 270 –, Tiefenprofil 411
–, Schnitt 417 Lithosphärenplatte 162, 414, 419 –, absinkende 329 –, kontinentale 420 –, ozeanische 420 Lizardit 102, 105 f LKT (Low-K Tholeiite) 220 LL-Chondrit (siehe Amphoterit) 439 Lockergestein 13 Lockerprodukt, vulkanisches 15 Lodranit (Stein-Eisen-Meteorit) 436, 441, 443 Löllingit 38, 40 f Longitudinalwelle (siehe P-Welle) 408 Lonsdaleit 27, 441 Lopolith 175, 176, 242 Löslichkeit 277 ff –, prograde 184, 249 –, retrograde 184, 248 f Löss 294 Lösskindel 294 Lösung –, hydrothermale 237, 261, 349 –, alkalichloridreiche 254 –, Herkunft 254 –, juvenile 254 –, Konvektionszelle 255 –, konzentrierte 254 –, Metallquelle 255 –, pH-Wert 254 –, Redoxpotential 254 –, schwach dissoziierte 254 –, Wärmequelle 255 –, Zinn 255 –, Zusammensetzung 254 –, Zustandsparameter 254 –, primär-magmatische 270 –, telethermale 265 –, unterkritische, Lösungsfähigkeit 253 Lösungsfähigkeit 253 Lösungsmetamorphose 309 Low Field Strength Element (LFS) (engl., Element geringer Feldstärke) 449 low sanidine 119 low-angle normal fault (engl., siehe Abschiebung, flache) 377 lower intercept (engl., siehe Schnittpunkt, unterer) 473 Low-K Tholeiite (LKT) 220 Low-Ti-Gruppe 428 Low-Velocity Zone (LVZ) 222, 419 f –, krustale 412 LREE 458 Lunait 442 lunaren Magma-Ozeans (LMO) 431 Lydit 305 M Maar 168 f Madeiratopas 113 Mafite 139 Magma 137 f, 179, 269 –, Abkühlung 232 –, Ausscheidungsfolge 146
–, basaltisches –, Bildung 219 –, Differentiation 198 –, Differentiationsverlauf 215 –, Kristallisationsabfolge 197 –, Mafite 209 –, Typen 223 –, basisches, Kristallisation 238 –, Bildung 187, 189 ff –, Spurenelement-Fraktionierung 457 –, Definition 179 –, Differentiation, SpurenelementFraktionierung 457 –, Erstarrung 14 –, Fragmentierung 137, 167 –, Gasgehalt 180 –, Gasphase, Freisetzung 170 –, granitisches –, Aufstieg 231, 232 –, Aufstiegspfade 232 –, Bildung 189, 225 –, Fraktionierungsprozesse 228 –, H2O-Sättigung 230, 235 –, Kristallisationsverlauf 227 –, pegmatitische Entwicklung 248 –, heterogenes 137 –, Intrusion 174 –, -Kammer 138 –, subvulkanische 220 –, karbonatisches 137 –, Komponenten, volatile 181 –, Löslichkeit –, leichtflüchtiger Komponenten 183 –, von Wasser 183 –, olivintholeiitisches 220 –, pikritbasaltisches 220 –, primäres 188 –, rhyolithisches 183 –, silikatisches 137 –, SiO2-übersättigtes 203 –, SiO2-untersättigtes 203 –, sulfidisches 137 –, Temperatur 181 –, Messung 181 –, tonalitisches 235 –, ultrabasisches 220 –, Ungleichgewicht mit Nebengestein 193 –, Viskosität 182 f –, Weiterentwicklung 187 ff Magmasäule 166 magmatic stoping 176, 177, 193 magmatic underplating 190, 235 Magmatismus 14 Magmatite 14, 135, 137 –, Alkali- 145 –, -Assoziation –, bimodale 192 –, Chemismus 142 ff –, Clarke-Werte 453 –, hololeukokrate 139 –, holomelanokrate 139 –, IUGS-Klassifikation 139 ff –, leukokrate 139 –, mafische, archaische 189
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Index –, –, –, –, –, –, –, –,
melanokrate 139 mesokrate 139 Mineralbestand 139 ff Modalbestand 139 ff Petrographie 145 SiO2-übersättigte 203 SiO2-untersättigte 203 subalkaline 145 –, Lernschema 480 –, Systematik, mineralogische 139 –, ultramafische, IUGS-Klassifikation 141 Magmenaufstieg 316 Magmenkammer, -reservoir 166, 170, 174, 191 Magmenmischung 187, 190, 220, 239 Magnesio-/Ferrohornblende 98 Magnesio-Arfvedsonit 350 Magnesiohastingsit 98 Magnesioriebeckit-Riebeckit 97, 99 Magnesit 61, 63 f –, kaustischer 261 –, -Lagerstätte 261 –, spätiger 261 Magneteisenerz (siehe Magnetit) 49, 51 Magnetit 8, 49, 51 f, 144, 152 f, 156, 157, 192, 260, 292, 301, 371 ff, 400 –, -Apatit-Lagerstätte 244 –, Häufigkeit in der Erdkruste 10 –, Stabilitätsfeld 301, 371 –, -Wüstit-Puffer 371 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Magnetkies (siehe Pyrrhotin) 36, 39 Majorit 421, 439 –, in Meteoriten 437 Makroperthit 119 Malachit 282 f –, Stabilitätsfeld 283 Malachit 32, 36, 61, 68 Mandel 11, 172 Manebacher –, Gesetz 120 –, Zwilling 120 Mangan –, Anreicherung 281 –, Erze 57, 283 –, karbonatische 304 –, oxidische 266 –, phanerozoische 304 –, präkambrische 304 –, sedimentäre 303 –, Konzentrations-Clarke 454 –, -reiche Sedimente 301 Manganate 49 –, mit Tunnelstrukturen 57 Manganerz-Lagerstätten, sedimentäre 287 Manganit 57, 266 Manganknollen 57, 304 Manganocalcit 304 Manganoxid 57 Manganspat (siehe Rhodochrosit) 64 Mangerit 336 Mantel, silikatischer 448 Manteldiapir 222, 420 Mantelgestein, fertiles 221
Mantelperidotit, partielles Schmelzen 220 f Mantel-Plume 220, 422 –, Ursprung 422 marble (engl., siehe Marmor) 336 Mare 428 –, -Basalt 428 –, -Breccie (Mondmeteorit (Lunait)) 436 –, Förderung 431 –, Gruppen 428 –, -Magma, Entstehung 430 –, Zusammensetzung 428 –, Gestein 428 –, Imbrium 431 –, Nectaris 431 –, Tranquillitatis 429 Margarit 102, 104, 314, 328, 383 Marialith 109, 125 Marienglas 71 Markasit 34, 38, 39 f Marmor 12, 312, 336, 391 Mars 2, 442 –, Eisenkern 449 –, Meteorit 433, 436, 441 Marsatmosphäre –, Isotopen-Signatur 442 Martit 51 Martitisierung 244 Mascons 430 MASH-System 402 mass extinction (engl., siehe Massenaussterbe-Ereignis) Massenaussterbe-Ereignis 164, 435 Massenspektrometer 462, 463, 469 Massentransfer-Reaktion 375 Material –, klastisches –, Ablagerung 287 –, Transport 287 –, Transport 287 Materialwissenschaften 15 Matrix 297 –, geschieferte 322 Maximaltemperatur 321 Maximum, verdecktes 204 mean weighted standard deviation, MSWD (engl., siehe Standardabweichung, mittlere gewichtete ) 470 Meerwasser 307 f, 464 ff –, Ausscheidungsfolge 307 –, Hauptbestandteile 307 –, Salzgehalt 307 –, Schwefel-Isotope 465, 466 Mehrstoffsystem 196 –, heterogenes 196 –, homogenes 196 Meigen’sche Reaktion 65 Mejonit 109, 125 –, Sulfat- 125 Melanit 84 Melanosom 346 ff Melaphyr 153, 480 –, -Mandelstein 13, 153 Melilith 7, 80, 87 –, -Basalt 87
–, in Meteoriten 437 –, -Leucitit 157 –, -Nephelinit 87, 157 –, -Reihe 87 Melilithit 87, 140 Mergel 295, 314, 383 –, mergeliger Ton 295 Merkur 2 –, Eisenkern 449 Mesolith Mesoperthit 395 Mesosiderit 436, 443 Mesosom (auch Paläosom) 347 Mesozone 387 Messung –, kalorimetrische 373 –, kryometrische 134 –, paläomagnetische 52 –, seismische 407, 411 Metabasit 314, 390 ff, 394, 396 –, Mg-reicher 390 Metabauxit 314, 328 Metall-Arsenid 33 Metalle –, elementare (gediegene) 19 ff –, Kristallstruktur 20 Metallkonzentration 293 –, Ozeanboden 304 Metall-Legierung 196 Metalloide 24 –, elementare (gediegene) 19, 24 Metall-Sulfide 31, 32 ff –, komplexe 31, 42 f Metamorphite 14, 135, 311 ff –, Eisen-reiche 314 –, Fossil-Relikte 339 –, Mangan-reiche 314 –, Nomenklatur 332 ff –, Quarz-Feldspat-reiche 313 –, ultramafische 337 Metamorphose 262, 288, 311 ff, 355, 447 –, Abgrenzung 314 f –, allochemische 312 –, als geologischer Prozess 317 ff –, aufsteigende, Mineralparagenese 312 –, auslösende Faktoren 315 ff –, Dauer 378 –, Druckmaximum 377 –, dynamische 317 –, Grad 296 –, hochgradige 311 –, Höhepunkt 355 –, kritische Minerale 326 –, hydrothermale 326, 366 –, Impakt- 323 ff –, isochemische 312 f –, kataklastische 316, 322 f –, kinetische 317 –, Kontakt- 318 ff –, niedriggradige 296 –, prograde 220, 312 f, 355 f, 374 ff –, P-T-Bedingungen 313 f, 374 ff, 447 –, Reaktionen mit H2O und CO2 369 –, regionale 326 ff –, in Orogenzonen 326 ff
Index –, Ozeanboden- 331 –, Versenkungs- 331 –, retrograde 313, 355 f, 373, 374 ff –, Schockwellen- 323 ff –, statische 317 –, Temperatur, Abschätzung 368 –, Temperaturhöhepunkt 377 –, thermodymisches Gleichgewicht 355 –, Typen 317 –, zeitlicher Ablauf 378 Metamorphosealter 468 Metamorphoseereignis, Identifizierung 378 Metamorphosegrad 387 –, Indexmineral 387 Metamorphosepfad –, prograder 356, 374 ff –, retrograder 340, 356, 374 ff Metapelit 313, 328, 393 –, Entwässerungsreaktion 363 Metasediment, Eklogitfazies 400 Metasomatose 312, 349 ff –, Alkali- 350 metastabiler Andalusit 360 Metatekt 347 ff Metatexit 347 ff Meta-Turbidit 339 Meteor, Definition 434 Meteorit 3, 23, 323, 405, 423, 430, 433 ff, 448 –, ALHA 81005 442 –, Allende (Chihuahua) 440 –, Alter 433 –, Benennung 433 –, Definition 433, 434 –, Einschlag 323, 428 –, Exkavationsphase 325 –, Gefahr 435 –, Kompressionsphase 325 –, Fall, Definition 435 –, Fund, Definition 435 –, Gefüge 433 –, Häufigkeit 435, 436 –, Haupttypen 437 –, Klassifikation 433, 437 –, Mars- 441 –, Mineral 433 –, Neuschwanstein 435 –, Peekshill 435 –, Schwefel-Isotope 465 –, Stein-Eisen- 442 –, Suche 436 –, Typen 436 –, unklassifizierter 436 –, Zufallsfunde 437 Meteoritenkrater –, Bildung 323 –, Erde 434 Meteoritenmineral 437 Meteoritenmutterköper 450 Meteoritenschauer 435 Meteoritenstreufeld 435 Meteoroid –, Definition 434 –, Geschwindigkeit 434 Mg-Chloritoid 86 Mg-Tschermaks Molekül 394, 421
mica schist (engl., siehe Glimmerschiefer) 332 Mid-Ocean Ridge Basalt (MORB) 220 Migmatisierung 349 Migmatit 13, 15, 190, 251, 313, 326, 345 ff –, Begriff 347 –, Bildung 345 –, anatektische 347 –, Entstehung, Stoffbilanz 348 Mikrit 297 Mikroflora 276 Mikroklin 7, 109, 118 f, 120, 121 f –, -Gitterung 118 –, Struktur 117 –, Verzwillingung 121 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Mikroklinperthit 11, 121, 250 mikrokristallin 12 Mikrolith 13, 148 Mikroperthit 119 Mikrosondenanalyse 376 Mikrosondenanalytik 384 Milchopal (siehe Hydrophan) 116 Milchquarz 113 Miller’sche Indizes 9 Millerit 8 Mimetesit (siehe Mimetit) 77 Mimetit 75, 77, 283 Mineral –, Abbau, retrograder 312 –, amorphes 4 –, Ausbildung, morphologische 16 –, Bildungstemperatur 463 –, biogenes 2, 63 –, Chemismus 3 –, Endglieder 4 –, Datierung 378, 468 –, Definition 2 ff –, Einteilung, chemische 3 –, felsisches 139 –, femisches 144 –, Flüssigkeits-Einschlüsse 132 –, gesteinsbildendes 11 –, H2O-lieferndes 234 –, Häufigkeit 10, 12 –, in der Erdkruste 10 –, Homogenität 3 f –, Klassifikation 17 –, Konkordia 472 –, Korngestalt 13 –, Kristallisation im Experiment 195 –, kristallisiertes 4 –, kritisches 312 –, kryptokristallines 12 –, leicht lösliches 277 –, Löslichkeit 276 –, mafisches 139 –, metamorphes, Formenergie 340 –, Mixed-Layer- 277 –, Neubildung, diagenetische 289 –, opakes, zur Gesteinsklassifikation 139 –, organisches 2, 3 –, radioaktives 57 –, Reaktion 14 –, Rekristallisation 14
–, salisches 144 –, SiO2- 109 –, Kristallstrukturen 109 –, synthetisches 2 –, Verhalten, physikalisches 31 Mineralaggregat 12 Mineralart 10 –, Definition 10 Mineralbestand –, künstlicher (Norm) 139 –, modaler 139, 140 Mineralbestimmung 16 Mineralbildung bei der Verwitterung 275, 277 ff Mineraldruse 261 Mineralfazies 387, 388 –, metamorphe 381, 388 –, Definition 387 Mineralformel, Berechnung 477 Mineralgang, hydrothermaler 253, 261 ff Mineralgesellschaft 355 –, stabile 312 Mineralgleichgewicht, Einstellung 356 Mineralkorn, selektive Lösung 289 Mineralkruste 172 Minerallagerstätte 237 –, Definition 14 –, hydrothermale 253 –, karbonat-gebundene 300 Mineralneubildung 289 Mineralogie –, allgemeine 15 –, angewandte (technische) 15 –, Anwendungsgebiete 16 –, Definition 2 –, Disziplinen 15 –, Spezielle 15, 17 mineralogische Phasenregel 357 Mineraloid 4 Mineralparagenese 262, 265, 312, 382 f, 387 ff –, Ausscheidung 254 –, Ausscheidungsfolge 262 –, Kristallisation 195 –, mesothermale 264 –, metamorphe 387 ff –, Darstellung 382 –, Rekurrenzen 254 –, Telescoping 254 –, zonale Folge 262 Mineralphase –, Bildungsenthalpie 373 –, Elementverteilung 374 –, Entropie 373 –, inkompatible 356 –, Molvolumen 373 –, retrograde 313 –, thermodynamischen Größen 373 Mineralquelle 171 Mineralreaktion 355 –, Bestimmung 373 –, metamorphe 355 ff –, metamorphe, experimentelle 360 –, prograde 355, 381 –, retrograde 355
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Index Mineralrelikt 313, 356 Mineralstufe 12 Mineralsynthese 2 Mineralvarietät 10, 11 Mineralvorkommen 11 Mineralzone 313, 326, 327 –, metamorphe 327 –, Barrow-Typ 326 ff –, Buchan-Typ 327 Minette 59, 141 Mirabilit 306 Mischbindung 31 Mischkristall 4 –, Zonarbau 356 Mischungslinie 239 Mischungslücke 67, 116 f, 119, 205 Mischungsverhalten, nicht-ideales 455 Mittelatlantischer Rücken, Massiverzhügel 269 Mitteldruckfaziesserie 389, 393 Mitteldruckmetamorphose 326 ff, 389 Mitteldruckparagenese, Barrow-Typ 377 mittelozeanischer Rücken-Basalt (MORB) –, REE 458 Mittel-P/T-Serie 388 mixed-layer mineral (engl., siehe auch Wechsellagerungstonmineral) 108, 277 Modalbestand 139 Modell –, der pauschalen Stoffkonstanz 348 –, petrologisches 195 –, -Pyrolit 417 Modellalter 471 Modellierung, thermodynamische 134 Modellsystem 448 –, experimentelles 195 ff Modus 139 Mohorovicˇic´, Andreiji 410 Mohorovicˇic´-Diskontinuität (Moho) 189, 410 ff, 414 ff –, petrographische 411 –, seismische 411 –, Tiefenlage 410 Mohs, Friedrich 5 Mohs’sche Härteskala 5, 26, 47, 52, 62, 71, 76, 85, 113, 101, 121 Moissanit 27, 28, 324 Molasse 290 Molekularquotient 477 Molekularsieb 126 Mollusken 299 Molybdän 38, 251, 257 –, -Erzmineral 38 –, -Lagerstätte 257 –, Verwendung 38 Molybdänglanz (siehe Molybdänit) 38 Molybdänit 8, 38, 257 f, 260 –, Ausscheidung 254 Molybdänstahl 38 Molybdate 3, 69, 72 Monalbit 118 f, 122 Monazit 75, 76, 244, 251, 350, 379, 457, 472 –, Datierung 472 –, -Sande 76 Monchiquit 141
Mond 2, 427 ff –, Alter 431 –, -Asthenosphäre 430 –, Aufbau 427 –, innerer 429, 430 –, Differentiation 431 –, Dynamik, exogene 435 –, Entstehung 431 –, Geschichte, geologische 431 –, Gezeitenkräfte 430 –, Hochland 428 –, Gestein 428 f –, Impakt-Krater 428 –, Imbrium-Stadium 431 –, innerer Aufbau 429 f –, Kern 430 –, Kruste-Mantel-Grenze 430 –, Krustenbildung 431 –, Mare 428 –, Meteoritenkrater 325 –, -Minerale 429 –, Nectaris-Stadium 431 –, Praenectaris-Stadium 431 –, P-Welle, Geschwindigkeit 429 –, Schalenbau 427 –, Schockwellenmetamorphose 325 –, Schwere-Anomalie 430 –, Stoffbestand 427 –, S-Welle, Geschwindigkeit 429 Mondbasalt, Alter 429 Mondbeben 430 Mondgestein, Minerale 429 Mondkruste 2, 428 –, Alter 428 –, der Hochlandregionen 428 –, der Maria 428 f –, Gliederung 428 –, Impakt-Krater 431 –, Mächtigkeit 429 –, subregolithische, Gestein 429 Mondlithosphäre, Aufbau 430 Mondmantel 430 –, Aufschmelzung, partiellen 429 –, oberer, Dichte 430 –, unterer, Zusammensetzung 430 Mondmeteorit (Lunait) 433, 436, 442 Mondstein 122, 251 Monetit 305 monoklin 7, 10 monomineralisch 12 Mont-Blanc-Tunnel 407 Monticellit 159 Montmartre-Zwilling 71 Montmorillonit 102, 107 f, 156, 157, 277 ff –, -Reihe 108 Monzodiorit 141 –, foidführender 141 Monzogabbro 141 –, foidführender 141 Monzogranit 145 Monzonit 141, 145, 481 –, chemische Zusammensetzung 142 –, foidführender 141 Moosachat 114 MORB 411, 459
