Campus Exponate

Ort: Bor, Ostserbien

Das hier vorliegende sulfidreiche Gestein gehört zu den sogenannten „Porphyry Copper Ores“. 
Dies sind durch feinverteilte Sulfide gekennzeichnete und an 
Magmatite gebundene Imprägnationslagerstätten.

Abb. 1 Chalkopyritkristalle auf Quarz (weiß) und Siderit (braun) von der Grube Georg bei Willroth.

Mineralbestand: als Erzminerale treten im wesentlichen Chalkopyrit (CuFeS₂), Covellin (CuS) und Enargit (Cu₃AsS₄) auf. Chalkopyrit (deutscher Name: Kupferkies) ist das am weitesten verbreitete Cu-Erzmineral. Es weist eine tetragonale Symmetrie auf und zeigt keine Spaltbarkeit, was zu einem muscheligen Bruch führt. Die Farbe ist grünlich gelb bei einem metallischen Glanz (Abb. 1), oft ist Chalkopyrit durch bunte „Anlauffarben“ charakterisiert.

Abb. 2 Kristallstruktur von Kupferkies.

Die Kristallstruktur ähnelt derjenigen von Zinkblende (ZnS) und wird durch eine Verdoppelung der Einheitszelle sowie einen Ersatz von Zn durch Cu und Fe erreicht (Abb. 2).

Abb. 3 Tetraederähnlicher Einkristall von Chalkopyrit (links) sowie ein typischer Zwilling (rechts).

Einkristalle von Chalkopyrit bilden oft tetraederähnliche Bisphenoide (Abb. 3). Zwillingsbildungen sind häufig und gleichen denjenigen nach dem Spinellgesetz im kubischen Kristallsystem (Abb. 3). Enargit ist grauschwarz gefärbt bei einem halbmetallischen Glanz. Kristalle sind häufig prismatisch ausgebildet und weisen eine Vertikalstreifung auf; gerne bildet Enargit radialstrahlige Aggregate, z.T. auch Drillinge. Covellin ist ein sehr weiches Mineral (1,5 – 2), blauschwarz gefärbt und hat einen halbmetallischen Glanz. Kristalle sind selten, gewöhnlich bildet Covellin derbe Massen. Weitere, für Porphyry Copper Lagerstätten typische Minerale sind Pyrit (FeS₂) und Molybdänglanz (MoS₂).

Abb. 4 Schematische Profilskizze einer Porphyry Copper Lagerstätte.

Der Lagerstättentyp bildet sich in unmittelbarer Umgebung von magmatischen Intrusionen (Plutonite, Vulkanite, Subvulkanite) durch hochtemperierte, hydrothermale (katathermal) und pneumatolytische Imprägnierung des Nebengesteins aber auch des Magmatits selbst (Abb. 4). Nähere Untersuchungen belegen, daß der Metallgehalt der gebildeten Erzminerale aus dem Magma selbst stammt und nicht aus den Nebengesteinen. Die beteiligten, sehr heißen Fluide enthalten einen hohen Anteil an Chlor-Ionen, welche für den Metalltransport von Bedeutung sind. Typischerweise treten die Erze feinverteilt in den Gesteinen auf und füllen feindimensionierte Kluftsysteme oder Porenräume der Gesteine; sie sind in der Regel nicht als Massiv-Erze ausgebildet.
Plattentektonisch betrachtet ist der Lagerstättentyp kennzeichnend für konvergente Plattenränder im Bereich über subduzierter ozeanischer Lithosphäre. In der Lagerstätte Bor (Serbien) kam es zu einer Abfolge mehrerer aufeinander-folgender Vererzungsphasen in einem begleitenden Andesit. Weitere wichtige Vorkommen dieses wirtschaftlich bedeutendsten Cu-Erz-Lagerstättentyps sind Bingham (Utah), Butte (Montana) sowie Chuquicamata (Chile).

Der Name „Porphyry Copper“ leitet sich vom porphyrischen Gefüge der häufig involvierten Andesite bis Dacite ab, bezieht sich also nicht auf eine mögliche porphyrische Struktur der Cu-Erze selbst.

Ort: Frikstad bei Iveland, Evje-Distrikt, Norwegen

Eine besondere und speziell für Pegmatite charakteristische Form der orientierten Verwachsung von Quarz und Feldspat  wird als Schriftgranit (auch graphischer Pegmatit oder Runit) bezeichnet.