–, Chondrit-normierte SpurenelementMuster 460 –, -normiertes Spuremelement-Muster 460 –, Zusammensetzung –, mittlere 460 Mordenit 326 Morganit (siehe Rosaberyll) 90 Morion 113 Mörtelkranz 322 MSWD-Wert 470 M-Typ-Granit (mantle source rocks) 227 Mud Mounts 299 Mudstone 297 Mugearit 157 Mullit 107, 363, 397 Multielement-Diagramm 459 Münchberger Gneismasse (Oberfranken) –, Eklogit 399, 400 Muscovit 12, 81, 100 f, 102 f, 277, 313 f, 326, 328 f, 332 ff, 363 f, 367 f, 374, 376, 383, 385 f, 392 –, Abbau 367 –, AKFM-Tetraeder 385 –, Dehydratationsschmelzen 368 –, Entropie 365 –, Löslichkeit 277 –, Molvolumen 365 –, Projektionspunkt 385 –, Schichtstruktur 100 f –, Stabilität 367 Mutternuklid, radioaktives 467 MVT-Lagerstätten 300 f Mylonit 322 f, 326 Mylonitisierung 322 f Myrmekit 340 N Na-Amphibole 99, 481 NaCl –, äquivalent 134 –, -Struktur 34, 62 Nadeleisenerz (siehe Goethit) 59, 281 Nadelzinn 56, 265 Nagelfluh 290 Nakhlite (Mars-Meteorit) 436, 441, 442 Nakrit 107 Na-Metasomatose 351 Na-Pyroxene 481 Na-Salpeter 306 Na-Sanidin 116 native copper (engl., siehe Kupfer, ged.) 20 native gold (engl., siehe Gold, ged.) 21 native silver (engl., siehe Silber, ged.) 21 Natrium 309 –, Gewinnung 46 –, -Metasomatose 352 Natrokarbonatit 159 –, -Vulkan 159 Natrolith 109, 125, 126, 158, 159, 172 Natron 306 –, Ausblühung 278 Natronlauge 309 Natronsalpeter (siehe Nitratin) 306
Index Nautile (Tauchboot) 268 Nebenelemente 142 Nebengemengteile (Akzessorien) 12, 139 Nebengestein, Assimilation 455 Neodym 471 Neosom 347 Nephelin 8, 109, 123, 124, 144, 156 ff, 203 f, 207 ff 215 f, 481 –, -Syenit-Pegmatit 247 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Nephelinbasanit 157, 481 Nephelinit 157 ff, 220, 481 Nephelinsyenit 154 f, 157, 251, 481 –, Kristallisationsabfolge 203 f, 207 ff Nephelintephrit 157, 481 Nephrit 98 Népouit 106, 281 Nernst’scher Verteilungskoeffizient 455, 456 Nesosilikate (siehe Inselsilikate) 80, 82 Netz, petrogenetisches 339, 373, 376 Netzebene 9 Netzwerkbildner 180 Netzwerkwandler (-modifizierer) 180 Neubildung, hydrothermale 326 Neumann’sche Linien 446 Neuschwanstein, Meteorit 435 Newtonsche Flüssigkeit 183 Niccolit (siehe Nickelin) 36 Nichteisenmetall-Erze 14 Nichterze 14 Nichtleiter 55 Nichtmetalle 24 –, elementare 19, 24 ff Nickel –, als metalischer Rohstoff 33 –, Erzgänge 265 –, Erzminerale 33, 36 f, 41, 242 –, -Hydrosilikat 281 –, -Kobalt-Arsenide 265 –, Lagerstätten 33, 177, 242 ff, 281 –, -Nickeloxid-Puffer 371 –, -reiche Laterite 280 f –, -Skutterudit 38, 41 –, -Talk 281 Nickelarsenide 265 Nickelblüte (siehe Annabergit) 41 Nickeleisen 438, 443 –, kosmisches 23 Nickelin 36 Nickelmagnetkies 37, 242 –, Lagerstätte 238, 242 ff Nickelminerale 265 Niederdruck-Amphibolitfazies 396 Niederdruckfaziesserie 389 Niederdruckgestein, Buchan-Typ 378 Niederdruck-Grünschieferfazies 396 Niederdruckgürtel 331, 389 Niederdruckmetamorphose 326 Niederschlag 276 Niedrig-P/T-Serie 388 Niningerit 438 Niob 251, 350 Niobat-Tantalat-Pegmatit 251 Niter 306
Nitrate 3, 61, 306 Nitratin 306 Niveau –, metastabiles 358 –, stabiles 358 Nontronit 108 Nordmarkit 48 Norit 139, 141, 146, 240, 242, 480 –, schichtige Intrusionen, Lagerstättenbildung 238 ff Norit 429 Norm 139 –, CIPW- 142, 143 normale Wasserstoffelektrode 284 Normal-Spinell 50 normierte Spurenelement-Muster 461 Nosean 109, 124, 156, 157 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Noseanphonolith 155, 481 Nuklid 462 O Oberflächenkalk 300 Oberkruste –, kontinentale 412 –, Clarke-Werte 453 –, Modell 412 –, Zusammensetzung 412 Obsidian 4, 13, 137, 148 Obsidianstrom 163 Ocean Drilling Program (ODP) 331, 411 Ocean Island Alkaline Basalt (OIA-Basalt) 220 Ocean-Floor Basalt (OFB) 220 Ocean-Island-Tholeiite (OIT) 220 ODP (Ocean Drilling Program) 331 OFB (Ocean-Floor Basalt) 220 Öffnungsbewegung, tektonische 262 Offsets 242 OIA-Basalt (Ocean Island Alkaline Basalt) 220 OIT (Ocean-Island-Tholeiite) 220 Oktaederschicht 100, 105 Oktaedrit 444 –, Feinuntergliederung 445 –, Silikat-Einschlüsse 445 Oldhamit 438 Oligoklas 116, 122, 326, 328 f, Oligozän-Becken, südukrainisches –, Mangan 304 Olivin 7, 12, 80 f, 82, 139, 144, 148, 149, 152, 153, 156, 157, 191, 209 f, 214 f, 216, 239, 291, 438, 480 f –, -Bronzit-Chondrit 439 –, Endglieder 4 –, Häufigkeit in der Erdkruste 10 –, -Hypersthen-Chondrit 439 –, in Meteoriten 437 –, -Klinopyroxenit 141 –, Mischkristallreihe 82 –, Olivin-Websterit 141 –, -Orthopyroxenit 141 –, Seltenerd-Elemente 458 –, -Struktur 82
–, zur Gesteinsklassifikation 139 Olivinbasalt 223 Olivinchondre, gestreifte 438 Olivingabbro 140 f, 146, 182 Olivinknolle 82, 221 Olivinleucitit 157 Olivinnephelinit 157, 223 f Olivin-Norit (Mondmeteorit (Lunait)) 140 f, 146, 436 Olivintholeiit 150, 152 f, 157, 216, 220, 223 –, Soliduskurve 234 Ölschiefer 286, 295 Omphacit 93, 95, 314, 330, 337, 363, 400 ff Onyx 114 Ooide 57, 280, 297 f, 303 Ooidgefüge 172 Oolithe 298, 300, 303 Oolitherze 303 Oomikrit 298 Oosparit 298 opak 31 Opakminerale 139, 152 f, 158 f Opal 2, 4, 110, 111, 115, 172 –, gemeiner 115, 116 –, röntgenamorpher 115 –, Strukturtypen 115 –, Varietäten 116 Opalisieren 115 Ophicalcit 336 Ophiolith –, -Komplex 411 –, -Serie 270 Orbiculit 13 Ordnungszahl 462 Orgueil (Meteorit) 440 Orientierungsgefüge 13 Orogenese (Gebirgsbildung) 326 Orogengürtel –, Andentyp: Wärmedome 329 –, phanerozoische 326 –, Spurenelement-Muster 460 Orogenzone –, junge, Golderze 263 –, Regionalmetamorphose 326 Orthit (siehe Allanit) 88 ortho silicates (engl., siehe Inselsilikate) Orthoamphibol 7, 97 Orthogneis 335, 348, 393 Orthoklas 7, 109, 116, 118, 119 f, 121, 122 –, Verzwillingung 121 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Orthopyroxen 7, 93 f, 148 f, 212, 216, 221, 235, 239, 383 f, 429 –, in Meteoriten 437 –, Seltenerd-Elemente 458 Orthopyroxenit 141, 436 orthorhombisch 7, 10 Osmiridium 24 Ostwald’sche Stufenregel 359 Osumilith 395 Oszillationsrippeln 287 Ottrelith 86 overpressure, tectonic (engl., siehe Überdruck, tektonischer) 316 Oxide 3, 49 ff
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Index –, -Oxid-Reaktion 372 –, -Silikat-Reaktion 372 Oxidations-Reduktions-Reaktion 371 Oxidationszone 282 f oxidierend 284 Oxidmagmen, -schmelzen 238, 242, 244 Ozean –, Indischer 304 –, Pazifischer 304 –, SiO2-Kreislauf 304 Ozeanboden –, -Basalt 165, 269 –, Metallkonzentrationen 304 –, -Tholeiit 270 Ozeanbodenmetamorphose 366 –, regionale 331, 389 f ozeanische Erdkruste 412 Ozeanischer Insel-Tholeiit 460 Ozeanrücken-Granitoid 461 P Packstone 297 Padparadscha 53 Pahoehoe-Lava 163 f paired metamorphic belt 330 f Palagonit 164 Palagonittuff 170 Paläosom 346 ff Pallasit 436, 443 –, Eagle-Station-Trios 444 –, Hauptgruppe 443 –, von Imilac (Chile) 443 –, Zusammensetzung 443 panafrikanischer Kaokogürtel (Namibia), Kyanit-Staurolith-Glimmerschiefer 374 panidiomorph 13 Pantellerit 481 Paragenese –, persistente 262 –, Serie 387 Paragneis 335, 393, 394 Paragonit 102, 103, 328, 332, 363 f, 382, 398 –, Zerfall 364 Parahilgardit 7 Parallelgefüge –, lineares 342 –, planares 342 Parameter, kristallographische 373 Paramorphose 118 Parawollastonit 96 Pargasit 98 Parisit 350 Partikelgefüge 297 patch reef (engl., siehe Kuppenriff) 299 Pazifischer Ozean 304 Pechblende 57 f Pechstein 13, 137, 148 f, 152 f Pedee-Formation (South Carolina) 463 Pegmatit 138, 141, 174, 237, 247, 256 –, als Rohstoffträger 250 –, Einteilung 251 –, -Gang 249, 250 –, Vorkommen 249
–, Genese 249 –, Petrographie 249 –, -Provinzen 251 –, Riesenkristalle 250 –, schriftgranitisches Gefüge 250 –, -Stock 249 Pegmatoide 251 Pelite 286 ff, 294 f –, Diagenese 289, 295 f –, Einteilung 294 –, Kompaktion 289 Pelmikrit 297 Peloid 297 Pelsparit 297 Penninische Decken (Westalpen), Blauschieferfazies 397 Pentlandit 32, 33, 36, 37, 242 ff Peridot 82, 140 Peridotit 140 f, 142, 148, 149, 411, 414, 480 –, ACF-Diagramm 383 –, A'KF-Diagramm 383 –, chemische Zusammensetzung 142 –, Dichte 408, 416 –, -Gruppe 141 –, ozeanischer, metamorpher 331 –, partielle Anatexis 219 –, Varietäten 148 –, verarmter 419 –, Verwitterung 281 Periklas 8, 369 f Periklin 120 –, -Gesetz 118, 120, 122 Peristerit-Lücke 119 Perlit 148 Permutit 126 Perowskit 49, 55, 159, 429 –, Struktur 55 –, synthetischer 55 Perthit 116, 119, 121 –, zur Gesteinsklassifikation 139 petrogenetic grid (engl., siehe Netz, petrogenetisches) 373 Petrologie 15 –, experimentelle 15 –, technische 15 –, theoretische 15 Petzit 262 Pfahl (Bayerischer Wald), Quarzgang 267 PGE-Lagerstätten 240, 242, 243 PGE-Minerale 243 PH2O-T-Diagramm 363 Phakolith (Sichelstock) 175 Phanerozoikum 164 Phase 356, 358 –, Definition 196, 356 –, fluide 196, 317, 360 ff –, gelöste Komponenten 254 –, Überdruck 317 –, koexistierende 455 –, kristalline 455 –, metastabile 359 –, polymorphe 359 –, Potentialfläche 358 Phasenbeziehung, Darstellung 382 –, Verfahren 382
Phasendiagramm 360 Phasengleichgewicht 355 Phasenregel –, Gibbs’sche 196, 356 ff, 368 –, mineralogische 357 –, Verletzungen 358 f Phasenumwandlung, polymorphe 324, 360 ff Phenakit 8 Phengit 103, 398 –, -Barometer 376 –, -Geobarometer 376 –, Isoplethe 376 Phillipsit 109, 126, 127 Phlogopit 81, 102, 103, 118, 375 f –, Schichtstruktur 101 –, Seltenerd-Elemente 458 Phönizier, Bergbau 256 Phonolith 140, 143, 155, 157, 188, 481 –, chemische Zusammensetzung 142 –, Kristallisationverlauf 207 –, tephritischer 140, 481 Phonolithbimsstein 155 Phonolithtuff 170 Phonotephrit 143 Phosphat 3, 75, 281 –, amorphes 305 –, Lagerstätte, sedimentäre 287 Phosphatgesteine, sedimentäre 305 Phosphat-Pegmatit 251 Phosphor 251 Phosphorit 76, 305 –, -Lagerstätte 77 Phreatomagmatismus 159 pH-Wert 269, 278, 283, 301 Phycodenschichten 319 Phyllite 326, 332 Phyllonit 322 Phyllosilikate (siehe Schichtsilikate) 81, 99 Picotit 51, 52 Picrobasalt 143 Piemontit 88 Piezoelektrizität 91 Piezoquarz 115 Pigeonit 93, 95, 211 f, 395, 429, 441 –, Augit-Entmischung 95, 211 f –, in Meteoriten 437 Pikrit 140, 153, 224, 480 –, tholeiitischer 223 Pikritbasalt 153, 480 Pillowbasalt 164 –, ozeanischer, metamorpher 331 Pillowlava 14, 150, 163, 164, 411 Pilze 276 Pimelit (siehe Willemsit) 281 Pinakoid 6 Pinch-and-Swell-Struktur 261 Pinge 256 Pinit 91 pinnacle reef (engl., siehe Säulenriff) 299 pipe (engl., siehe Diatrem) 26, 159 Pipettieren 288 Pisolith (siehe Erbsenstein) 65, 172, 280 Pistazit 88 Pitkrater 165
Index placer (engl., siehe Seife) 291 Plagiogranit, ozeanischer 220 Plagioklas 7, 11, 12, 109, 116 ff, 146 ff, 156 ff, 212, 221, 314 f, 335 f, 367, 384, 392, 397, 429, 480 f –, Einsprengling 200 –, Häufigkeit in der Erdkruste 10 –, in Meteoriten 437 –, -Pyrolit 418 –, Stabilitätsfeld 417 –, -Reihe 122 ff –, Nomenklatur 116 –, Seltenerd-Elemente 458 –, Sericitisierung 313 –, Strukturzustand und Phasenübergänge 118 ff –, Zonarbau 199, 356 –, zur Gesteinsklassifikation 139 –, Zwillingsbildung 120, 145 ff –, Zwillingsgesetze 120 Planet –, Differenzierung 447 –, erdähnlicher 2, 448 –, Sauerstoff-Gehalt 449 –, Schalenbau 448 Plasma 114 Plasmaspektroskopie, induktiv gekoppelte (ICP) 143 Plateaualter 475 Plateaubasalt 164, 220 –, kontinentale 220 –, ozeanische 165, 220 Platin, ged. 24, 292 –, Gruppe 19 –, Platinlegierungen 292 Platin-Gruppen-Elemente (PGE) 238, 449 f, 450 Platiniridium 24 Platinlegierungen 24 Platinmetalle 8, 24, 238, 241, 243 –, Lagerstätten 177, 238 –, Mischkristalle 24 Platinseifen 24 Plattenrand –, divergenter 161, 162, 220, 389, 420 –, Profil 389 –, konvergenter 161, 162, 388, 420 –, Gold 263 –, Profil 388 Plattentektonik 162, 219, 220, 226, 318, 388 f, 419 f –, Modell 419 Plättung 342 Platznahme von Plutonen 176 f Pleochroismus 91 Pleonast 51 Plessit 23, 444 f Plinius, d. J. 167 Plume 161, 189, 422, Pluton 138, 174 ff, 220, 232 –, Alteration, spätmagmatische 258 –, Aufbau 176 –, Bruchspuren 176 –, Dachregion 256 –, Fließspuren 176
–, Interngefüge 176 –, Kontaktmetamorphose 318 –, Platznahmemechanismen 176 –, Pull-Apart-Typ 177 Plutonismus 14, 173 ff, 237, 447 Plutonite 137 ff, 173 f, 225 –, Ausbildung, hypidiomorphe 138 –, chemische Zusammensetzung 142 –, felsische, Soliduskurven 234 –, granitische, Häufigkeitsverteilung 229 –, IUGS-Klassifikation 140 f –, mafische –, Mikrofotos 146 ff –, Mineralbestand, modaler 139 –, Q–A–P–F-Doppeldreieck 139 –, subalkaline 145, 480 –, ultramafische Plutonit-Porphyre 138, 141, 174 poikiloblastisch 340 Pointcounter 139 Polianit 57 Polierrot 37 Polierschiefer 305 Polybasit 34, 264 Polygonal-Gefüge 340 Polyhalit 307 Polymetamorphose 340 polymineralisch 12 Polyxen 24 Porenlösung 288 Porenraum 288 Porosität 13 –, Reduzierung 315 porphyrisch 13 Porphyrit 150, 480 Porphyroblast 12, 13, 313, 319, 338, 340 –, Einschlüsse 356 –, Internrelikte 340 Porphyroklast 322 Porphyry Copper Ore 36, 257 ff, 326, 352 –, Gold 259 Portlandzement 63, 295 Porzellanerde 107 Porzellanjaspis 114 Porzellanit 305 Posidonienschiefer 295 Potchopal 115 Potentialfläche 358, 359 Potentialtrog 360, 360 Prasem 114 Prehnit 315, 331, 383, 390 –, -Pumpellyit-Fazies 388 f, 390 –, Minerale 390 pressure –, geostatic (engl., siehe Belastungsdruck) 316 –, lithostatic (engl., siehe Druck, lithostatischer) 316 Prevalent Mantle Reservoir (PREMA), (87Sr/86Sr)0-Verhältnis 471 Propylitisierung 263, 352 Prospektion 15 Protoenstatit 210 Protogin-Granit (Schweizer Zentralalpen) 322 Protokataklasit 322
Protolith 313 Proustit 263, 264 –, -Pyrargyrit 8, 34, 42, 264 Provinz, magmatische 187 f Prozess –, geologischer 317 –, Reaktionskinetik 463 –, gesteinsbildender 14, 15, 135 –, krustenbildender 447 –, magmatischer 14 –, geotektonische Position 461 –, Modellierung 455 –, Spurenelement-Geochemie 455 –, Spurenelement-Verhalten 457 –, metamorpher 14, 312 –, plattentektonischer 447 –, sedimentärer 14 –, sedimentbildender 275 –, vulkanischer 14 Psammite 286 ff, 290 ff –, Einteilung 290 f –, Schwerminerale 291 Psephite 286 ff, 290 ff –, Einteilung 290 –, Einzugsgebiet 290 –, monomikte 290 –, polymikte 290 –, Rundungsgrad 290 Pseudobrookit 429 Pseudoleucit 155, 209 Pseudomorphose 99 –, Hämatit nach Magnetit 51 Pseudoschnitt 374, 376 pseudosection (engl., siehe Pseudoschnitt) 374 Pseudotachylit 323 Pseudowollastonit 96 Psilomelan (siehe Romanèchit) 57, 266, 304 P-T-Bedingung 355 P-T-Diagramm (Druck-TemperaturDiagramm) 28, 65, 111, 133, 182, 196, 197, 221 f, 229 ff, 314, 328, 357, 363, 365 ff, 374 ff, 388, 401, 415, 417 –, Geobarometer 375 –, Geothermometer 375 –, Isochore 133 –, Mineralfazies, metamorphe 388 –, mögliche Pfade 377 P-T-Feld 363 P-T-Pfad 356 –, im Gegenuhrzeigersinn 378 –, im Uhrzeigersinn 377 –, Rekonstruktion 376 –, Typ 377 –, Verlauf 377 P-T-Pseudoschnitt 374 P-T-X-Daten 133 Pterokorallen 299 Puffersystem, Gleichgewichtskurve 373 Pumpellyit 315, 331, 383, 390, 390 Punktdefekte 344 Punktzählverfahren 139 pure shear (engl., siehe Scherung, reine) 342
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Index P-Welle 408, 422 –, Geschwindigkeit 408 –, Mond 429 –, Laufzeit-Kurve 408 –, Tiefenabhängigkeit 410 Pyknit 85 Pyragogi 405 Pyralspit-Reihe 83 f Pyramide 6 Pyrargyrit 8, 42, 263, 264 Pyribolit 394 Pyriklasit 394 Pyrit 2, 8, 34, 38, 39, 144, 243, 244, 258, 260,264, 269, 281, 301 –, Abröstungsrückstände 39 –, gelförmiger 300 –, Gold-Einschlüsse 21, 263 –, Kristallstruktur 39 –, Oxidation 282 –, Stabilitätsfeld 301 Pyrochlor 244, 350 Pyroelektrizität 91 Pyroklastika, Pyroklastite 15, 137, 157, 167 ff, 258, 285 –, flächenhafte Verbreitung (D) 167 –, Fragmentierungsgrad (F) 167 pyroklastische Ströme 168 Pyrolit –, Aufschmelzen, partielles 221, 417, 419 –, H2O-frei (trocken) 221 f –, H2O-haltig 222 ff –, Aufschmelzgrad 224 –, Chemismus 417 –, fertiler 419 –, Granat- 418 –, Mineralparagenesen 418 –, -Modell 221, 416, 417 –, Plagioklas- 418 –, Pyroxen- 418 –, -Solidus 221 –, Spinell 418 –, Zusammensetzung 417 Pyrolusit 49, 57, 266, 283, 304 –, Pseudomorphose nach Manganit 57 Pyrometamorphose 316, 320, 368, 397 Pyrometer 181 Pyromorphit 8, 75, 77, 283 Pyrop 83, 375, 401 –, -Granat 293 –, -Kristall 401 Pyrophylacia 405 Pyrophyllit 81, 101, 102, 296, 315, 363 f, 364, 383 –, Polytypen 101 –, Schichtstruktur 100 f –, -Talk-Gruppe 101 f, 102 Pyrop-Serpentinit 334 Pyroxenchondre 438 –, radial gestreifte 438 Pyroxene 3, 92 ff, 133, 139 ff, 144, 146 ff, 182, 191, 221, 239, 277, 291, 336, 438, 480 –, Alkali- 95 –, Ca- 94 –, -Granulit 394, 395 –, Häufigkeit in der Erdkruste 10
–, -Hornfelsfazies 388, 396, 397 –, in experimentellen Modellsystemen 197 f, 200 ff, 210 ff –, Kristallstruktur 92 f, 96 –, Löslichkeit 277 –, Mg-Fe- 94 –, Mischkristallreihen 213 –, -Pyrolit 418 –, Stabilitätsfeld 417 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Pyroxengranulit –, basischer 336 –, felsischer 336 Pyroxenhornfels (sog. Beerbachit) 338, 338 –, fazies 384, 388, 396 Pyroxenit 140 f, 242, 480 Pyroxenoide 96 f Pyroxenpyrolit 417 f Pyroxentrapez 93 f Pyroxferroit 96, 429 Pyrrhotin 8, 33, 36 f, 242 ff, 260, 269 Q Q–A–P–F-Doppeldreieck 139 QFM-Puffer 372 Quartilmaß 288 Quarz 4, 11, 12, 55, 109 ff, 132 f, 139 f, 144, 145 ff, 154 f, 172, 228 ff, 247 ff, 254 f, 262, 267, 277, 314, 343 ff, 355 f, 363, 366, 374, 382 ff –, als Rohstoff 114 –, Deformation 343 f –, -Dihexaeder 114, 150 f –, Flüssigkeitseinschlüsse 113, 133 f –, -gänge 267 –, gemeiner, Varietäten 113 –, Häufigkeit in der Erdkruste 10 –, in Meteoriten 437 –, Korrosionsbuchten 150 f –, Kristallverzerrungen 6 –, Löslichkeit 277 –, -Sole 267 –, undulöse Auslöschung 343 –, Varietäten –, kryptokristalline 114 –, mikrokristalline 114 –, zur Gesteinsklassifikation 139 –, Zwillingsgesetze 112 Quarzdiorit 140, 146 f, 480 Quarzgabbro 140, 148 Quarzglas 114 –, diaplektisches 324 Quarzit 12, 312, 336, 400 Quarzkatzenauge 114 Quarzmonzonit 140, 234 –, Soliduskurve 234 Quarzporphyr 150, 480 Quarzporphyrit 480 Quarzsand 290 Quarzsandstein 290 Quarzsyenit 140, 207 Quarztholeiit 150, 210, 216, 223 Quarztrachyt 140, 207 Quarzuhr 115
Quecksilber –, Erz 271, 283 –, Erzlagerstätten, vulkano-sedimentäre 271 f –, Erzmineral 37 –, ged. 4, 19, 22, 283 –, Schmelzpunkt 4 –, Gruppe 19 –, Lagerstätten, vulkanogen-sedimentäre 271 Quellkuppe 165 f Quelltuff 300 Querglimmer 343 Querpluton 175 R Rabenglimmer 104 Radialgang 170, 174 Radioaktivität 16 Radiolarien 304 Radiolarienschlamm 294 Radiolarit 116, 305 Radionuklid 190, 463 –, Halbwertszeit 468 –, Zerfallskonstante 467, 468 Radium 58, 266 Radiumsalz 266 Raman-Spektroskopie 134 Rammelsbergit 38, 41 Range 303 Raoult-Van t’Hoff ’sches Gesetz 197 rare earth elements, REE (engl., siehe Seltenerd-Elemente, bzw. Lanthanide) 449 Raseneisenerz 59, 303 Rasterelektronenmikroskop (REM) 277, 288 Raubfisch 299 Rauchgasgips 72 Rauchquarz 11, 113 Raumdiagonale des Würfels 8 Raumgitter 4 Raumgruppen 6 Raumproblem des Plutonismus 176 Raumwelle 408 R-Chondrit (siehe Rumuruti-Chondrit) 440 REA-Gips 72 Reaktion –, exotherme 181 –, Meigen’sche- 65 –, metamorphe 312, 355 ff –, Oxid- 372 –, Oxidations-Reduktions- 371 –, Oxid-Silikat- 372 –, peritektische 204, 207 –, polymorphe 360 –, topotaktische 397 Reaktionsgefüge 356 Reaktionskorona 356 Reaktionskurve 208, 211 f Reaktionspaar 213 Reaktionsprinzip von Bowen 213 ff Reaktionspunkt 204 f, 208,
Index Reaktionssaum 213 Reaktionsschritt –, prograder 356 –, retrograder 356 Reaktionsserie 213 f –, diskontinuierliche 213 f –, kontinuierliche 213 f Reaktionszone, metasomatische 351 Realgar 41 f, 171 Reäquilibrierung 133 Rechtsquarz 112 recovery (engl., siehe Erholung) 317, 345 Red-Bed-Lagerstätten 293 Redoxpotential 254, 269, 283, 284, 301 reduzierend 284 REE 458 –, Absolut-Gehalte 458 –, -Muster 458 –, -Muster, Chondrit-normiertes 458, 459 –, Verteilungskoeffizienten 457 reef core (engl., siehe Riffkern) 299 Reflexionsgesetz 409 Regionalmetamorphose 318, 326, 329, 366 –, Isograde 326 –, Mineralzone 326 –, Produkt 326 –, Umwandlungszonen 326 Regolith 325, 427, 428 Reibung, tektonische 316 Reibungsbreccie 322 –, tektonische 322 Reibungswärme 322 Reicherz 281 Reihe –, kristalloblastische 340 –, magmatische 145 Rekombinationsleuchten 434 Rekristallisation 321, 345 –, dynamische 345 –, statische 345 Rekurrenz 254 Relikt, metastabiles 363 Residual –, -Kaolin 279 –, -Lagerstätten 281 –, -Ton 279 Residuum 221 –, kristallines 456 Resister 348 Restgestein (Restit) 189, 223 f, 235, 313, 346 ff Restit-Saum 349 Restlösung 237, 254 Restschmelze 192, 209, 213, 215, 237, 241, 247, 250 retrograde Löslichkeit 184, 248 f, retrograde Überprägung 133 retrogrades Sieden 249, 254 Rhenium 38 rheologisch kritischer Schmelzanteil 190, 231 Rhodanwasserstoff HCNS, vulkanischer 170 Rhodochrosit 61, 64, 262, 304 Rhodonit 96 f
Rhombenfeldspat 120, 122 Rhombenporphyr 122 rhombisch 7 rhombischer Schnitt 120 rhomboedrisch 10 Rhylithmagma 183 Rhyodacit 140, 150, 480 Rhyolith 13, 140, 143, 148, 150 f, 163, 165, 181, 188, 207, 220, 229, 256, 263, 279, 480 –, chemische Zusammensetzung 142 –, hyaliner 148 –, Verwitterungsbildung 279 Rhyolithglas 184 Rhyolithtuff 170 rhythmic layering (engl. rhythmischer Lagenbau) 178 Richterit 350 Riebeckit 99, 400 Riesengoldseife 292 Riesenkristalle 89, 250 Riffbewohner 299 Riffe 299 Riffkalk 286, 297 Riffkern 299 Riffplattform 299 Rifftyp 299 rift valley (engl., siehe Grabenzone, intrakontinentale ) 157 Riftia pachyptila 268 Riftzone –, intra-kontinentale 159, 161, 220, 227, 241 –, kontinentnahe, hydrothermale Aktivität 271 rigidity (engl., siehe Schubmodul) 408 ring dike (engl., siehe Ringgang) ring silicates (engl., siehe Ringsilikat) Ringelerz 264 Ringgang 170, 174 Ringkomplexe 159, 244 Ringsilikate 3, 79, 80, 89 Ringwolke 167 Ringwoodit 439 –, in Meteoriten 437 Rinkomplex 159, 244 Ritzhärte, 16 –, Anisotropie 5, 85 Rohdiamant 25 Rohrzucker 7 Rohstoff, natürlicher 15 Roll-Front-Typ 293 Romanèchit 57, 266, 304 Romanzement 295 röntgenamorph 115 Röntgenbeugung 9, 115, 196, 294 Röntgenfluoreszenzspektroskopie (XRF) 143 Röntgenpulverdiffraktometrie (XRD) 278, 361 Rosaberyll 90 Rosenbusch-Regel 146, 214 Rosenquarz 11, 113, 251 Rotbleierz (siehe Krokoit) 72 Roteisenerz (siehe Hämatit) 54 Roteisenstein (siehe Hämatit) 54, 266
Rötel 54 Roter Glaskopf 54 Rotgültigerz –, dunkles (siehe Pyrargyrit) 42 –, lichtes (siehe Proustit) 42 Rotkupfererz (siehe Cuprit) 49, 50 Rotnickelkies (siehe Nickelin) 36 Rubellit 92 Rubidium 251 –, Isotope 468 –, -Strontium-Datierung 378, 468 ff Rubin 53, 293 –, -Laser 53 Rubinblende 34 Rubinglimmer (siehe Lepidokrokit) 49, 59 Rücken –, mittelozeanische 331, 352 –, Bougier-Anomalie 411 –, Spilit 352 Rückenbasalt, mittelozeanische (MORB) 459 Rückriff 300 Rudisten-Muscheln 299 Rudstone 297 Rumuruti-Chondrit 440 Rundungsgrad 288 runitisch 250 Runzelschieferung 332 Ruschelzone 259 Rutil 7, 49, 55 f, 58, 114, 291, 379, 429, 457 –, hochdichter 324 –, Struktur 56, 110 Rutschstreifen 342 S Safflorit 38, 41 –, -Rammelsbergit 265 Salband 262 salinarer Zyklus 308 Salinität 134, 254, 307 salische Gruppe 144 Salit 93, 94 Salzaufwölbung 309 Salzausblühung 306 Salzbildung, terrestrische 306 Salzdiapir (siehe Salzstock) 309 Salzdom 177 Salzgesteine 286, 305, 307 ff, 314 –, Metamorphose 309 –, Typen 307 Salzkrusten 306 Salzlagerstätten 285 –, Minerale 307 Salzminerale 307 –, Ausscheidungsfolge 307 –, Löslichkeit 277 Salzpfanne 306 Salzsäure 46, 309 Salzsee 306 Salzsprengung 276 Salzstock 309 Salzsumpf 306 Salztektonik 309 Salzwasser 299
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Index Samarium 471 –, Isotope 471 Samarium-Neodym-Datierung 471 Sand 13, 289, 291 Sandstein 13, 261, 289 –, Bindemittel 290 –, Diagenese 289 –, Kontaktmetamorphose 320 –, Mineral-Neubildung 289 Sanduhrstruktur (siehe auch Sektorenbau) 94 Sanidin 7, 109, 116, 118 ff, 121 –, -Struktur 117 –, Umwandlung zu Mikroklin 118 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Sanidinit 350 Sanidinitfazies 388, 397 –, Minerale 397 Saphir 53, 293 Saphirquarz 114 Saponit 108 Sapphirin 395 Sarder (siehe Sardonyx) 114 Sardonyx 114 Sassolin 171 Sättigungsgrad an SiO2 144 Sättigungsgrenze 254 Säuerling 171 Sauerstoff 447 –, Fugazität 241, 371, 372 –, Kontrolle 372 –, Isotope 254, 274, 463 –, Fraktionierung 464 –, stabile 464 –, Isotopen-Standard 463 –, Partialdruck 371 –, -Zahl 477 Säulenbasalt 163, 164 Säulenriff 299 Saumriff 299 Säure, organische 276 Säurespat 47 Saussurit 88, 153 Sb –, -Fahlerz (siehe Tetraedrit ) 42 –, ged. 265 Schalenbau 410 Schalenblende (siehe Wurtzit) 34, 35, 300 Scheelit 7, 72 f, 254, 257, 260 –, -Lagerstätte, stratiforme 271 Scheinalter 404, 473, 474 Scherbenkobalt 24, 265 Scherung 342 –, einfache 341 –, reine 341, 342 Scherwelle (siehe S-Welle 408 Scherzone –, duktile 261 –, extensionale 177 Schichtsilikate 3, 79, 81, 99 ff, 102, 106 –, Löslichkeit 277 –, Polytypen 101 –, Strukturen 99 f Schichtung 13, 286 –, gradierte 287, 294, 339
–, magmatische 148, 176, 191 –, sedimentäre 313 Schichtvulkan (siehe Stratovulkan) 137 Schiefer 335 –, -Gefüge 335 –, kristalliner 326, 332 Schieferton 295 Schieferung 13, 315, 332, 342 –, erste, Verfaltung 342 –, zweite 342 Schieferungsfläche (S-Fläche) 332, 335 Schieferungsgefüge, verfaltetes 343 Schild, Kanadischer –, Gold 263 Schildvulkan 165 –, Hawaii-Typ 165 –, Islandtyp 165 Schirmregion 166 schistosity 342 Schlacke, vulkanische 137 Schlackenkegel 169 Schlackentuff 169 Schlamm 289, 294 –, biogener 294 Schlammgefüge 297 Schlammstrom –, heißer 167 –, vulkanischer 168 Schleifmittel 53 Schlieren 176, 193 Schlierengefüge 13 Schließungstemperatur 376, 378, 468, 470, 471 Schlot 166, 170 f –, -breccie 159, 169 –, -magma des Vesuv 191 –, mündung 167 Schmelzanteil, rheologisch kritischer 190, 231 Schmelzbeginn 377 Schmelze 312, 315, 367, 455 –, alkalirhyolithische 203 –, alkalitrachytische 203 –, anatektische 315 –, Anteil, leukokrater 312 –, basaltische 222 f –, Farbe und Temperatur 181 –, granitische 227 ff –, H2O-reiche –, Lösungsfähigkeit 253 –, komagmatische 190 –, Kristallisationsverlauf 198 ff –, magmatische 161 –, Struktur 180 –, Zusammensetzung 180 –, Mischbarkeit 242 –, Seltenerd-Elemente 457 –, tonalitische 315 Schmelzeinschlüsse 133, 249 Schmelzen –, fraktioniertes 216 f, 456 –, partielles 221 ff, 455 Schmelzminimum 205 f, 207 f, 227 ff Schmelzphase, überkritische 249 Schmelzpunkterhöhung 198
Schmelztemperatur 235 Schmelztropfverfahren von Verneuil 53 Schmelztuff 137, 169 Schmelzversuche 181 f Schmelzvorgang, Entropiedifferenz 198 Schmelzwärme, molare 198 Schneeball-Granat 343 Schneedecke 285 Schnittpunkt –, oberer 473 –, unterer 473 Schockwelle 168, 323 –, Ausbreitung 324 –, Druck 323 –, Temperatur 323 Schockwellenmetamorphose 27, 115,323 ff, 434 Schollengefüge 13 Schollenlava 163 Schörl 92 Schornstein 269 Schotter 13, 286, 289 f –, glazialer 286 Schrägschichtung 287, 339 Schraubenachse 6 Schraubenversetzung 344 f Schreibersit 7, 429, 437, 444 Schriftgranit 121, 141, 250 Schubmodul 408 –, Definition 408 Schubspannung 408 Schuchardit 281 Schutt 289, 290 Schuttstrom 377, 431 –, vulkanischer 168 Schuttwanne, aride 293 f Schutzkolloide 302 Schwalbenschwanzzwilling 71 Schwämme 299 Schwarze Raucher (siehe Black Smoker) 267 ff Schwarzer Glaskopf 57 Schwarzerz 270 Schwarzschiefer 295 –, Erzlagerstätten 296 Schwefel 447 –, ged. (elementarer) 2, 19, 28 f, 171, 180, 258 –, Kristallstruktur 29 –, Lagerstätte 258 –, Isotope 463, 464 ff –, stabile 464 –, Isotopen-Standard 463 Schwefeldämpfe, vulkanische 170 f, 180 Schwefelkies (siehe Pyrit) 38 Schwefelquelle 171 Schwefelsäure 39, 71, 276, 282 Schweißschlacken 169 –, bänke 169 –, kegel 169 Schweizer Gesetz (auch Dauphinéer Gesetz) 112 Schwerbeton 70 Schwermetall –, Konzentration, geochemische 454 –, -Seife 292
Index –, -Sulfide, Ausfällung 267 Schwermineral 12, 291 Schwerspat (siehe Baryt) 70 Sea-Floor Spreading 52, 165, 220, 412, 420 Seamount 165 Sechslinge 50 second boiling (engl., siehe Sieden, retrogrades ) 254 Sedex-Lagerstätten 271 Sediment 15, 135 Sedimentation 447 –, magmatische 178 Sedimentbildung –, limnische 296 –, marine 296 Sedimente, Sedimentgesteine 12, 15, 135, 285 ff –, biochemische 286, 296 ff –, Charakterisierung 461 –, chemische 286 f, 296 ff –, Definition 275, 285 –, Diskriminations-Diagramm 462 –, Gefüge 286 f –, Gliederung 286 –, Häufigkeit in der Erdkruste 15, 135 –, Isotopfraktionierung 463 –, kieselige 304 –, Ausscheidung 304 –, Diagenese 304 –, klastische 286 ff, 289 –, Benennung 286 –, Korngrößenskala nach Wentworth 286 –, Korngrößenverteilung 288 –, Korngrößeneinteilung 13, –, Mangan-reiche 301 –, metallreiche 269 –, organogene 286 –, Porenraum 288 –, Schichtung 286 Sedimentpetrographie 288 Seeerz 59, 303 Seekreide 300 Seesedimente 169 Seger-Kegel 181 Seifen 282, 291 ff –, äolische 292 –, Edelmetall- 292 –, Edelstein- 293 –, fluviatile 291 f –, fossile 292 –, Gold- 292 –, litorale 292 –, marine 291 –, Zinn- 292 Seifengold 22, 292 Seillava 164 Seismik 408 –, Grundlagen 408 Seismograph 408 Sektorenbau (siehe auch Sanduhrstruktur) 158 f Selen, ged. 8 Selenide 3 Seltene Erden 83, 251