Mineralbestand: Mikroklin und Quarz

Der Wirtskristall Feldspat besteht in der Regel aus Mikroklin, der Tief-Temperatur Modifikation von Kalifeldspat.

Abb. 1 Schriftgranit aus dem Zambezi-Tal, Nord-Zimbabwe (Exkursion 1999). Die dunklen Partien (Schrift) bestehen aus Quarz, die hellbraune Grundmasse ist Kalifeldspat.

Seltener treten auch andere Feldspäte als Wirtskristall auf. Die orientiert eingewachsenen Quarze können eine Größe von weniger als 1 mm (Abb. 1) bis hin in den cm-Bereich aufweisen.

Abb. 2 Beispiel eines, mit der Namensgebung von Schriftgranit verknüpften, hebräischen Textes (Pentateuch, 14. Jahrhundert).

Besonders auf den Spaltflächen des Feldspats erinnern die Schnittfiguren von Quarz an hebräische Schrift-zeichen (Abb. 2; siehe auch Abb. 3), worauf der Name Bezug nimmt.

Abb. 3 Feindimensionierte schriftgranitische Ver-wachsung (dunkle Partien = Quarz, hell-braune Grundmasse = Kalifeldspat.

Häufig liegt das Verhältnis von Feldspat zu Quarz nahe 3:1. Die schriftgranitische Verwachsung beider Minerale wird oft als Ergebnis gleichzeitigen Wachstums interpretiert, manche Autoren gehen auch von einer Verdrängung von Feldspat durch Quarz aus. Mikroklin ist häufig durch Hämatit rosa bis rötlich gefärbt. In Abb. 4 ist eine polarisations-mikroskopische Aufnahme einer schriftgranitischen Verwachsung dargestellt.

Abb. 4 Dünnschliff-Aufnahme eines Schriftgranits mit Plagioklas, Kalifeldspat und Quarz unter gekreuzten Polarisatoren.

Die Schriftgranite von Iveland sind Bestandteil großer Pegmatitvorkommen, die bereits seit ca. 1880 abgebaut werden. Zunächst wurde nur Quarz abgebaut; ab etwa 1896 erfolgte der Abbau von Kalifeldspat, der in der Porzellan-Industrie Verwendung fand. Der Rohstoff wurde per Zug nach Kristiansand transportiert und von dort aus u.a. auch nach Deutschland und England exportiert.

Geologisch betrachtet besteht der Evje-Distrikt aus präkambrischen Amphiboliten, in welche jüngere granitische Schmelzen intrudiert sind. Aus diesen Schmelzen bildeten sich während der Abkühlung Granite und auch Pegmatite. Typischerweise kommt der Schriftgranit am Kontakt zu den umgebenden Amphiboliten vor.  

Vom sogenannten Frikstad 9 (”Steli”) Pegmatit wurde bereits in den 30er Jahren des vergangen Jahrhunderts ein 200 Tonnen schwerer Mikroklin-Einkristall beschrieben. Andere ungewöhnliche Korngrößen erreichen Berylle: es kamen bis zu 3 Tonnen schwere Kristalle (ca. 3 x 1 m) vor. Das weltweit zuerst beschriebene Scandium-Mineral stammt ebenfalls aus dem Evje-Distrikt: 1911 wurde dieses von dem norwegischen Geologen J. Schetelig
beschrieben und nach dem Finder O. Thortveit “Thortveitit” benannt (Sc₂[Si₂O₇]). Es kamen bis zu 200 Gramm schwere Einzelkristalle vor. Es wurden außerdem Vorkommen von Allanit-Kristallen (Epidot-Gruppen Mineral mit Seltenen Erden) beschrieben, die ein Gewicht von  100 Kilogramm erreichten.

Ort: Viitaniemi, Eräjärvi-Distrikt, Finnland

Grob- bis riesenkörnige Magmatite, in der Regel mit granitischer Zusammensetzung (Feldspäte, Quarz  und Glimmer als Hauptminerale), werden als Pegmatite bezeichnet.

Abb. 1 Steinbruch Bikita in Zimbabwe, wo insbesondere Li-Minerale wie z.B. Spodumen und Petalit abgebaut werden. Die Steinbruchwand im Hintergrund zeigt mehrere Zehnermeter große Kalifeldspat-Einkristalle.