Seltenerd –, -Element (SEE, REE) 14, 55, 83, 226, 244, 251, 389, 449, 457 –, leichtes (LREE) 450 –, schweres (HREE) 450 –, Verhalten 457 –, Erzreserve 244 –, -Metalle 76 –, -Mineral 76, 281 –, -Muster 458 Senfgold 283 Sensitive High-Resolution Ion MicroProbe (SHRIMP) 378, 473 Sericit 103 Sericitisierung 313, 352 Serien, magmatische 145, 187, 188 f, 213, 223 Serpentin 437 –, -Gruppe 102, 105, 153 –, Minerale 105 f –, Schichtstruktur 100, 105 –, misfit (engl. Fehlanpassung) 105 Serpentinisierung 148, 153 –, autometasomatische 352 Serpentinit 106, 281, 335, 337 –, prograde Metamorphose 365 –, technische Verwendung 337 –, Verwitterung 281 S-Fläche 332, 342 shale (engl., siehe Silt- und Tonstein) 295 Shatter Cone (Strahlenkegel) 324 f sheet silicates (engl., siehe Schichtsilikate) 81 Sheeted-Dike-Complex (engl.) 150, 174, 269, 270, 331, 411 Shergottit 441, 442 –, EETA 79001 442 Shergottite (Mars-Meteorit) 436 Shoshonit 263, 461 Si-Al–, -Unordnung 360 f –, -Verteilung 295 Sichelstock 175 Siderit 61, 64, 261, 266, 301 –, -gänge, hydrothermale 266 –, -Lagerstätten, metasomatische 261 –, manganhaltiger 266 –, Stabilitätsfeld 301 Siderophyllit 103 Siebener-Einfachkette 96 Siebsatz 286 Siedekurve 134, 196 Sieden, retrogrades 249, 254 Silber –, Ausfällung 283 –, Erz 283, 293 –, Red-Bed-Typ 293 –, Erzgänge 264 f –, Erzminerale 32 f, 34, 43 –, edle 263 ff –, komplexe 265 –, ged. 8, 19, 21, 34, 263 f, 283, 293 –, -Kobalt-Nickel-Wismut-Erz 265 –, Konzentrations-Clarke 454 –, -Lagerstätten
–, epithermale 263 Silberfahlerze 264 Silberglanz (siehe Argentit, Akanthit) 21, 32 f, 34, 263 ff Silberlagerstätten 34 Silberlocke 21, 265 Silberschwärze 32 Silberträger 264 Silcrete 279 Silexit 480 Silicium –, Al-Substitution 80 –, -Einkristall 115 Siliciumcarbid SiC 114 Silikagel 114 Silikastein 114 Silikatbauxit 280 Silikatbeton 114 Silikate 3, 79 ff –, Eigenschaften, kristallstrukturelle 17 –, in Meteoriten 437 –, -Minerale, fraktionierte Kristallisation 239 –, Strukturprinzipien und Gliederung 79 ff –, Systematik 80 –, Verwitterung 277 ff Silikatgestein –, Hauptkomponenten 382 –, Verwitterungsbildung 279 ff Silikatglas-Einschlüsse 133 Silikatmagmen, liquide Entmischung 192 Silikatmarmor 336, 392 Silikatschmelze 14, 448 –, Kristallisationsverlauf 195 ff –, liquide Entmischung 192 –, Struktur 180 Silikone 114 Silizium, Verwitterungslösungen 278 Siljan-Struktur (Schweden) 434 sill (engl., siehe Lagergang, vulkanischer) 137, 170 Sillimanit 7, 81, 84, 226, 313, 326, 328 f, 335 f, 357, 359 ff, 366 f, 374, 383 f, 388, 392 ff –, Stabilitätsfeld 357 –, Stabilitätsgrenze 363 –, Synthese 360 –, Zerfall 363 Sillimanitzone 326 Silt 289 Siltstein 289, 295 simple shear (engl., siehe Scherung, einfache) 341 Sinter 63, 172 Sintermagnesit 64, 261 SiO2 –, Ausscheidung 279 –, -Gel –, Löslichkeit 278 –, Hochdruckmodifikationen 324 –, Löslichkeit 278, 304 –, -Minerale 109 ff –, Kristallstrukturen 109 f –, Phasenbeziehungen 110 f
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Index –, Stabilitätsfelder 111 SiO4- und (Si,Al)O4-Tetraeder 79 ff, 180, 215 Skala nach Wentworth 286 Skapolith 7, 125, 244, 383 –, -Gruppe 7, 125 Skapolithisierung 244 Skarn, Skarnerz 40, 52, 95, 259 f, 260, 338, 350 –, -Lagerstätten 259, 350 –, Typen 260 Skelett-Kristall (Mikrolith) 13 Skolezit 7 Skutterudit 8, 38, 41 slate (engl., siehe Tonschiefer) 295, 332 slaty cleavage (engl., siehe Schieferung) 332 Smaragd 50, 90, 337, 351, 352 –, synthetischer 90 Smectit (siehe Montmorillonit) 102, 107 Smirgel 52 f, 104 Smithsonit 61, 64, 283 –, White 267, 268 SNC-Achondrit, Zusammensetzung 442 Soda (siehe Natron) 46, 306 Sodalith 8, 109, 124 f, 154, 481 –, -Käfig 79, 124 f, 128 –, -Reihe 109, 124 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Sodalithphonolith 155 Sodalithsyenit 155, 481 Soffionen 171 f Sol, hydrophiles (lyophiles) 278 Sole 254 Solfataren 171 solid inclusion (engl., siehe Festeinschluss) 132 solid-state diffusion creep (engl., siehe Diffusionskriechen im festen Zustand) 345 Soliduskurve 182, 199, 206, –, H2O-gesättigt –, Basalte 182 –, Granite 182, 209, 229 ff, 248 f –, unterschiedliche Gesteine 234 –, trocken, Granit 229 ff Solidustemperatur 182, 197 ff, 248 f –, Erniedrigung durch Druckentlastung 189 Solvus 118 f, 205 f Sonnenbrenner-Basalt 127 Sonnenstein (siehe Aventurinfeldspat) 122 Sonnensystem, Bildungsphase 433 Sonnenwind 429 Sorelzement 64 Sorosilikate (siehe Gruppensilikate) 80, 87 Sortierung 287 sp3-Hybrid-Bindung 448 Spaltbarkeit 16 Spalte, tektonische 261 Spalten-Effusion 165 Spaltwinkel bei Amphibolen und Pyroxenen 92 Spannung (siehe Stress) 316 Spannungsellipsoid 316
Spannungsreihe, elektrochemische 254, 283 Spannungsriss 261 Sparit 297 Spateisenstein (siehe Siderit) 64, 266 Spatmagnesit 63, 261 Speckstein 101 Speerkies (siehe Markasit) 39 Speiskobalt (siehe Skutterudit) 38, 41 Spekularit, BIF 302 Sperrylith 8, 243 Spessartin 83, 304 Spessartit 141 Spezialstahl 77 Sphalerit 8, 34 f, 260, 262, 264, 265, 269 –, Kristallstruktur 35 sphärolithisches Gefüge 13 Sphärosiderit 64 Sphen 86 f Sphenoid 6 Spiderdiagramm (siehe auch MultielementDiagramm) 459, 460 Spiegelebene 6 Spiegeleisen 57 Spiegelung 6 Spilit 352 Spilitisierung 272 Spilosit 338, 351 Spinell 8, 49, 50 f, 148 f, 221, 241, 429 –, Edler 51 –, -Gruppe 49 f –, Invers- 51 –, -Lherzolith 148 f, 221 –, Normal- 50 –, -Pyrolit 221, 417 f –, Stabilitätsfeld 417 Spinellgesetz 25, 35, 51 Spinellstruktur 50 f –, Synthese-Produkte 51 Spinellverzwillingung 35 Spinifexgefüge 153 f Spodumen 93, 96, 251 Sprengrisse 401 Sprödglimmer-Gruppe 104 Sprudelstein 65, 172 Spurenelement 142, 450, 455 –, Anreicherung 456 –, Definition 455 –, Eigenschaften, kristallchemische 455 –, -Fraktionierung 457 –, -Geochemie 455 –, geochemisches Verhalten 457 –, Gleichgewichtsschmelzen 456 –, Indikator für magmatische Prozesse 461 –, inkompatibles 220, 419, 450, 455, 457, 459 –, kompatibles 450, 455 –, -Konzentration 462 –, Mineral 455 –, -Muster –, Chondrit-normiertes 459 –, MORB-normiertes 460 –, Verarmung 456 –, Verteilung auf Phasen 455 –, Verteilungskoeffizient 455
Spurenelementgehalt, Modellierung 456 Spurenmineral, Nernst’scher Verteilungskoeffizient 455 Stabilitätsbedingung 355 Stabilitätsdiagramm im System Cu–S–O2– H2O–CO2 283 Stadium –, hydrothermales 253 –, pegmatitisches 248, 253 –, pneumatolytisches 254 Stahlveredler 14, 38, 40, 57, 73 Stalakmit 298 Stalaktit 298 Stamm-Magma 187, 189 f, 193, 216, 220 –, alkalibasaltisches 216 –, basaltisches 188 f –, Bildung 189 –, Fraktionierung 190 Standard Mean Ocean Water (SMOW), Isotopen-Standard 463 Standardabweichung, mittlere gewichtete (MSWD-Wert) 402, 470 Standardmineral der CIPW-Norm 144 Stannin 7, 57, 260, 265 Staub 289 Staubsedimente, äolische 294 Staukuppe 165 f Staurolith 12, 13, 81, 86, 291, 312 f, 326, 328 f, 332 f, 372, 374, 383, 392 f –, Durchkreuzungszwillinge 86 –, -Glimmerschiefer 12, 312, 332 f, 333 –, Porphyroblast 313 Staurolithzone 326 –, Barrow’sche 393 steady-state geotherm (engl., siehe Gradient, stabiler geothermischer) 376 Steatit (siehe Speckstein) 101 f Stein-Eisen-Meteorit 433, 436, 442 –, Häufigkeit 436 Steinmeteorit 433, 436 –, differenzierter (siehe Achondrit) 440 –, undiffenzierter (siehe Chondrit) 438 Steinsalz (siehe Halit ) 3, 8 f, 46, 306, 309 Steinsalzstruktur Stensen, Niels 6 Sternquarz 113 Stibiopalladinit 243 Stibnit 37 f, 266 Stilbit 109, 128, 172 –, Durchkreuzungszwilling 126 Stilpnomelan 315, 390 f, 390, 391, 398 Stishovit 7, 110 f, 115,, 324 Stock 138, 175 Stockscheider 256 Stockwerkerz 257 f, 270 Stockwerkhöhe 254 Stockwerkvererzung 257, 271 stockwork ore (engl., siehe Stockwerkerz) 257 Stoffaustausch, metasomatischer 259, 349 Stoffkonstanz, pauschale 348 Stoffkreislauf 447 Stofftransport, metasomatischer 350 Stoffwanderung, metasomatische 259 Stoke’sches Gesetz 177, 190, 239
Index Störungszone, tektonische, kataklastische Metamorphose 322 Stoßfront 323 Stoßkuppe 165 Stoßwelle 323, 428 Strahlenkegel (Shatter Cones) 324 Strahlenkrater 431 Strahlstein (siehe Aktinolith) 98 Strain (engl. Verformung) 316, 341 –, -Ellipsoid 341 f –, -Energie 345 Strainrate (Verformungsrate) 344 Strandseife 292 Stratovulkan 137, 170, 258 Stress (engl. Spannung) 316, 322, 341, 344 –, differentieller 316, 322, 341, 344 –, -Ellipsoid 316 –, mittlerer 316 Stressmineral 316 Streusalz 309 Strich 16 Stricklava 163 Strom, pyroklastischer 167 f Stromatolithe 297, 299 Stromatoporen 299 strombolianische Tätigkeit 167 Strömungsmarken 339 Strömungsrippeln 286 Strontianit 61, 66, 244 Strontium 66, 251 –, initiales 87Sr 469 –, initiales 87Sr/86Sr-Verhältnis 227, 469 ff –, Isotope 469 structure (engl., siehe Textur) 13 Struktur 13 Strukturdefekte 344 Stuckgips 71 f Stufenregel, Ostwald’sche 359 Stufenversetzungen 344 f S-Typ-Granit (sedimentary source rocks) 226 subaerisch 138 subalkaline rock suite (engl., siehe Magmatit, subalkaliner) 145 Subduktion, Subduktionszonen 150, 161 f, 165, 180, 220, 220, 326, 329, 377, 388, 397, 419 f, 422 Subduktionsorogen 257 Subfazies 389 subgrain boundary (engl., siehe Kleinwinkelkorngrenze) 345 subhedral (engl., siehe subidiomorph) 340 subidiomorph 340 Subkorn 345 Subkornbildung 317 Subkornrotation 345 Sublayer 243 Sublimation 171 Sublimationsprokte 180 submarin 138, 163, 165 Subsolidusbereich 119, 182, 206 Subsolvus –, -Granit 207 –, -Syenit 207
Substanz, kohlige, Reflektivität 315 Substitution, gekoppelte 103 subterminal 170 Subtraktions-Baufehler 37 Subvulkan 174 subvulkanische Gesteine 138, 140 f Sudbury-Struktur (Ontario) 434 Sudoit 105, 398 Suevit 325 Sulfarsenid 38 Sulfatdüngemittel 309 Sulfate 3, 69 f, 306 f –, wasserfreie 69 –, wasserhaltige 69 Sulfat-Mejonit 109, 125 Sulfid, Schwefel-Isotope 467 Sulfide 3, 31, 242 ff, 257 ff, 267 ff –, komplexe 31, 42 f Sulfidmagmen, -schmelzen 14, 137, 180, 238, 242 ff Sulfidminerale 2 Sulfosalz 31, 42 f Sulfostannat 265 Sumpferz 303 Superplastizität 345 Super-Plume 220 Suspension, glutheiße 168 Süßwasser 299 Suttroper Quarze 112 S-Welle 408 –, Geschwindigkeit 408 –, Mond 429 –, Laufzeit-Kurve 408 –, Tiefenabhängigkeit 410 Syenit 141 –, Alkalifeldspat- 141, 154 –, Foid- 141 –, foidführender 141 –, Häufigkeit in der Erdkruste 135 –, Nephelin 154 f –, -Pegmatit 247, 250 Syenogranit 145 Sylvin 45, 46, 277, 307 ff Sylvinit 46, 307 Symmetrie 6 –, -Element 6 –, -Operation 6 Symplektit 340, 356 syn(tektonische) Kollisions-Granite (synCOLG) 189, 226, 461 f Synchisit 350 syn-COLG (syn-collision granites ) 189, 226, 461 f System –, Al2SiO5 257 ff, 357, 359 –, G-T-Diagramm 359 –, P-T-Diagramm 359, 360 –, Albit–Anorthit (- H2O) 119, 198 ff, 207 –, Albit–Kalifeldspat (- H2O) 118, 119, 205 ff –, Albit–SiO2–(H2O) 227 –, CaCO3 65 –, CaCO3–CaMg[CO3]2 67 –, Calcit + Phlogopit + Forsterit 357 –, CaO–MgO–Al2O3–SiO2–CO2–H2O
(CMASCH) 374 –, CaO–MgO–SiO2 357, 358 –, CaO–MgO–SiO2–CO2–H2O 370 –, T–XCO2-Diagramm 370 –, CaO–SiO2–CO2 368 –, Phasenbeziehung 368 –, Chromit–Olivin–SiO2 239 –, Cu–H2O–O2–S–CO2 284 –, Diopsid–Albit–Anorthit 200 ff, 234 –, Diopsid–Anorthit (- H2O) 197 f, 200, 207 –, Diopsid–Forsterit–SiO2 210 ff –, eutektisches 197, 203 –, Fe–FeS 423 –, Fe–Ni 444 –, Forsterit–Diopsid–Nephelin–Quarz 215 –, Forsterit–Diopsid–Pyrop 217 –, Forsterit–Fayalit 209 f –, Forsterit–SiO2 210 –, Freiheitsgrade 196 –, Gesamtdruck 363 –, geschlossenes 357 –, Gibbs’sche Phasenregel 357 –, Granit–H2O 248 –, idealisiertes 357 –, invariantes 359 –, K2O–FeO–MgO–Al2O3–SiO2–H2O (KFMASH) 374 –, PH2O-T-Diagramm 374 –, Kalifeldspat–Albit–Anorthit–Quarz– Wasser 227 –, Klinopyroxen–Olivin–Nephelin– Quarz 216 –, Leucit–SiO2 204 f –, metamorphes, fluide Phase 317 –, Mg2SiO4–Fe2SiO4 421 –, MgO–Al2O3–SiO2–H2O (MASH) 401 –, Na–K–Ca–Mg–SO4–Cl–H2O 308 –, Na–K–MgSO4–Cl–H2O 308 –, Nephelin–Kalsilit–SiO2 207 ff –, Nephelin–SiO2 203 f –, offenes 357 –, Olivin–SiO2 239 –, Olivintholeiit – H2O 182 –, Or–Ab–(H2O) 227 –, Or–SiO2–(H2O) 227 –, Orthoklas–Albit–Anorthit 116 f –, pyroklastisches 166 –, Quarz (Qz)–Albit (Ab)–Anorthit (An)–Kalifeldspat (Or) –H2O 227, 233, 248, 249 –, Quarz (Qz)–Albit (Ab)–Kalifeldspat (Or)–H2O (- CO2) 227 ff –, Qz–Ab 234 –, Qz–Ab–An–H2O 227, 234, 348 –, Qz–Ab–An–Or–H2O 233 f, 348 –, Qz–Ab–Or 229, 235 –, Qz–Ab–Or–H2O 348 –, Qz–An 234 –, Qz–Jd–Or–H2O 229 –, Silikat (Gabbro)–Oxid–Sulfid 238 –, SiO2 111 –, Tripelpunkt 357 –, Wasser H2O 196 –, Zustandsvariable 196
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Index T Tachylit (siehe Basaltglas) 323 Taconit, BIF 302 Tactit 338 Taenit 19, 23, 437, 444 ff –, in Meteoriten 437 Tafelschiefer 332 Tagish Lake (Meteorit) 440 Talk 81, 100, 101 f, 337, 365 f, 383, 401 f –, Schichtstruktur 100 –, -schiefer 9, 337, 351 –, Stabilitätsfeld 401 Talkum 102 Tansanit 88 Tantal 251 Tarnen 454 TAS-Diagramm 143 Tätigkeit –, hawaiianische 167 –, plinianische 167 –, strombolianische 167 Tauern-Fenster (Ostalpen) –, Blauschieferfazies 397 –, Eklogit 400 Teilchen-Trajektorien 341 Tektosilikate (siehe Gerüstsilikate) 108 Telescoping 254, 262 f Tellur, ged. 8 Telluride 3 Temperatur –, eutektische 197 ff –, magmatische 181 Temperaturkulmination 329 Temperaturverwitterung 276 Tennantit 8, 42, 43, 260 Tephra 137, 169 Tephrit 140, 143, 157 –, phonolithischer 140 Tephrophonolith 143 Tetraäthylblei 34 Tetraederschicht 99 ff, 105 Tetraedrit 8, 42, 43 tetragonal 7, 10 Tetrataenit, in Meteoriten 437 Teufenunterschied –, primärer 262, 263 –, sekundärer 283 Textur 13 f texture (engl., siehe Struktur) 13 T-fO2-Diagramm 371, 373 Thaler 266 The Geysers (Kalifornien), geothermische Energie 172 Thenardit 306 Theralith 155, 481 thermal aureole (engl., siehe Kontaktaureole) 318 Thermalabsätze 63, 116 Thermalquellen, Thermalwässer, Thermen 65, 116, 171, 253 thermische Barriere 204, 216 thermisches Tal 200, 228 Thermoelement 181 Thermometamorphose 320
Thermometer, geologisches 111 –, Dolomit-Calcit 67 Thiospinell 39, 52 Tholeiit(-basalt) 150 ff, 157, 182, 188, 216, 220, 480 –, in magmatischen Gebirgsbögen und Inselbögen (VAT) 220 –, Ozeanboden- 270 –, ozeanischer 224 –, ozeanischer Inseln (OIT) 220, 461 –, Quarz-normativer 216 tholeiitic magma series (engl., siehe Tholeiit-Serie) 145 tholeiitischer Trend 188 Tholeiit –, -Laven –, pikritische 244 –, -Serie 145, 188 Thomas-Prozess 67 Thomsonit 109, 126 f Thorianit 251 Thorium 14, 251, 472 –, -Zerfall 472 Thoriumminerale 251 Thortveitit 3 Thulit 88 Thuringite (siehe Chamosite) 105 Tief-Albit 117, 295 Tiefbohrung 407 –, Kola-Halbinsel (Russland) 135, 407 –, Windischeschenbach, Oberpfalz (KTB) 135, 407, 412 f Tief-Bornit 32 Tief-Chalkosin 283 Tief-Cristobalit 7, 110 Tief-Digenit 283 Tiefengesteine 13, 137, 173 Tiefenprofil 411 Tiefenstufe 387 Tief-Leucit 7 Tief-Quarz 8, 110 ff Tief-Schapbachit 264 Tiefsee, hydrothermale Erzbildung 267 Tiefseegraben 370, 420 Tiefsee-Sediment 411 Tiefseeton, roter 104 Tieftemperatur-Albit 119 Tieftemperaturbegrenzung der Metamorphose 314 Tieftemperatur-Fumarole 171 Tief-Tridymit 110 f Tigerauge 99, 113 Titan –, Erzmineral 55 –, Lagerstätten 177, 241 f Titanaugit 94, 94, 156 ff, 429, 481 Titaneisenerz (siehe Ilmenit) 49, 54 Titania 56 –, Night Stone 56 Titanit 7, 81, 86 f, 251, 267, 457 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Titanomagnetit 10, 52, 238, 240 f, 457 Titanweiß 55 Tochterprodukt, stabiles 467 Todorokit 57, 304
Tomographie, seismische 422 Ton 12, 107 f, 286, 289, 294 f –, chemische Zusammensetzung 291 –, feuerfester 295 –, mergeliger 295 –, montmorillonitreicher 108 –, pelagischer 294 –, Pseudomorphose nach Halit 46 –, Schmelzexperimente 348 Tonalit 140, 146, 220, 234, 480 –, Granodiorit-Granit-Assoziation 215 –, -Magma 189, 234 –, Soliduskurve 234 –, -System 227 Toneisenstein 303 Tonga-Graben 420 Tonmergel 295 Tonminerale 10, 12, 104, 106 f, 277, 287, 294 –, Bestimmung 277 –, Diagenese 289 –, -Gruppe 106 f –, Häufigkeit in der Erdkruste 10 –, Neubildung 278 –, silikatische –, Wechsellagerungsstrukturen 277 Tonschiefer 295, 318 f, 332 –, kontaktmetamorph überprägter 319 Tonstein 234, 261, 289, 295 ff –, bituminöser 295 –, karbonatischer 295 –, kieseliger 295 Topas 7, 80, 81, 85 f, 251, 256, 320, 350 –, Ausscheidung 254 –, Kristallstruktur 9, 85 Topasbrockenfels 320 Topasgreisen 256 Topazolith 84 Top-Brekzie 163 Tracht 5 Trachyandesit 143, 188 –, basaltischer Trachybasalt 143, 157 Trachydacit 143 Trachyt 141, 143, 155, 165 f, 188, 481 –, foidführender 141 –, -lava 165, 183 Trachytglas 193 Trachyttuff 170 Tranquillityit 429 Transformations-Zwilling 120 Translation 6, 9 Translationsabstand 4 Translationsgruppe 9, 10 Translationsvektor 4 Transmissionselektronenmikroskop (TEM) 107, 277 Transport 14, 285, 287, 447 –, Angriff 287 –, Material-Rundung 287 –, Veränderung, chemische 287 Transportmittel 285 Transversalwelle (siehe S-Welle) 408 Trappbasalte 164 Trappgranulit 336 Travertin 63, 300
Index Tremolit 81, 97, 98, 370, 383 –, -Aktinolith 98, 259 –, -Ferroaktinolith-Reihe 97 trench (engl., siehe Tiefseegraben) 420 Trennung, von Kern und Mantel 448 Tridymit 109, 110, 115, 203, 429 trigonal 7 triklin 4, 7, 10 trioktaedrisch 101, 104 Tripel 116, 305 Tripelpunkt 196, 357 –, Berechnung 362 Triphylin 251 Tritium-Analyse 170 Troilit 37, 423, 429, 438, 441, 444, 451 Troktolith 140 f, 148 Trona 306 Tropfstein 63 Trübestrom 284 Trübestrom –, -Ablagerung 287 –, Auslösung 294 Trümmer-Carnallit 48 Tschermak’s Molekül 94, 221 Tschermakit 98 Tschermak-Substitution 97 Tuff 270 –, vulkanischer 15, 137, 169 f Tuffit 170 Tuffring 168 f Tunnelstrukturen 57 Turbidit 270, 287, 294 –, Bouma-Zyklen 294 turbidity current (engl., siehe Trübestrom) 294 Turmalin 8, 80, 89, 91 f, 244, 250 f, 254, 256 f, 291 Turmalingreisen 256 Turmalinisierung, kontaktmetasomatische 318 Turmalinsonne 91 Turmalinzange 91 Tuxtuac 438 T-X-Diagramm 119, 197 ff, 203 ff, 209 f, 248, 445 T–XCO2-Diagramm 369 f, 370 –, Gleichgewichtskurve, univariante 369 Tyndall-Streuung 113 U Überdruck, tektonischer 316 Übergangsmetall 450 Übergangszone 410, 420 –, Chemismus 450 überkritischer Bereich 317 Überschiebung 261 –, Granitintrusion 177 –, kataklastische Metamorphose 322 UG1-, UG2-Chromitit, Bushveld (Südafrika) 241 Ugrandit-Reihe 83 Uhr, isotopische 470 Ulexit 306 Ullmanit 8
Ultrahochdruck-Gesteine, -Metamorphose, -Paragenesen 314, 329 f, 330, 377 f, 401 f Ultrahochdruck-Metamorphose 115, 330, 363, 401 f Ultrahochdruckparagenese 378 Ultrakataklasit 322 ultramafisch 24, 139 ff, 141, 148, 153, 159, 238 ff Ultramafitit, metamorpher 314 –, Entwässerungsreaktion 365 Ultramarin 125 Ultrametamorphose 311, 346 Ultramikroanalyse 134 Ultramylonit 322 Ultraschall-Erzeugung 115 Ulvöspinell 51 Umbildungszone 282 Umkristallisation, isophase 391 Umwachsungssaum 289 Umwandlung –, autometasomatische 352 –, polymorphe 360, 363 Umweltschutz 15, 35, Ungleichgewichtsgefüge 356 Unstetigkeit 421 Unstetigkeitsfläche 409, 410 –, innere 409 Unterkruste –, Aufschmelzen 190 –, kontinentale 189, 412 –, Clarke-Werte 453 –, mafische 189 Unterkrusten-Tonalit 189 Unterkühlung 199 Untersuchung, mikroskopische 363 U-Pb-Methode 57, 76, 83, 472 f upper intercept (engl., siehe Schnittpunkt, oberer) 473 Uralit 99, 153 Uralitisierung 148 Uran 14, 58, 251, 472 –, -Bergbau 266 –, -Blei-Datierung 472 –, -Blei-Konkordia-Diagramm 472 –, Erz 265, 283 –, Roll-Front-Typ 293 –, Erzgänge 265 –, Erzmineral 58 –, Gewinnung 58 –, -Isotope 57 f, 472 ff –, -Radium-Vanadium-Erze –, Red-Bed-Typ 293 –, -Zerfall 472 Uranfarben 58 Uranglimmer 283 Uraninit 8, 49, 57 f, 251, 265, 266 –, Seife 292 Uranminerale 251 –, sekundäre 266 Uranpechblende 58 Uranpecherz (siehe Uraninit) 49, 57, 58, 265 Ureilit 436, 441 Urmaterie 433, 438 Uvöspinell 429 Uwarowit 83 f
V VAG (Volcanic Arc Granites) 189, 461 f Vanadate 3, 75 Vanadinit 8, 75, 77 f, 283 Vanadium 77, 241 –, Erzmineral 77 –, Lagerstätten 177 Van-der-Waals-Bindungskräfte (siehe Bindung) Varianz 358 Variationsdiagramm 188, 461, 462 –, Nb vs. Y 462 –, Rb vs. (Y+Nb) 462 –, V vs. Ti 462 Varistikum 153 VAT (Volcanic Arc Tholeiites) 220, 461 f Vaterit 65 –, -Struktur 61 Venus (Planet) 2 –, Eisenkern 449 Verband, geologischer 14 Verbiegung 317 Verbindung –, anorganische 4 –, stöchiometrische f 203 Verdampfung 325 Verdichtungswelle (siehe P-Welle) 408 Verdrängung 254 –, hydrothermale 237, 261 –, hydrothermal-metasomatische 253 Verdrängungslagerstätte 300 –, Blei-Silber-Zink- 260 –, hydrothermale 259, 260 –, Kupfer-Arsen- 260 –, mesothermale 260 –, Mississippi-Valley-Typ 260 Verdrängungsreaktion 289 Vererzung, granitgebundene 255 Vererzungszone, diffuse 259 Verfestigung 285 –, diagenetische 137 –, sekundäre 169 Verformung 301, 316, 341 Verformungsachse 341 Verformungsrate 183, 344 Vergreisung 256, 298 Verkieselung, hydrothermale 267, 352 Vermiculit 102, 108 f, 244, 277 –, expandierter 108 –, Ni-haltiger 281 Vernadit 57, 304 Verneuil-Verfahren 53, 56 Verrucano 172 Versenkung 315 Versenkungsmetamorphose, regionale 331 Versetzungen, Wandern 344 Versetzungsdichte 345 Versetzungsgleiten 344 Versetzungskriechen 344 Verteilungsgefüge 13 Verteilungsgleichgewicht 463 Verteilungskoeffizient 455 Verwachsung, zonare 212 Verwachsungsgefüge, graphisches 250
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Index Verweildauer in der Erdkruste 468 Verwerfung 261 Verwitterung 14, 275 ff, 285, 447 –, allitische 279 –, Ausgangsmaterial 275 –, chemische 275, 276 ff –, Definition 275 –, Klimaabhängigkeit 279*3* –, mechanische 275, 276 f, 279 –, siallitische 279 –, Silikate 277 f –, subaerische 275, 279 –, subaquatische 275, 287 –, subtropische 278 –, sulfidischer Erzkörper 281 ff –, tropische 278 Verwitterungslösungen 278 –, Al-Si-Verhältnis 278 –, Aluminium 278 –, Redoxpotential 284 –, saure 279 –, Silizium 278 Verwitterungsneubildung 277, 287, 294 –, aride Klimazone 278 –, humide Klimazone 278 Verwitterungsprodukte 275, 287 –, allochthone 279 –, autochthone 279 Verwitterungsprofil 284 Verwitterungsreste 287 Verwitterungszone 276 Very-Low-Ti-Gruppe (VLT) 428 Vesuvian 7, 87, 88, 259, 383 Viellinge 40, 65, 126 Viererringe 3, 79 f, 124,125 ff Vierkomponentensystem 382 Viking-Sonden 442 Visiergraupen 56, 257 Viskosität 177, 182 f, 190, 249 Viskositätsmodul 182 Vitrinit 296, 315 Vizinalflächen 91 VMS-Lagerstätten 270 –, Besshi-Typ 270 –, Kuroko-Typ 270 –, Magnetit-führende 272 –, metamorph überprägte 270 –, Zonierung 270 –, Zyperntyp 270 Vogesit 141 Volcanic Arc Granites (VAG) 189, 226, 461 f Volcanic Arc Tholeiites (VAT) 220, 461 f Volumen 407 Vorriff 299 Vredefort-Struktur (Südafrika) 434 Vulkanausbrüche 167 f Vulkane –, aktive 137, 161 f –, globale Verteilung 162 –, ruhende 162 –, Tiefenfortsetzung 174 Vulkanismus 14, 161 ff, 237, 447 –, explosiver 137, 159, 166 ff, 220 –, Förderung, gemischte 170 –, submariner 14, 161, 163, 165, 220
–, Tätigkeit –, hawaiianische 167 –, plinianische 167 –, strombolianische 167 Vulkanite 13 f, 138 ff, 174, 188, 480 f –, Alkali- 155 ff –, foidreiche 157 –, Gesteinsserien 188 –, IUGS-Klassifikation 139 ff –, Klassifikation 139 ff –, chemische 143 –, mineralogische 139 –, Mikrofotos 150 ff –, Q–A–P–F-Doppeldreieck 139 –, subalkaline 148 ff, 480 –, Zusammensetzung, chemische 142 W Wachstumsgeschwindigkeit, Anisotropie 5 Wachstumszwilling 120 Wackestone 297 Wad 57 Wadsleyit 421 –, β -Phase 421 Wairakit 326, 366, 390 –, Entwässerungsreaktion 366 Wärmebeule 329 Wärmedom 329 Wärmekapazität 321 Wärmeleitfähigkeit 5, 321 Wärmeproduktion, radioaktive 189 f Wärmetransport, konduktiver 232 Wärmezufuhr 189 –, advektive 378 Waschgold 22 Wasser H2O –, als Verwitterungsagens 276 –, anomales Verhalten 196 –, Dissoziation 371 –, -Druck 367 –, Einstoff-System 196 –, flüssiges 196 –, Löslichkeit in Silikatschmelzen 183 f –, Löslichkeitsisobaren 184 –, meteorisches 255 –, molekulares 184 –, Partialdruck 363 –, Sauerstoff-Isotope 464 –, Überschussphase 363 Wasserdampf 196 –, -druck PH2O 181 f, 198, 199 f, 206 f, –, Kompressibilität 230 –, Molvolumen 230, 365 –, vulkanischer 170 Wasserkalk 295 Wasserstoff –, Fugazität 372 –, Isotope 463 –, Isotopen-Standard 463 Wattensedimente 294 Websterit 141 Wechsellagerungs-Tonminerale 108 Wechselwirkung, elektrostatische 448 Wehrlit 141, 148
Weißbleierz (siehe Cerussit) 66 Weißkalk 295 Weißschiefer 101, 400 welded tuff (engl., siehe Ignimbrit) 169 Welle, Ausbreitung 409 Wellengeschwindigkeit 222 Wellenstrahl –, Bahn 409 –, Brechung 409 Welterdölproduktion 309 Weltraummission 427 Wentworth-Skala 286 Wetzschiefer (siehe Coticule) 336 Whewellit 4 White Smoker 267 ff Whitlockit 305, 429 Widmannstätten-Figuren 23, 444 f Willemsit 281 Winkelkonstanz, Gesetz 6 Winonait 441, 445 Wirbel, heller 431 Wirtmineral 133 Wismut –, Erzgänge 265 –, ged 8, 19, 24, 265 Wismut-AG 266 Wissenschaft, mineralogische 15 Witherit 61, 66 Within-Plate Basalts (WPB) 459 f, 461 f Within-Plate Granites (WPG) 189, 461 f Wolfram 251, 257 –, Erzminerale 73 –, Lagerstätten 257 Wolframate 3, 69, 72 f Wolframit 73, 256, 257 –, Ausscheidung 254 –, -erze 257 –, -gänge 257 –, Mischkristallreihe 73 –, Struktur Wolframkarbid 73 Wolframstahl 73 Wollastonit 93, 96, 144, 259, 314, 321, 336, 368 ff, 383 f, 392 –, Bildung 368 –, -Marmor 96 Wollsack-Formen bei Granit 14 Wood-Metall 35 WPB (Within-Plate Basalts) 459 f, 461 f WPG (Within-Plate Granites) 189, 461 f Wulfenit 7, 72, 283 Würfel –, Flächendiagonale 8 –, Raumdiagonale 8 Würfelzeolithe 126 Wurfschlacke 169 Wurtzit 8, 34, 35, 269, 300 –, Struktur 35 Wüstenrose 71 Wüstit 371 f –, Stabilitätsfeld 371 X Xenolith 115, 138, 176, 223, 397, 402, 407
Index xenomorph 11, 13, 340 Xenotim 75, 76 XRF (engl. X-ray Fluorescence Spectroscopie, siehe Röntgenfluoreszenz – Spektroskopie) 143 Y yellow ground (siehe Kimberlit-Breccie, verwittert) 168, 417 yield strength (engl., siehe Fließgrenze) 183 Yttrofluorit 47 Yttrotitanit 87 Z Zechstein-Evaporite 308 Zehnerringe 127 f Zellquarz 113 Zement 297 Zementation 282 Zementationszone 282, 283 Zementkalk 295 Zeolithe 7, 81, 108, 125 ff, 172, 331 –, Entwässerungsreaktion 366 –, Gleichgewichtskurve 366 –, -Familie 125 ff –, Kristallstruktur 125 –, technische Bedeutung 126 Zeolithfazies 126, 388, 388 f –, Minerale 390 Zeolithisierung 352 Zeolithwasser 125 Zerbrechen, hydraulisches 317 Zerfall, radioaktiver 58, 467 ff Zerfallsenergie 469 Zerfallskonstante 400, 467, 468 Zerfallsprozess, radioaktiver 467
Geographischer Index A Abitibi-Gürtel (Kanada), VMS-Lagerstätte 271 Aci Castello (Sizilien), Basaltpillows 164 Adamello-Pluton (Ostalpen), Tonalit 146 Adirondack-Kristallin (New York), Temperatur-Zeit-Entwicklung 379 Afghanistan –, Edelstein-Seife 293 –, Weißschiefer 400 Afrika –, Kimberlit 159 –, -Diatrem 416 –, -Pipes 168 –, Silikatbauxit 280 Ägypten, Gold 263 Åheim (Norwegen) –, Granat-Lherzolith 419
Zerfallsrate 467 Zerfallsreaktion, radioaktive 316 Zerfallsreihe, radioaktive 468 ff Zerrkluft, alpine 267 Zerrüttungszone 271 Zersetzung, thermische 325 Ziegelerz 36, 50, 282 Ziegelton 295 Zigarre 199 Zink –, Erze, Verwitterung 283 –, Erzgänge 264 –, Erzminerale 35, 64 –, Lagerstätten 34, 260, 264, 270 f, 283, 296, 300 f, –, Transport 264 Zinkblende (siehe Sphalerit) 34 ff Zinkit 8 Zinkspat (siehe Smithsonit) 64 Zinkweiß 35 Zinn –, Erzgänge 265 –, Erzmineral 57 –, hydrothermale Lösungen 255 f –, Lagerstätten 251, 255 ff, 259 f, 265, 292 –, -Pegmatit 251 –, Silber-Wismut-Erzgänge 265 Zinnbergbau 256 Zinngreisen 57, 256, 265 Zinngürtel –, bolivianischer 265 –, südostasiatischer 257 Zinnkies (siehe Stannin) 57, 265 Zinnober (siehe Cinnabarit) 22, 37 Zinnseife 57, 292 Zinnstein (siehe Kassiterit) 49, 56, 73, 86, 291 Zinnwaldit 102, 103 f, 251 Zinnzwitter 56