Pegmatite können Einzelkristalle enthalten, die mehrere Tonnen wiegen (siehe Abb.1); mehr als 1 m große Quarzkristalle sind keine Seltenheit. In Colorado (USA) wurde ein 25.000 m³ großer Einkristall von Mikroklin gefunden. Neben denjenigen Pegmatiten, die granitische Zusammensetzungen aufweisen, kommt als zweite wichtige  Gruppe  ein  nephelinsyenitischer  Typ vor.

Abb. 2 Biotit-Einkristall (Größe ca. 50 x 40 cm) aus einem Pegmatit von Frikstad/Norwegen.

Mineralbestand in granitischen Pegmatiten: Quarz und Kalifeldspat (meist Mikroklin; oft in graphischer Verwachsung mit Quarz  als Schriftgranit, siehe Poster 2), häufig auch Plagioklas, Muskovit und Biotit (Abb. 2). Lagerstättenkundlich interessant sind insbesondere Lepidolith, Spodumen (mehr als 10 m große Einkristalle in Li-Pegmatiten), Pollucit, Topas (Abb. 3), Turmalin und Beryll. In manchen Pegmatiten sind ebenfalls abbauwürdig: Korund, Zinnstein, Pyrochlor, Columbit, Apatit, Li-,  Fe-  und  Mn-Phosphate.

Abb. 3 Topas (Al2[(F,OH)2 SiO4]), typisch für Gesteine pegmatitisch-pneumatolytischer Entstehung. Das Mineral ist vergesellschaftet mit Quarz und Kalifeldspat; die Probe stammt aus dem Ural, Rußland.

Mineralbestand in nephelin-syenitischen Pegmatiten: hier können recht unter-schiedliche Mineralpara-genesen auftreten, z.B. solche mit Albit, Mikroklin, Nephelin (Abb. 4), Ägirin, Arfvedsonit, Hackmanit (S-haltiger Sodalith), Analcim, Natrolith, Cancrinit und Eudyalit. Außerdem  können  verschiedene  Zr- und  Be-Silikate  vorkommen.

Abb. 4 Gesteinsprobe eines nephelinsyenitischen Pegmatits von der Nordinsel Skutesundskjær im Langesundsfjord, Süd-Norwegen mit cm-großen Nephlin-Einkristallen (Ne).

Die Pegmatite werden als Kristallisate wasserreicher silikatischer Restschmelzen interpretiert; solche Schmelzen existieren herab bis zu ca. 500°C. Während sich bei der Hauptkristallisation vorwiegend wasserfreie Minerale ausscheiden, reichern sich in der Restschmelze H₂O aber auch leichtflüchtige Elemente wie Fluor, Chlor und Bor an. Weitere Elemente wie Li, Be, Sn, Nb, Ta, Zr, Ce usw. lassen Pegmatite zu wertvollen  Rohstoffträgern  werden.

Bei dem Vorkommen Viitaniemi handelt es sich um einen Li-Pegmatit; neben einer Vielzahl z.T. auch sehr seltener Minerale kommen häufiger vor: Fluorit, Topas, Columbit, Eosphorit und Mangan-Apatite. 1981 wurde erstmals das Phosphat Viitaniemiit  (Na(Ca,Mn²⁺)Al[F₂ OH PO₄]) beschrieben, welches nach der finnischen Lokalität  Viitaniemi  benannt  ist.

Ort: Grube Pfannenberger Einigkeit, Siegerland

Zur Ausbildung von Kokardenerzen kommt es, wenn durch hydrothermale Lösungen Gesteins- oder Mineralbruchstücke
von Erzmineralen “kokardenförmig” umkrustet werden.

Mineralbestand: Siderit (hellbraun) und Quarz (weiß). Innerhalb eines hydro-thermalen Quarzganges wurden hier dunkle Schieferfragmente von Siderit umhüllt.

Abb. 1 Rhomboedrische Sideritkristalle von der Grube Pfannenberger Einigkeit bei Salchendorf, Siegerland.

Siderit wurde von Haidinger (1845) erstmals beschrieben; der Name nimmt Bezug auf seinen Eisen-gehalt (griechisch sideros = Eisen). Er bildet gelb-braune rhomboedrische Kristalle, die häufig sattelförmig gekrümmt sind (Abb. 1), zum Teil kommen auch flachtafelige, blättrige Kristalle vor (Abb. 2).