Zirkon 7, 12, 80 ff, 251, 291, 429, 454, 455, 472 –, Altersinformation 378 –, Analyse 473 –, Datierung 472 –, Isotopenanalyse 378 –, metamikter 473 –, -Seife 83 –, -Titan-Pegmatit 251 –, U-Pb-Datierungen 472 f –, zonarer 378 –, zur Gesteinsklassifikation 139 Zirkonium 251 Zoisit 87, 88, 233, 366, 383 Zonarbau –, von Mineralen 4, 83, 91, 95, 199, 228 f –, alternierender (oszillierender) 199 –, inverser 229 –, normaler 199, 229 –, von Pegmatiten 249 f Zone –, erniedrigter Wellengeschwindigkeiten 222 –, tektonisch mobile 161 Zonengliederung, nach metamorphen Indexmineraln 326 Zonenwachstum 133 Zustand, Stabilität 360 Zustandsparameter, externer 344 Zustandsvariable 196, 357 ff Zweiereinfachkette 96 Zweiphasensystem 166 Zweischichtstruktur 100, 105 ff Zweistoffsysteme (s. Systeme) Zwillinge 16, 25, 34 f, 39 f, 47, 56, 62, 71, 86, 94, 98, 112, 120, 126 Zwillingslamellierung –, polysynthetische 62, 120 Zwitter 256 Zyklus, salinarer 308
–, Peridotit 148 Alaska (USA), Hochdruckgesteine 330 Aldan-Hochland (Sibirien), Gold 263 Algerien –, Evaporite 306 –, Phosphorite 305 –, -Siderit 261 Allan Hills (Victorialand, Antarktis), ALHA 81005 442 Allard Lake (Quebec, Kanada), Ilmenit 242 Allende (Mexiko), Meteoriten-Streufeld 435 Almadén (Spanien), Quecksilber 272 Alnö (Schweden) –, Fenitisierung 350 –, Karbonatit 159 Alpe Arami (Bellinzona, Tessin), GranatLherzolith 419 Alpen –, Granitpluton 146 –, Hochdruckgesteine 330
–, Prehnit –, -Pumpellyit-Fazies 390 –, Spilite 353 –, VMS-Lagerstätte, Besshi-Typ 270 Alpenvorland (nördliches), Mineralzonen, metamorphe 327 Altenberg (Erzgebirge) –, Granitstock 256 –, Pinge 256 –, Zinn 256 –, Zwitterbänder, -stock 256 Amazonas-Rift (Brasilien), Blei-Zink (MVT-Lagerstätte) 301 Ambler-Distrikt (Nord-Alaska), VMSLagerstätte, Kuroko-Typ 271 Anden –, Andesit 150 –, argentinische, Kupfer 259 –, bolivianische, Zinn 257, 265 –, peruanische, Zinn 257 Annaberg (Erzgebirge), Blei-Zink 264
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Index Antarktis –, Blaueis-Felder, Meteoriten 436 –, Rauer-Gruppe 395 Appalachen (USA) –, Blauschieferfazies 397 –, VMS-Lagerstätte, Kuroko-Typ 271 Ardara (Irland), Granitpluton 177 Ardnamurchan (Schottland) 170 Argyle (Westaustralien), Diamantlagerstätte 27, 159 Arizona (USA) –, Barringer-Krater 323, 434 –, Bentonit 280 Arkansas (USA), Bergkristall 2 Arran (Schottland) 174 –, Granitpluton 177 –, Rhyolith 150 Ascension, Mantel-Plume 422 Atacama-Wüste, Nitrate 306 Atbashy-Komplex (Kasachstan), Coesit 401 Athabaska-Becken (Saskatchewan, Kanada), Uran 266 Atlantis-II-Tief (Rotes Meer), SedexLagerstätte 271 Ätna (Sizilien) 161, 170 –, Ausbruch 163 –, Dampftätigkeit 179 Aue (Erzgebirge), Uran 265 Aufhauen (Nördlinger Ries), Coesit 325 Australien –, Komatiit 154 –, Lamproit 417 –, Meteorit 436 –, Monazit 76 –, Silikatbauxit 280 –, Versenkungsmetamorphose 331 –, Woodruff-Thrust-Zone 323 Auvergne (Zentralfrankreich) –, Basanit 157 –, Phonolith 155 –, Tephrit 157 –, Trachyt 155 Azoren –, Mantel-Plume 422 –, Trachyt 155 B Bad Ems (Rheinisches Schiefergebirge), Blei-Zink 264 Bad Lauterberg (Harz), Hämatit 266 Baden, Minette-Erz 303 Bafq-Distrikt (Iran), Oxiderz 272 Bagagem (Brasilien), Perowskit 55 Baguio (Philippinen), Gold 263 Bahamabank (Karibik), Dolomit-Bildung 300 Bajo de la Alumbrera (argentinische Anden), Gold 259 Ballachulish (Schottland), Intrusivkomplex 320 Ballachulish Slates (Schottland), Tonschiefer 332 Ballarat (Australien), Gold 263
baltischer Schild, Sulfiderz 350 Banat (Rumänien), -Siderit 261 Bancroft (Ontario, Canada), Pegmatit 251 Bangka (Indonesien), Zinn 257 Banska Stiavnica (Schemnitz, Siebenbürgen), Gold, Kaolin 280 Barberton Greenstone Belt (Südafrika) –, Alter 262 –, Gold 263 Barr-Andlau (Vogesen), Kontakthof 319 Barringer-Krater (Arizona) 323, 434 Basin and Range Province (USA), Alkali(Olivin-)basalte 157 Bathurst (New Brunswick, Kanada), VMSLagerstätten, Zyperntyp 270 Bayerischer Wald –, Cordierit-Gneis 394 –, Diorit 146 –, Gabbro 148 –, Granitpluton 146 –, Kristallin, variscisches 327 –, Migmatit 346 –, Pegmatit 251 –, Pfahlquarz 267 Bayern, Bentonit 280 Bendigo (Victoria, Australien), Gold 263 Bengalen (Indien), Pegmatit 251 Benue-Trog (Nigeria), Blei-Zink (MVTLagerstätte) 301 Bergener Granitpluton, Kontakthof 319 Bergisches Land, Blei-Zink 264 Berkreim-Sogndal (Norwegen), Layered Intrusion 177 Bernic Lake (Manitoba, Kanada), Pegmatit 251 Besshi, Schikoku (Japan), VMS-Lagerstätte, Besshi-Typ 270 Bihar-Orissa-Gebiet (Indien), BIF, SuperiorTyp 303 Bilbao (Nordspanien), -Siderit 261 Billiton (Indonesien), Zinn 257 Bingham (Utah) –, Gold 259 –, Kupfer 259 Black Hills (South Dakota), Pegmatit 251 Bleiberg-Kreuth (Kärnten), MVTLagerstätte 301 Blind-River-Gebiet (Ontario) –, fossile Goldseife 292 –, Uran Boddington (Perth, West-Australien) 281 Bodenmais (Bayerischer Wald), Pegmatit 250 Böhmerwald –, Granitpluton 146 –, Migmatit 346 Böhmisches Mittelgebirge –, Basanit 157 –, Foidmonzodiorit 155 –, Foidmonzogabbro 155 –, Granat-Seife 293 –, Phonolith 155 –, Tephrit 157 –, Trachyt 155 Boliden (Schweden), Sulfid-Skarnerz 350
Bolivianischer Zinngürtel, Zinn-SilberWismut-Erzgänge 265 Bolivien –, Antimonit 266 –, Mangan 304 Bor (Serbien), Kupfer 259 Boulder-Batholith (Montana) 264 –, Kupfer 264 f Brandberg-Batholith (Namibia) 174 f Brandholz-Goldkronach (Fichtelgebirge), Gold 263 Brasilien –, Diamant 27 –, Kaolin 280 –, Monazit 76 –, Pegmatit 251 –, Sodalith 125 –, Süd-, Achatlagerstätten 172 Braubach (Rheinisches Schiefergebirge), Blei-Zink 264 Breisach (Oberrhein), Seifengold 292 Bristol (England), Coelestin 70 British Columbia (Kanada), Goldseifen 292 Brocken-Granit, Harz 175 Broken Hill (New South Wales, Australien) –, Blei-Silber-Zink 34, 271 –, Blei-Zink (Sedex, Kieslager) 271 –, Wolfram 271 Broken-Ridge-Plateau (Süd-Indik), submarine Flutbasalte 165 Burma, Zinn-Wolfram 257 Bushveld-Komplex (Südafrika) 52, 192 –, Chromit 240, 241 –, Chromitit-Bänder 241 –, Gabbro 148 –, Layered Intrusion 177, 214 –, magmatische Schichtung 192 –, Merensky-Reef 242 –, Platin 242 f –, Platreef 243 –, Titanomagnetit 241 Butte (Montana), Kupfer 259, 263 C Cadia Hill (Australien), Gold 259 Campi Flegrei (bei Neapel, Italien), Fumarolentätigkeit 171 Cananea (Mexiko), Kupfer 259 Carrara (Italien), Marmor 63, 336 Cave-in-Rock-Distrikt (Illinois/Kentucky) –, Fluorit 301 –, MVT-Lagerstätte 301 Centre-Hill-Komplex (Kanada), magmatische Schichtung 191 Cerro Colorado (Panama), Kupfer 259 Cerro de Potosi (bolivianischer Zinngürtel), Zinn, Silber 265 Cerro de Mercado (Mexiko) –, Eisenerz 244 –, Magnetit-Apatit 244, 272 Cerro Matoso (Kolumbien), Nickel 281 Chanpo (Dachang, China), SedexLagerstätte 271 Chibina (Kola-Halbinsel), Magnetit-Apatit
Index 244 Chicxulub-Krater (Yucatán, Mexiko) 434, 435 Chihuahua, Meteorit Allende 440 Chile, Nitrate 306 China, VR –, Monazit –, Wolfram 257 Chingolobwe (Provinz Shaba, Kongo/Zaire), Uran 266 Chuquicamata (Chile), Kupfer 259 Cinovec (Zinnwald, Erzgebirge, Tschechien), Zinn 256 f Clausthaler Gangrevier (Oberharz), BleiZink 264 Climax-Mine (Colorado), Molybdän 257 Clinton (Alabama), Eisen (BIF) 303 Cloncurry (Queensland, Australien), Gold 281 Cobalt (Ontario, Kanada), Silber-Kobalt 265 Coeur d’Alene-Bezirk (Idaho), Blei-SilberZink 264 Colorado-Plateau, Uran 293 Columbia River (USA), Flutbasalte 164 Comstock Lode (Nevada) –, Gold 263 –, Kaolin 280 Conakry-Erze (Guinea), Laterit-Eisenerz 280 Coolgardie (West-Australien), Gold 281 Corallinaceen 299 Cornwall (SW-England) –, Kaolin 279 –, magmagebundene Lagerstätte 255 –, Zinnseifen 292 –, Zinn-Wolfram 256 f Crater Lake (Kaskaden-Provinz, Oregon), kalkalkalische Vulkanit-Serie 188 Criffel (Schottland), Granitpluton 177 Cripple Creek (Colorado) –, Gold 263 –, Kaolin 280 Cuyuna-Range (Minnesota), Eisen (BIF, Superior-Typ) 303 D Dabie Shan (China) –, Coesit 115, 330, 401 –, Diamant 330, 402 Dalmatien, Kalkbauxit 280 Dalradian (schottische Kaledoniden), metamorphe Mineralzonen 326 Damara-Gürtel (Namibia) 339 –, metamorphe Mineralzonen 327 Dänemark, Evaporite 308 Dar al Gani 262 (Libyen), Mond-Achondrit 442 Deccan-Trappbasalte (Indien) –, Lavadecken 164 –, Silikatbauxit 280 Deutschland, Kalisalze 309 Dinariden, Ophiolith-Komplex 411 Donezbecken, Quecksilber 272 Doniambo (Neukaledonien), Nickel 281
Dora-Maira-Massiv (italienische Alpen) –, Coesit 115, 377, 401 f –, Granat-Quarzit 401 –, Ultrahochdruckgestein 378 Drachenfels (Siebengebirge) –, Lavadom (Quellkuppe) 165 f –, Trachyt 155, 166 Dreiser Weiher (Eifel), Peridotit 148 f Dreislar (Sauerland), Baryt 267 Duluth (Minnesota) –, Gabbro-Komplex, Fe-Ti-Oxide 241 –, Layered Intrusion 177 Duppauer Gebirge (Nordböhmen) –, Leucitbasanit 157 –, Leucittephrit 157 Durango (Mexiko) –, Eisenerz 244 –, Magnetit-Apatit 244, 272 E Echassières (Frankreich), Pegmatit 251 Ecuador, VMS-Lagerstätten, Zyperntyp 270 Eger-Graben, Thermen 171 Ehrenfriedersdorf (Sächsisches Erzgebirge), Pegmatit 248, 249 Eifel –, Alkali(Olivin-)basalt 157 –, Maar 168 –, Tholeiitbasalt 150 El Indio (Chile), Gold 263 El Chichón (Mexiko), Plinianischer Ausbruch 168 Elba, Hämatit 260 Elbtalzone (Sachsen), Monzonit 154 Elgersburg (Thüringer Wald), Mangan 266 Emperor (Fidschi-Inseln), Gold 263 England, Evaporite 308 Epprechtstein (Fichtelgebirge), Granit 11 Epupa-Komblex (Namibia) –, basischer Granulit 356 –, Ultrahoch-Temperatur-Metamorphose 395 Erzberg (Steiermark), Siderit 261 Erzberg, Hüttenberger (Kärnten), Siderit 261 Erzgebirge –, Baryt 267 –, Bergbau 256, 264 ff –, Blei-Silber-Zink 264 –, Coesit 115, 330, 401 –, Diamant 27, 330, 402 –, Eklogit 399, 400 –, Gold 263 –, Granitpluton 146 –, Hämatit 266 –, Pluton 175 –, Teufenunterschied 283 –, Wolfram 257 –, Zinn 256 –, Zinnseifen 292 Esperito Santo (Brasilien), Chrysoberyll 50 Etendeka-Gebiet (Afrika) –, Flutbasalte 164 –, Vulkanite 174
Etoscha-Pfanne (Namibia), Evaporite 306 Euganäen (Norditalien) –, Andesit 150 –, Rhyolith 150 Explorer-Rücken (Pazifik), Massiverzhügel 269 F Fairbanks (Alaska), Gold 263 –, Seife 292 Falun (Schweden), Sulfiderz 350 Farm Hoba-West (Namibia), Eisenmeteorit (Ataxit) 23, 435, 446 Felbertal (Hohe Tauern, Österreich), Scheelit 271 Fen-Distrikt (Norwegen) 350 –, Hämatit 350 –, Karbonatite 157, 159 –, Niob 350 Fichtelgebirge, Pluton 146, 175 Flamanville (NW-Frankreich), Granitpluton 177 Florida –, Dolomit-Bildung 300 –, Phosphor 305 Fongen-Hyllingen (Norwegen), Layered Intrusion 177 Fort Benton (Wyoming), Bentonit 280 Franciscan Formation (Kalifornien) 397 –, Hochdruckgesteine 330 –, paired metamorphic belt 331 Franken, Minete-Erze 303 Französisches Zentralmassiv 266 –, Baryt 267 Freiberg (Erzgebirge), Blei, Zink 264 Fuchsgraben (Spessart), StaurolithGlimmerschiefer 332 f Fürstenstein (Bayerischer Wald), Granodiorit 146, 147 G Gabun (Äquatorialafrika), Mangan 304 Gamsberg (Südafrika), Blei-Zink (Sedex, Kieslager) 271 Gangrevier, westerzgebirgischens 265 Geophysical Laboratory der Carnegie Institution in Washington, D. C. (USA) 195 Georgia (USA), Kaolin 280 Ghana –, Gold 263 –, Mangan 304 Gibeon (Namibia), Meteoriten-Streufeld 435 Goldene Meile (Kalgoorlie, Westaustralien), Gold 263 Goldkronach (Fichtelgebirge), Antimonit 266 Goldküste (Ghana), Gold 263 Golf von Kalifornien, Sedex-Lagerstätten 271 Golf von Mexiko, Salzdiapire, Erdöl 309 Gorduno (Tessin, Schweiz), Granat-
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Index Peridotit 340 Goslar (Harz), Sedex-Lagerstätte 271 Grängesberg (Schweden), Eisenerz 244 Granitmassiv, westerzgebirgisches, Kontaktaureole 318 Grasberg (Irian Jaya = West-Neuguinea, Indonesien), Gold 259 Great Bear Lake (North-West Territories, Kanada) 266 Great Dyke (Simbabwe) –, Chromit 241 –, Layered Intrusion 177 –, PGE-Lagerstätte 243 Great Tonalite Sill (Alaska/British Columbia) 177 Greenbushes-Pegmatit (West-Australien) 251 Greenvale (Queensland, Australien), Nickel 281 Griechenland –, Kalkbauxit 280 –, Vourinos-Komplex 411 Grönland –, Alkalifeldspat-Granit 154 –, Pegmatit 251 –, Tholeiitbasalt 150 Groote Eylandt (Nord-Australien), Mangan 304 Großer Ararat (Türkei), Olivintholeiit 152, 153 Großer Geysir (Island) 172 Grube Clara (Ober-Wolfach, Schwarzwald), Fluorit 267 Grube Himmelfürst-Fundgrube (bei Brand-Erbisdorf, Erzgebirge), Erzgang 262 Guayana –, Eisen (BIF, Algoma-Typ) 303 –, Laterit-Eisenerz 280 Gunflint-Range (Ontario, Canada), BIF, Superior-Typ 303 H Habachtal (Hohe Tauern), Blackwalls 352 Hagendorf (Oberpfalz), Pegmatit 251 Hakone (Honshu, Japan), geothermisches Feld 326 Halemaumau, Lavasee (Hawaii) 165 –, Gase 180 –, Temperaturverteilung 181 Halle (Sachsen-Anhalt), Kaolin 279 Hamersley Range (West-Australien), Eisen (BIF, Superior-Typ) 303 Harliberg (b. Vienenburg), oolithischer Kalkstein 290 Hartkoppe (bei Sailauf, Spessart), Rhyolith 150, 151 Harz –, Baryt 267 –, Bergbau 264, 271 –, Blei-Zink 264 –, Sedex-Lagerstätte 271 –, Dachschiefer 332 –, Fluorit 267
–, Gabbro 148 –, Granitpluton 146 –, Grauwacke 290 –, Peridotit 148 Harzvorland, sedimentäre Eisenerze 303 Hawaii 161, 420 –, Alkali(Olivin-)basalte 157 –, Basalt 145 –, Magma-Kammer 138 –, Mantel-Plume 422 –, Tholeiitbasalt 150 Hegau, Phonolith 155 Hekla-Vulkan (Island) 181 Henderson-Mine (Colorado), Molybdän 257 Herculaneum (Neapel), Hot Lahar 167 Himalaya-Gebirge, Coesit 401 Hindukush-Zone, Kontinent-KontinentKollision 330 Hirschau-Schnaittenbach (Oberpfalz), Kaolin 279 Hlinik (Ungarn), Pechstein 152 f Hoba West-Farm (Grootfontein, Namibia) –, Eisenmeteorit (Ataxit) 23, 324, 435 Hohe Tauern, Gold 263 Hohentwiel (Hegau) 165 Holzappel–Bad Ems–Braubach, Blei-Zink 264 Holzmaden (Württemberg), Posidonienschiefer 295 Homestake Mine (Süd-Dakota), Gold 263 Howard’s Pass (Kanada), Blei-Zink (Sedex, Kieslager) 271 Huelva-Distrikt (Südspanien), Kupfer (VMS-Lagerstätte, Kuroko-Typ) 271 Hunan (China), Antimonerz 266 Hüttenberg (Kärnten), -Siderit 261 Hwangho (China), Löss 294 I I. G. Farbenindustrie A. G. Bitterfeld, Igmerald 90 Iberischer Pyrit-Gürtel, Kupfer (VMSLagerstätte, Kuroko-Typ 271 Iberisches Massiv, Kaolin 279 Icalzo (El Salvador), Leuchtturm des Pazifik 161 Idar-Oberstein (Nahe), Achat 172 Idrija (Krain, Slowenien) –, Quecksilber 37, 272 Iglesias (Sardinien), Blei-Zink 260 Ilfeld (Harz), Mangan 266 Ilmenau (Thüringer Wald), Mangan 266 Indien –, Deccan-Trapp Flutbasalte 164 –, Diamant 26 –, Monazit 76 –, Palni Range 395 –, Sodalith 125 Indische Platte 330 Indischer Ozean 304 Indonesien –, Kupfer (VMS-Lagerstätten, Zyperntyp) 270
–, Laterit-Eisenerz 280 –, Ophiolith-Komplex 411 –, Silikatbauxit 280 –, Zinn-Wolfram 257 Irkutsk am Baikalsee (Sibirien), Eisen 272 Iron Mountain (Missouri), Eisenerz 244 Ischia (Italien), Trachyt 155 Isergebirge, Granitpluton 146 Island –, Geysir 172 –, Plateaubasalt 164 –, Rhyolith 150 –, Tholeiitbasalt 150 Istrien, Kalkbauxit 280 Itabira (Brasilien), BIF 302 Italien, Kalkbauxit 280 Iveland (Norwegen), Monazit 76 Ivrea-Zone (Valle Strona, Südalpen) –, Amphibolitfazies 413 –, Granulitfazies 413 –, Karte, geologische 413 –, Krustenprofil 412 f –, Peridotit 148 –, Profil, seismisches 414 Ivuna (Tansania), Meteoriten-Fall 440 J Jabiluka (Northern Territory, Australien), Uran 266 Jachymov (St. Joachimsthal, Tschechien), Uran 265 f Jacobeni (Ostkarpathen, Rumänien), Mangan 304 Jakutien, Diamant 27 Jangxi-Provinz (VR China), Zinn 257 Japan –, Blauschieferfazies 397 –, Hochdruckgesteine 330 –, Kupfer (VMS-Lagerstätten, Zyperntyp) 270 –, Zeolith-Fazies 390 Java, Coesit 401 Jenissei (Sibirien), Gold 263 –, Seife 292 Jilin (VR China), Meteoriten-Streufeld 435 Joe Wright Mountain (Arkansas), Eisenmeteorit (Oktaedrit) 23 Joplin (Missouri), Blei-Zink (MVT) 301 Juan-de-Fuca-Platte 165 Jugoslawien, Antimonit 266 K Kaiserstuhl –, Basanit 157 –, Foidmonzodiorit 155 –, Foidmonzogabbro 155 –, Leucitbasanit 157 –, Leucittephrit 157 –, Phonolith 155 –, Tephrit 157 Kalabrien, Blauschieferfazies 397 Kalahari-Erzfeld (Transvaal, Südafrika), Mangan 304
Index Kaledoniden, Kupfer (VMS-Lagerstätten, Besshi-Typ) 270 Kalgoorlie (West-Australien), Gold 263 Kalifornien (USA) –, Borat 306 –, Gold, Seife 292 –, Quecksilber 272 Kalifornien, Franciscan Formation 398 –, Blauschieferfazies 397 Kalkalpen, Blei-Zink (MVT-Lagerstätten) 301 Kalkutta (Indien), Charnockit 336 Kambalda-Distrikt (West-Australien) –, Nickel-Kupfer 244 Kanada –, Acasta-Gneis-Komplex 433 –, Diamant 27 –, Kalisalze 309 –, Kimberlit 159 –, -Diatrem 416 –, Komatiit 154 Kanadischer Schild –, gebänderte Eisenformation (BIF) 373 –, Gold 263 –, Migmatit 346 Kanarische Inseln –, Basanit 157 –, Mantel-Plume 422 –, Phonolith 155 –, Tephrit 157 –, Trachyt 155 Kaoko-Gürtel (Namibia) –, Kyanit-Zone 374 –, metamorphe Mineralzonen 327 Karabugas-Bucht (Kaspisches Meer), Evaporit-Bildung 308 Karibik, Dolomit-Bildung 300 Karlsbad (Karlovy Vary, Tschechien) –, Kaolin 279 –, Sprudelstein 172 –, Thermen171 Karoo-Gebiet (Afrika) –, Flutbasalt 164 –, Sediment 174 Karpaten –, Andesit 150 –, Antimonit 266 –, Nephelinsyenit 155 –, Rhyolith 150 Katzenbuckel (Odenwald), Shonkinit 155 Kehre (Höllental, Schwarzwald), Diatexit 346 Keiko-Erzzone (Japan), Kupfer (VMSLagerstätte) 271 Kemirsai (Ural), Chromit 241 Kemmlitz (Sachsen), Kaolin 279 Kempirsai-Massiv (Ural), Chromit 241 Kerguelen-Plateau (Süd-Indik), submarine Flutbasalte 165 Keweenaw-Halbinsel (Lake Superior, Michigan), Kupfer 259 Khomas-Hochland (Namibia), Metaturbidite 339 Kidd Creek (bei Timmins, Ontario), VMSLagerstätte 271
Kilauea (Hawaii) –, aktiver Lavavulkan 161 f, 165 –, vukanische Gase 180 Kimberley (Südafrika), Diamant-Mine Big Hole 416 King Island, Skarnerz 260 Kings Mountain (North Carolina), Pegmatit 251 Kinzigtal (Schwarzwald), Blei-Zink 264 Kirkland Lake (Kanada) –, Eisen (BIF, Algoma-Typ) 303 –, Gold 263 Kiruna (Nordschweden) –, Eisenerz 244 –, Magnetit-Apatit 244, 272 Klondike-Distrikt (Alaska), Gold 292 Knollengürtel (nördl. Pazifik), Manganknollen 304 Kokchetav-Komplex (Kasachstan) –, Coesit 401 –, Diamant 330, 402 Kola-Halbinsel (Russland) –, Karbonatit 159 –, Nephelinsyenit 155 –, Tiefbohrung 135, 407 Kolar-Distrikt (Mysore, Indien), Gold 263 Kolumbien –, Gold, Seife 292 –, Kupfer (VMS-Lagerstätten, Zyperntyp) 270 Komati River (Südafrika), Komatiit 153 Kombat (Namibia) –, Kupfer 260 –, Kupfer-Arsen 260 Kongo, Republik (Zaire) –, Pegmatit 251 –, Zinnseife 292 Kongo-Kraton, Migmatit 346 Kongsberg (Südnorwegen), ged. Silber 21, 265 Kontinentale Tiefbohrung, Oberpfalz (KTB) 135, 407, 412 f Korea, Zinn-Wolfram 257 Korsika, Blauschieferfazies 397 Kosaka-Distrikt (Japan), Kupfer (VMSLagerstätte, Kuroko-Typ) 270 Kounrad (Kasachstan), Kupfer 259 Kovdor (Kola-Halbinsel, Russland), Magnetit-Apatit 244 Krafla (Island), geothermische Energie 172 Krakatau (Indonesien) 168, explosiver Vulkanismus 166 Krasnojarsk (Sibirien), Pallasit 443 Kreta, Hochdruckgürtel 331 Kreta (Griechenland) –, Blauschieferfazies 397 –, Hochdruckgürtel 331 –, Lawsonit-Blauschieferfazies 398 Kristallin, sächsisch-thüringisches, Porphyroide 339 Krivoj Rog (Ukraine), Eisen (BIF, SuperiorTyp) 303 KTB (Kontinentale Tiefbohrung, Oberpfalz) 135, 407, 412 f Kuba
–, Chromit 241 –, Laterit-Eisenerz 280 –, VMS-Lagerstätten, Zyperntyp 270 Kunene-Intrusiv-Komplex (Namibia), Fenitisierun 350 Kupfergürtel, sambischer (Afrika), Kupfer 296 Kuroko-Erzzone (Japan), Kupfer (VMS, Kurokotyp) 270 Kursk (Ukraine), Eisen (BIF, Superior-Typ) 303 Kykladen-Kristallin 327 ff –, Hochdruckgesteine 330 –, Mitteldruckgürtel 331 L L’Aigle (Paris), Meteoritenfall 443 La Charme (Vogesen), Granat-Lherzolith 419 Laacher See (Eifel) 397 –, Basanit 157 –, Foidite 157 –, Leucitbasanit 157 –, Leucittephrit 157 –, Phonolith 155 –, Plinianischer Ausbruch 168 –, Sanidinite 350 –, Tephrit 157 Labrador-Trog (Kanada), Eisen (BIF, Superior-Typ) 303 Lac Tio (Allard Lake, Kanada), Ilmenit 242 Ladolam (Papua-Neuguinea), Gold 263 Lahn-Dill-Gebiet (Hessen) –, Eisen 272 –, Spilit 353 Lake-Superior-Provinz, Eisen (BIF, Superior-Typ) 303 Landsberg (b. Obermoschel, Rheinpfalz), Quecksilber 272 Langesundfjord (Südnorwegen), Pegmatit 251 Lassen Peak (Kalifornien) 165 –, Dacit-Lava 200 Lau-Becken (Süd-West-Pazifik), Black Smoker 268 Laurion (Attika, Griechenland), Blei-Zink 260 Lausitzer Gebirge, Granitpluton 146 Leadville (Colorado), Blei-Zink 260 Lena (Sibirien), Goldseife 292 f Lepontinischen Alpen, Wärmedom 331 Les Baux (Südfrankreich), Bauxit 280 Leuchtturm des Pazifik 161 Lherz (Pyrenäen), Peridotit 148 Liberia (Westafrika), Eisen (BIF, AlgomaTyp) 303 Limberg (bei Sasbach, Kaiserstuhl), Limburgit 156, 157 Limoges (französisches Zentralmassiv), Kaolin 279 Linares (Spanien), Silber 264 Lipari, Rhyolith 150 Little Boulder Creek (Idaho), Skarnerz 260 Llallagua (bolivianischer Anden), Zinn 265
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Index Löbauer Berg (Oberlausitz) –, Foidite 157 –, Nephelinit 158 f Lornex (Kanada), Kupfer 259 Lothringen, Minette-Erz 303 Louisiana (USA), Salzdiapire, ERdöl 309 Lubin (Polen), Kupferschiefer 296 Lukmanier-Gebiet (Schweiz), hochmetamorphen Lias-Kalke 339 Lüneburger Heide, Kieselgur 305 Luxemburg, Minette-Erz 303 Lydenburg (Bushveld-Komplex, Südafrika), Chromit 240 f Lynn-Lake (Manitoba, Kanada), NickelKupfer 244 M MacMillan Pass (Kanada), Skarnerz 260 Madagaskar –, Monazit 76 –, Pegmatit 251 Magnitogorsk (Südural), Eisenerz 260 Maidan Pek (Serbien), Kupfer 259 Maine (USA), -Pegmatit 251 Makarikari-Salzpfanne (Botswana), Evaporite 306 Makbal-Komplex (Kasachstan), Coesit 401 Malaysia –, Monazit 76 –, Zinn 257 Mali, Coesit 401 Mammoth Springs (Yellowstone-Park), Sinter-Terrassen172 Mansfeld (Sachsen-Anhalt), Kupferschiefer 296 Marbella (Spanien), Meteoriteneinschlag 435 Marburg an der Lahn, Eisenmeteorit 23 Marico (West-Transvaal, Südafrika) –, Fluorit 301 –, MVT-Lagerstätte 301 Marienberg (Erzgebirge), Blei-Zink 264 Märkerwald (Odenwald), Quarzdiorit 146, 147 Marokko, Phosphor 305 Marquette-Range (Michigan), Eisen (BIF, Superior-Typ) 303 Martinique, (Kleine Antillen), verheerender Vulkanausbruch 166 Matsyutov-Komplex (Südural), Coesit 401 Mauna Kea (Hawaii) –, Schildvulkan 165 Mauna Loa (Hawaii) –, Schildvulkan, Basisdurchmesser 165 Mawatwan (Südafrika), Mangan 304 McArthur River (Northern Territory, Australien), Blei-Zink (Sedex, Kieslager) 271 Meggen (Sauerland), Sedex-Lagerstätte 271 Meißen (Sachsen) –, Kaolin 279 –, Monzonit 154 –, Syenit-Granit-Pluton 177 Menominie-Range (Michigan), Eisen (BIF,
Superior-Typ) 303 Merapi (Java), Glutlawine 168 Merensky Reef (Bushveld-Komplex) 240 ff –, Nickel-Kupfer-PGE 242 f Mesabi-Range (Minnesota), Eisen (BIF, Superior-Typ) 303 Messel (Darmstadt, Hessen), Ölschiefer 295 Mexiko –, Antimonit 266 –, Blei-Zink (VMS-Lagerstätten, Zyperntyp) 270 –, Fluorit 267 –, Gold 263 –, Nord–, Fluorit 301 –, MVT-Lagerstätten 301 Miask (Ural, Russland), Pegmatit 251 Michipicoten-Distrikt (Ontario, Canada), Eisen (BIF, Superior-Typ) 303 Milos (Kykladen), Rhyolith 150 Minas Gerais (Brasilien) –, Beryll 89 –, Eisen (BIF, Superior-Typ) 303 –, Mangan 304 –, Pegmatit 251 Mississippi-Valley –, Blei-Zink-Lagerstätten 300 f –, -Typ (MVT) 300 f Mittelböhmen, Spilit 353 Mitteldeutschland, Evaporit 308 Mittelengland, Eisenstein 303 Mitteleuropa, Löss 294 Mittelozeanische Rücken 220, 267, 331, 389, 411 f –, Basalte 220 –, black smoker 267 –, Metamorphose 331, 389 Mittelschweden, Nephelinsyenit 155 Mitterberg (Salzburg, Österreich), Kupfer 264 Mittweida (Sachsen), Konglomeratneis 339 Moa Bay (Kuba), Nickel 281 Mogok (Burma), Edelstein-Seife 293 Moina (Tasmanien), Skarnerz 260 Mons Olympus (Mars), Schildvulkan 165 Montagne Pelée (Martinique, Kleine Antillen) 166, 168 –, explosiver Vulkanismus 166 Montana (USA), Bentonit 280 Monte Amiata (Italien), Quecksilber 272 Monte Mukrone (Sesia-Zone, Westalpen), Meta-Granodiorit 399 Monte Somma-Vesuv 161 –, Leucitbasanit 157 –, Leucittephrit 157 Monte-Rosa-Decke (Westalpen), Alter der Goldquarzgänge 262 Montmartre (Paris), Gips 71 Monzonigebiet (Südtirol), Monzonit 154 Moosburg–Landshut–Mainburg (Bayern), Bentonit 280 Morenci (Arizona), Kupfer 259 Morogoro (Tansania) 53 –, Korundgneis 118 Mother Lode (Kalifornien)
–, Gold 262 f –, Gold-Quarz-Gang 255 Mount Isa (Queensland, Australien), BleiZink (Sedex-Lagerstätte, Kieslager) 271 Mount Rainier (Kaskaden-Gebirge, Washington), Andesit 150, 151 Mount Saint Helens (Washington) –, Lavadom (Staukuppe) 165 –, Plinianischer Ausbruch 168 Mount Weld (Laverton, Westaustralien), Schwermetallanreicherung, lateritische 281 Mountain-Pass-Karbonatit (Kalifornien, USA), Seltenerd-Elemente 244 Mull (Schottland), Tholeiitbasalt 150 Münchberger Gneismasse (Oberfranken) –, Eklogit 399, 400 –, Flasergabbro 339 Münstertal (Schwarzwald), Blei-Zink 264 Mursinka (Ural), Pegmatit 250 Muscox (Kanada), Layered Intrusion 176 f N Naica (Mexiko), Skarnerz 260 Namibia –, Diamant-Seife 26 –, Epupa-Komplex 395 –, Karbonatite 159 –, Kunene-Intrusiv-Komplex 395 –, Pegmatit 251 –, Sodalith 125 Namib-Wüste, Diamant-Seife 26, 293 Nauru (Pazifik), Guano 305 Navan (Irland), Blei-Zink (SedexLagerstätte) 271 Naxos (Kykladen, Griechenland) –, Granodiorit 329 –, Kristallin 358 –, metamorpher Komplex 327 ff –, metamorphe Mineralzonen 328 ff –, Migmatit 346 Neufundland (Kanada) –, Bay-of-Islands-Komplex 411 –, VMS-Lagerstätten, Zyperntyp 270 Neu-Kaledonien –, Blauschieferfazies 397 –, Chromit 241 –, Hochdruckgesteine 330 Neuschwanstein, Meteorit 435 Neuseeland –, Geysire 172 –, Goldseife 292 –, Peridotit 148 –, Versenkungsmetamorphose 331 –, Zeolith-Fazies 390 Neu-Süd-Wales (New South Wales, Australien) –, Diamant 27 –, Zinn 257 Neuwieder Becken, Bims 169 Nevado del Ruiz (Kolumbien), Lahars 168 New Almaden (Kalifornien), Quecksilber 272 New Hampshire, metamorphe Mineral-
Index zonen 327 New Idria (Kalifornien), Quecksilber 272 New Mexico (USA), Blei-Zink (SedexLagerstätte) 271 New York, Meteoriteneinschlag 435 Nicaro (Kuba), Nickel 281 Nieder-Beerbach (nördlicher Odenwald), Beerbachit (Pyroxenhornfels) 338 Niederlande, Evaporite 308 Nigeria, Zinnseifen 292 Nikopol (Ukraine), Mangan 304 Ni•nij Tagil (Ural), PGE-Chromit 241 Noranda-Gebiet (Quebec), Kupfer (VMSLagerstätten) 271 Nordamerikanische Platte 165 Nordböhmen, Foidite 157 Norddeutschland –, Evaporite 308 –, Salzdiapire 309 Nördlinger Ries 115, 323 f –, Coesit 324 –, Diamant 27, 324 –, diaplektisches Glas 324 –, Krater 323, 434 –, Moissanit 324 –, Schockwellen-, Impakt-Metamorphose 323 ff –, Stishovit 324 Nordsee –, Erdöl 309 –, Evaporite 308 –, Salzdiapire 309 –, Wattensedimente 294 Norilsk (Jenissei, Sibirien) –, PGE 243 –, Sulfiderze 242 Norwegen –, Coesit 330 –, Diamant 330 –, Eklogit 400 –, Rogaland-Intrusion 395 Novello Claims (Simbabwe) –, Alexandrit 50 –, Smaragd-Alexandrit-Lagerstätte 352 Nsuta (Ghana) –, Mangan 303 –, Mangan-Reicherz 281 O Oberer See-Typus, Kupfer 259 Obermoschel (Rheinpfalz), Quecksilber 272 Oberpfalz, Pegmatit 251 Oberpfälzer Wald, Granitplutone 146, 175 Oberschlesien (Südpolen), Blei-Zink (MVTLagerstätten) 301 Oceanus Procellarum, Chondrit 440 Odenwald –, Amphibolit 339 –, Baryt 267 –, Diorit 146 –, Gabbro 148 –, Granitpluton 146 –, Peridotit 148
–, Pluton 175 Ok Tedi (Papua Neuguinea), Gold-Kupfer 259 Oko-Erzzone (Japan), Kupfer (VMSLagerstätte, Kuroko-Typ) 270 Old Faithful (Yellowstone, Wyoming), Geysir, Kieselsinter 172 Oldoinyo Lengai (Tansania), Karbonatite 159 Olympic Dam (Südaustralien), EisenKupfer-Silber 272 Oman –, Meteorit 436 –, Peridotit 148 –, Semail-Ophiolith-Komplex 411 Onikobe (Honshu, Japan), geothermisches Feld 326 Ontario (Kanada) –, Sodalith 125 –, Sudbury-Struktur 434 Ophir, Land (Ghana), Gold 263 Oranjemund (Namibia), Diamant-Seifen 293 Orijärvi-Gebiet (Finnland), Gestein, metamorphes 387 Orissa (Indien), Mangan 304 Oruro (bolivianische Anden), Zinn-SilberWismut 265 Oslo-Gebiet (Südnorwegen) –, Alkali(Olivin-)basalte 157 –, Alkalifeldspat-Granit 154 –, Hornfels 356, 384 –, Nephelinsyenit 155 Oslo-Graben (Südnorwegen), Rhombenporphyr 122 Ostafrikanisches Grabensystem –, Alkali(Olivin-)basalte 157 –, Foidite 157 –, Karbonatite 159 Ostalpen (Österreich) –, Magnesit 261 Oster-Inseln, Mantel-Plume 422 Ostpazifischer Rücken –, Black Smoker 267 –, Vulkanismus 267 Osttransbaikalien, Gold 263 Otavi-Bergland (Namibia), Kupfer 260 Otong-Java-Plateau (West-Pazifik), submarine Flutbasalte165 Outukumpu (Nordfinnland), Kupfer 271 P Pakistan, Blei-Zink (Sedex-Lagerstätten) 271 Palabora (Südafrika) –, Chalkopyrit 244 –, Karbonatite 159 –, Vermiculit 108 Palisade Sill (New York), Lagergang 174 panafrikanischen Kaokogürtel (Namibia), Kyanit-Staurolith-Glimmerschiefer 374 Panasqueira (Nordportugal), Wolfram 257 Panguna (Papua Neu-Guinea), Kupfer 259 Papua-Neuguinea, Ophiolith-Komplex 411
Parana-Becken (Südamerika) –, Flutbasalte 164 –, Laterite mit Ti 281 Paros (Kykladen, Griechenland), Marmor 336 Pea Ridge (Missouri), Eisenerz 244 Pedee-Formation (South Carolina) 463 Peloponnes –, Hochdruckgesteine 331 –, Lawsonit-Blauschieferfazies 398 Penninische Decken (Westalpen), Blauschieferfazies 397 Penokee-Gogebic-Range (WisconsinMichigan), Eisen (BIF, Superior-Typ) 303 Pentelikon-Gebirge (Griechenland), Marmor 336 Persischer Golf –, Dolomit-Bildung 300 –, Erdöl 309 –, Salzdiapire 309 Peru –, Nitrate 306 –, Zinn 265 Petaca-Distrikt (New Mexico, USA), Pegmatit 251 Petsamo (Petchenga) (Karelien, Russland), Nickelmagnetkies-Kupferkies 244 Philippinen –, Chromit 241 –, -Graben 420 –, Kupfer (VMS-Lagerstätten, Zyperntyp) 270 –, Laterit-Eisenerz 280 Phlegräische Felder (bei Neapel), Trachyt 155 Pilbara-Distrikt (West-Australien), Eisen (BIF, Algoma-Typ) 303 Pilsen (Pl•en), Kaolin 279 Pinatubo (Luzon, Philippinen), Vulkanausbruch, Lahar 168 Pine Creek (Kalifornien), Skarnerz 260 Pine Point (Northwest Territory, Kanada), Kupfer (MVT-Lagerstätte) 301 Pioramulde (Camperio, Lukmanierstraße, Schweiz), Granat-Glimmerschiefer 343 Platreef (Bushveld-Komplex), NickelKupfer-PGE 243 Podsedice (Böhmisches Mittelgebirge), Granat 293 Poebene, Profil, seismisches 414 Polen –, Evaporite 308 –, Kupfer 294 Pompeji (bei Neapel), Plinianischer Ausbruch 167 Porcupine-Distrikt (Ontario, Kanada), Gold 363 Porgera (Papua-Neuguinea), Gold 263 Portugal, Zinn-Wolfram 256 f Potosi (bolivianische Anden), Zinn-SilberWismut 265 Pozzuoli bei Neapel, Solfatara 171 Predazzo (Südtirol), Monzonit 154 Premier-Mine bei Pretoria (Südafrika),
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Index Diamant 27 Przibram (Böhmen), Blei-Zink 264 Pul tusk (Polen), Meteoriten-Streufeld 435 Puy de Dôme (Auvergne), Lavadom (Staukuppe) 165 ⁄
Q Queternoq-Pluton (Südgrönland) 177 R Radenthein (Kärnten), Magnesit 261 Ramberg-Granit (Ostharz) 175 Rammelsberg (Harz), Blei-Zink-Kupfer (Sedex-Lagerstätte) 271 Ramsbeck (Sauerland), Blei-Zink 264 Range Well (West-Australien) –, Chrom 281 –, Nickel 281 Rattlesnake-Mountain-Pluton (Kalifornien) 175 Reichenbach (Odenwald), Baryt 267 Rheinisches Schiefergebirge –, Baryt 267 –, Blei-Zink 264 –, Dachschiefer 332 Rheinpfalz, Quecksilber 272 Rheintalgraben, Alkali(Olivin-)basalte 157 Rhodopen (Griechenland), Coesit 401 Rhön –, Basanit 157 –, Foidit 157 –, Phonolith 155 –, Silikatbauxit 280 –, Tephrit 157 –, Tholeiitbasalt 150 Riddle (Oregon), Nickel 281 Rieden (Laacher-See-Gebiet, Eifel), LeucitNosean-Phonolith 156, 157 Ries-Krater (Nördlingen) 323 –, Bunte Breccie 325 –, Flädle (Glasbombe) 325 Riesengebirge, Granitpluton 146 Rio Tinto (Spanien), Kupfer (VMSLagerstätte, Kuroko-Typ) 271 Rivière blanche auf Martinique (Kleine Antillen), Glutlawinen 168 Roccamonfina (Mittelitalien) –, Leucitbasanit 157 –, Leucittephrit 157 Rocche Rosse (Lipari), Obsidianstrom 163 Rocky Mountains, Gold 263 Ronda (Südspanien), Peridotit 148 Rotes Meer, Erzbildung 271 Routivaara (Schweden), Ilmenit 242 Rücken –, mittelatlantischer –, Basanit 157 –, Tephrit 157 –, mittelozeanischer 161, 162, 267 ff –, Basalt 220 –, Vulkan 165 Rudna (Polen), Kupferschiefer 296 Ruhlaer Kristallin-Komplex (Thüringer
Wald) 323 Ruhrkarbon, Blei-Zink-Gänge 264 Rumänien –, Antimonit 266 –, Gold 263 –, Salzdiapire 309 Rumuruti (Kenya) –, Meteoritenschauer 440 Russland –, Kalisalze 309 Russland, Pegmatit 251 Ryoke-Gürtel (Japan), paired metamorphic belt 331 S Saar-Nahe-Becken, Melaphyr 153 Sächsisches Erzgebirge, Rotgneis 339 Sahara –, Evaporite 306 –, Meteorit, Neufunde 436 –, Staubstürme 294 Salzgitter-Distrikt (nördliches Harzvorland), Eisen 303 Sambia –, Kupfer 296 –, Weißschiefer 400 Samoa, Mantel-Plume 422 Samos (Griechenland) 334, 339, 388 f –, Epidot-Blauschiefer-Fazies 398 f –, Granat-Glaukophanit 334 San Manuel-Kalamazoo (Arizona), Kupfer 259 Sanbagawa-Gürtel (Japan), paired metamorphic belt 331 Sangdong (Korea), Skarnerz 260 San-Juan-Vulkan-Provinz (Colorado), Andesite, Dacite, Magmenmischung 190 San-Rafael-Gang (bolivianischer Zinngürtel, Peru), Zinn 265 Santa Rita (New Mexico) –, Kupfer (Porphyry Copper Ores) 259 Santorin (Kykladen) 331 –, Plinianischer Ausbruch 168 –, Stratovulkan 170 Sar Cheshmeh (Iran), Kupfer 259 Sarbai (Kasachstan), Skarnerz 260 Sauerland (Rheinisches Schiefergebirge), Adinolbildung 351 Savage River (Tasmanien) –, Eisen 244, 272 Schacht Konrad (Salzgitter), Eisen, Endlagerung 303 Schauinsland (Schwarzwald), Blei-Zink 264 Schemnitz (Banska Stiavnica, Siebenbürgen), Gold, Kaolin 280 Schlaining (Burgenland, Österreich), Antimonit 266 Schneckenstein (Vogtland), Topasbrockenfels 320 Schneeberg (Erzgebirge) –, Bergbau 265 –, Silber 265 –, Uran 265 Schottland, Plateaubasalte 164
Schotts (Nordrand der Sahara), Evaporite 306 Schwäbische Alb, Eruptivschlote 168 Schwarzes Meer, anoxische Bedingungen 295 Schwarzwald –, anatektischen Zone 347 –, Baryt 267 –, Blei-Zink 264 –, Cordierit-Gneis 394 –, Diorit 146 –, Gabbro 148 –, Granit, Kalifeldspatisierung 351 –, Granitpluton 146 –, Migmatite 346 –, Peridotit 148 Schweden –, Alkalifeldspat-Granit 154 –, Siljan-Struktur 434 Schweizer Zentralalpen, Mineralzone, metamorphe 327 Sekkoko-Erzzone (Japan), Kupfer (VMSLagerstätte, Kuroko-Typ) 270 Serra de Jacobina (Bahia, Brasilien), fossile Goldseife 292 Serra de Monchique (Portugal), Nephelinsyenit 155 Shaba (Kongo/Zaire), Kupfer 296 Sheregesh (S-Sibirien), Skarnerz 260 Shonkinit 155, 481 Shoshonit 220, 259 Shuksan-Gürtel (Washington), Hochdruckgesteine 330 Sibirien, Kimberlit –, -Diatrem 416 –, -Pipes 159, 168 Sibirische Plattform, Gold 263 Siebenbürgener Erzgebirge, Gold 263 Siegerland –, Bergbau 266 –, Kupfer 264 –, Spateisenstein 266 Siena (Italien), Meteoritenfall 443 Sierra Morena (Spanien), Blei-Zink 264 Sierra Nevada (Kalifornien) –, Kupfer (VMS-Lagerstätte, KurokoTyp) 271 –, paired metamorphic belt 331 Sierra-Nevada-Batholith (Kalifornien) 175 Sifnos (Giechenland) –, Eklogit 400 –, Hochdruckmetamorphose 330 Siljan-Struktur (Schweden) 434 Silvermines (Irland), Blei-Zink (SedexLagerstätte) 271 Simbabwe –, Eisen (BIF, Algoma-Typ) 303 –, Gold 263 –, Nickel-Kupfer 244 Sinai-Halbinsel (Ägypten) –, Gangschwarm 174 –, Dolerit-Sill 321 Skaergaard (Grönland) –, Gabbro 148 –, Layered Intrusion 176 ff
Index Skye (Schottland), Tholeiitbasalt 150 Slowakei, Siderit 261 Snake River (USA), Flutbasalte 164 Sokli (Finnland), Magnetit-Apatit 244 Solfatara bei Puzzeoli (Neapel), SolfatarenTätigkeit 171 South Carolina (USA) –, Kaolin 280 –, Pedee-Formation, Isotopen-Standard 463 South Dakota, Bentonit 280 Spanien, Sedex-Lagerstätte 271 Spessart 339 –, Baryt 267 –, Diorit 146 –, Goldbacher Gneis 339 –, Pegmatit 251 Sri Lanka –, Edelsteinseifen293 –, Pegmatit 251 St. Andreasberg (Harz) –, Analcim 127 –, Calcit 63 –, Silber 265 St. Austell (Cornwall), Kaolin 280 St. Joachimsthal (Jachymov, Böhmen) –, Bergbau 266 –, Radium 58 –, Uran 265 f –, Uranpechblende, Uranerz 58, 265 f St. Pierre auf Martinique (Kleine Antillen), pyroklastischer Strom mit base surge 168 Staffa (Innere Hebriden, Schottland), Säulenbasalt 164 Stahlberg (Rheinpfalz), Quecksilber 272 Stahlwerk Salzgitter 303 Stannern (Stonarˇov, Mähren), MeteoritenStreufeld 435 Steep-Rock-Distrikt (Ontario, Canada), Eisen (BIF, Superior-Typ) 303 Steinach (Oberpfalz), Kontakthof 362 –, Biotit 479 –, Granat 478 Steinheimer Becken (bei Heidenheim) –, Impakt-Metamorphose 325 –, Shatter Cones im Malm-Kalk 325 Stillwater-Komplex (Montana) –, Fe-Ti-Oxid-Lagerstätte 241 –, Gabbro 148 –, Layered Intrusion 177 –, PGE-Lagerstätte 243 Straßberg-Neudorf (Ostharz), Blei-Zink 264 Stromboli (Äolische Inseln) –, Lavawurftätigkeit 167 –, vulkanische Dauertätigkeit 161 Su Lu (Westchina), Coesit 401 Südafrika –, Diamantvorkommen 27 –, Komatiit 154 –, Nickelmagnetkies-KupferkiesLagerstätte 244 –, Vredefort-Struktur 434 Südamerika, Goldseife 292
Sudbury (Ontario) 434 –, Gabbro 148 –, Impakt-Theorie 242 –, Layered Intrusion 177 –, Nickellagerstätte 33, 242 Sudeten –, Gabbro 148 –, Kupfer 294 –, Pluton 175 Süd-Korea, Blei-Zink (Sedex-Lagerstätten) 271 Südnorwegen –, Alkalifeldspat-Syenit 154 –, Foidmonzodiorit 155 –, Foidmonzogabbro 155 –, Pegmatite 251 Südostasien, Zinnseifen 292 Südschweden –, Gabbro 148, 149 –, Plateaubasalt 164 –, Tholeiitbasalt 150 Südwest-Wisconsin, Kupfer (MVTLagerstätten) 301 Sulawesi (Indonesien), Coesit 401 Sullivan (Kanada), Blei-Zink (SedexLagerstätte, Kieslager) 271 Su-Lu (China), Diamant 330, 402 Surigao (Philippinen), Nickel 281 Surinam, Silikatbauxit 280 Süßwasser-Molasse, Bentonit 280 Swartboiisdrif (Namibia), Namibia Blue (Sodalith) 350 Sylacauga (Alabama, USA), Meteoriteneinschlag 435 Syros (Kykladen), Hochdruckmetamorphose 330,339 T Taberg (Schweden), Ilmenit 242 TAG-Hügel (Mittelatlantischer Rücken), Massivsulfide 269 Tahiti, Mantel-Plume 422 Talnakh (Jenissei, Sibirien), PGE 243 Tambora (Indonesien), explosiver Vulkanismus 166 Tanco-Pegmatit, Bernic Lake (Manitoba) 251 Tasman-Gürtel (Neuseeland), paired metamorphic belt 331 Tasmanien, Kupfer (VMS-Lagerstätte, Kuroko-Typ) 271 Tauern-Fenster (Ostalpen) –, Blauschieferfazies 397 –, Eklogit 400 –, Zentralgneise 339 Taunus, Quarzgänge 267 Tellnes (Südnorwegen), Ilmenit 242 Temagami (Ontario), BIF, Algoma-Typ 303 Tennessee, Blei-Zink (MVT-Lagerstätte) 301 Texas, Salzdiapire, Erdöl 309 Thailand –, Edelstein-Seifen 293 –, Süd-, Pegmatit 251
–, Zinn-Wolfram The Geysers (Kalifornien), geothermische Energie 172 Theuma (Vogtland) –, Diabastuff 343 –, Fruchtschiefer 319 Thüringen –, Basanit und Tephrit 157 –, Eisenerz 303 Thüringer Wald 146 –, Baryt 267 –, Fluorit 267 –, Granitpluton 146 –, Hämatit 266 –, Ruhlaer Kristallin-Komplex 323 –, -Siderit 261 Thüringisches Schiefergebirge, Dachschiefer 332 Tian Shan, Hochdruckgesteine 330 Timmins (Ontario, Kanada) –, Gold 263 –, Komatiit 153 –, Nickel-Kupfer 244 Tittling (Bayerischer Wald), Granodiorit 351 Tokowoja (Ural) 50 –, Smaragd-Alexandrit 351 f Tonga-Graben 420 Toskana (Italien) –, Foidite 157 –, Quecksilber 272 Toulouse (Frankreich), Orgueil (Meteorit) 440 Transvaal (südliches Afrika), BIF, AlgomaTyp 303 Trebbin (Potsdam), Meteoriteneinschlag 435 Trepcˇa (Südostserbien), Blei-Zink 260 Trieben (Steiermark), Magnesit 261 Tri-State-District (USA), Blei-Zink (MVTLagerstätten) 301 Troodos (Zypern) –, Chromit 241 –, Kupfer (VMS-Lagerstätten, Zyperntyp) 270 –, Peridotit 148 Tschechien, Kupfer 294 Tschiaturi (Kaukasus, Georgien), Mangan 304 Tsumeb (Otavi-Bergland, Namibia) –, Kupfer 260, 282 –, Kupfer-Arsen 260 –, Malachit 68 Tunesien –, Evaporite 306 –, Phosphor 305 –, -Siderit 261 Tungsten (Kanada), Skarnerz 260 Türkei –, Antimonit 266 –, Borat 306 –, Chromit-Lagerstätte 241 –, Hochdruckgesteine 330 –, Kupfer (VMS-Lagerstätten, Zyperntyp) 270
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Index Twin Buttes (Arizona), Skarnerz 260 Tynagh (Irland), Blei-Zink (SedexLagerstätte) 271 U Uluguru-Gebirge (Tansania), Pegmatit 251 Ungarn, Kalkbauxite 280 Ural (Russland) –, Chromit 241 –, Kupfer (VMS-Lagerstätten, Zyperntyp) 270 –, Pegmatit 251 –, Smaragd-Alexandrit 351 f Ural-Vorland (Russland), Kupfer (Red-BedTyp) 294 Uranium City (Saskatchewann, Kanada), Uran 266 Urenkopf bei Haslach (Schwarzwald), metatektischer Gneis 346 Uruguay, Achatlagerstätten 172 USA –, Monazit 76 –, Vermiculit 108 Usagara-Gürtel (Tansania), proterozoischer Eklogit 330 V Vai-Lili-Hydrothermalgebiet (Valu-Fa-Rücken, Südwestpazifik), Black Smoker 268 Valley Copper (Kanada), Kupfer 259 Variscisches Gebirge, Hydrothermalgänge 264 Varkenskraal (Südafrika), Flüssigkeitseinschlüsse in Quarz 132 Varuträsk (Schweden), Pegmatit 251 Veitsch (Steiermark), Magnesit 261 Vermillion-Range (Minnesota), BIF, Algoma-, Superior-Typ 303 Vermont, metamorphe Mineralzonen 327 Vesuv (Italien) 89, 161 f, 170 –, Leucitbasanit 157 –, Leucitit 158, 159 –, Leucittephrit 157 –, Schlotmagma 191 –, Vorläufervulkan (Monte Somma) 161 Viburnum (SE-Missouri), Blei-Zink (MVTLagerstätte) 301 Vihorlot-Gutiner-Gebirge, Gold 263 Vogelsberg –, Alkali(Olivin-)basalte 157 –, Basalteisenstein 281 –, Foidite 157
–, Silikatbauxit 280 –, Tholeiitbasalt 150, 212 Vogesen –, Diorit 146 –, Granitpluton 146 –, Peridotit 148 Vogtland –, Baryt 267 –, Fluorit 267 Volksrepublik China, Zinnseifen 292 Vorspessart, Haibacher Orthogneis, Isochronendiagramm 469 Vredefort-Struktur (Südafrika) 434 Vulcano (Äolische Inseln), MagmaKammer 138 W Wabana (Neufundland, Kanada), Eisenerz 303 Wairaki (Neuseeland) –, geothermische Energie 172, 326 Wakatipu-Gürtel (Neuseeland), paired metamorphic belt 331 Waldviertel, Österreich, Granodiorite 146 Werragebiet, Baryt 267 Westalpen –, Coesit 115 –, Hochdruckmetamorphose 331 –, Lepontinische Phase 331 –, Weißschiefer 400 Westaustralien, Diamant 27 West-Driefontein-Goldmine (Südafrika) 293 Westerwald –, Alkali(Olivin-)basalte 157 –, Trachyt 155 –, Granitmassiv 319 westerzgebirgisches –, Gangrevier, Bi-Co-Ni-Ag-U 265 Westkanada, Bentonit 280 Westnorwegen –, Coesit 115, 401 –, Diamant 402 Whin Sill (Nordengland) 174 Wilson Terrane (Nord-Viktorialand, Antarktis), Migmatit 474 Windimurra (West-Australien), Layered Intrusion 177 Windischeschenbach (Bayern) –, Erdkruste 413 –, Kontinentales Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik Deutschland (KTB) 135, 407, 412 f
–, Metagabbro 474 Wittichen (Schwarzwald) 266 Witwatersrand (Transvaal, Südafrika) –, Bergwerk, tiefstes 407 –, Gold 22, 293 –, Uran 58 Wolkenburg (Siebengebirge), Staukuppe 166 Wölsendorf (Oberpfalz) –, Fluorit 266 f –, Uran 266 Woodruff-Thrust-Zone (Australien), Pseudotachylite 323 World Cottage (Yorkshire), Meteoritenfall 443 Württemberg, Minette-Erze 303 Wyoming (Fort Benton), Bentonit 280 Y Yamato-Berge (Antarktis), Lunait 442 Yellowknife (Kanada), Gold 255, 263 Yellowstone-Nationalpark (Wyoming, USA) –, geothermisches Feld 326 –, Geysire 172 Yilgarn-Block (Westaustralien) –, Eisen (BIF, Algoma-Typ) 303 –, Gold 263 Yucatán (Mexiko), Chicxulub-Krater 434 Yukon-Distrikt (Klondike, Alaska und NWTerritorium von Kanada) –, Goldseife 292 –, Tagish Lake-Meteorit 440 –, Zinn 257 Z Zentralalpen, Protogin-Granit 322 Zermatt (Wallis, Schweiz), Hochdruckgesteine 339 Zermatt-Saas-Fee (Alpen) –, Coesit 401 –, Ophiolith-Komplex 400 Zettlitz (Böhmen), Kaolin 107 Zinngürtel –, bolivianischer 257, 265 –, südostasiatischer 257 Zinninseln Bangka und Billiton (Indonesien) 257 Zinnwald (Cínovec, Erzgebirge, Tschechien) –, Zinn 256 f Zypern –, Kupfer (VMS-Lagerstätten) 270 –, Troodos-Komplex 411