Abb. 2 Blättrige Sideritkristalle von der Grube Bollenbach bei Herdorf, Siegerland.

Siderit ist mit der Härte von ca. 4 etwas härter als Calcit; seine Dichte beträgt etwa 3,8 g/cm³. Der FeO-Gehalt liegt bei ca. 62 Gew.%. Oft enthält Siderit isomorphe Beimengungen von Mangan, Magnesium und auch Calcium (Solvusbeziehung zwischen Siderit und Calcit siehe Poster 5). Typisch ist sein Vorkommen im hydrothermalen Bereich der Siegerländer Spateisensteingänge. Unter Einfluß der oxidierenden Atmosphäre wird Fe²⁺ des Siderits aufoxidiert - es entstehen Eisenoxide/hydroxide. Siderit kommt außerdem in sedimentärem Milieu in Form von Konkretionen, Linsen und flözartigen Lagen vor. Generelle Informationen zu den Spateisenstein-Vorkommen des  Siegerlandes  sind  ebenfalls  auf  Poster  5  dargestellt.

Abb. 3 Beispiele für Minerale der Calcit-Reihe (Koordinationszahl der Kationen = [6]) sowie der Aragonit-Reihe (koordinationszahl der Kationen = [9]).

Siderit oder auch Eisenspat ist der Calcit-Reihe zugehörig (Abb. 3).

Abb. 4 Die Kristallstruktur von Calcit (a) als Derivatstruktur von Steinsalz (b).

Strukturell lassen sich diese trigonalen Minerale (ditrigonal-skalenoedrisch) von der kubischen Steinsalz-Struktur (Halit, NaCl) ableiten (Abb. 4). Dabei entspricht das Calcium des Calcits dem Natrium von Halit während die CO₃-Gruppe mit Chlor korrespondiert. Die kritische Grenze für diejenigen Kationen, welche der Calcit-Reihe zugehörig und oktaedrisch koordiniert sind, liegt bei ca. 1Å. Größere Kationen (Sr, Pb, Ba; siehe Abb. 3) passen nicht in die oktaedrische Koordination. Sie bilden Karbonate mit einer völlig anderen Struktur, in der sie 9-fach koordinierte Plätze einnehmen (Aragonit-Reihe).

Ort: Grube Pfannenberger Einigkeit, Siegerland

Typisch für eine Vielzahl von Gangmineralisationen des Siegerlandes ist das Spateisenerz, welches aus dem Mineral Siderit (FeCO₃) besteht.

Mineralbestand: Grobspätiger Siderit (hellbraun) neben Quarz (weiß) und Chlorit (grün). Generelle Information zu Struktur und Eigenschaften von Siderit siehe auch Poster 4.

Abb.1 Idealisierter Querschnitt durch eine Sideritvererzung.

Grundsätzlich sind die Gangsysteme des Siegerlandes als Schrägabschiebungen mit meist geringem Versetzungsbetrag angelegt. Man geht davon aus, daß die Sideritvererzung (Abb. 1) im Unterkarbon erfolgte; dies ergeben vergleichende Untersuchungen von späteren Intrusionen, welche die Sideritgänge diskordant durchsetzt haben. Bezüglich der Mineralisation der Gänge unterscheidet man zwischen Vorphase (Quarz, Kobalt-, Arsen-Vererzungen), Hauptphase (Siderit-Vererzung), Sulfidphase und Nachphasen (Hämatit, Quarz-Chalkopyrit, Quarz-Ankerit, Blei- und Antimon-Vererzungen).

In den frühen Zeiten des Bergbaues spielten die in den oberen Teufen angereicherten Sekundärerze  der  Oxidations-  und  Zementationszonen eine  wichtige  Rolle.
 

Abb.2 Experimentell bestimmte Solvusbezeichnungen zwischen Cafcit und Siderit (nach Goldschmidt, 1983; Mk= Mischkristall).

Zwischen Siderit und Calcit besteht eine Solvusbeziehung, die in Abbildung 2 dargestellt ist. Mit steigender Temperatur ist Calcit in der Lage größere Mengen an Siderit-Komponente in seine Struktur einzubauen, während Siderit, allerdings in geringerem Umfange, auch Calcit-Komponente einbaut. Kommt Calcit zusammen mit Siderit vor, so kann diese Paragenese als Geothermometer verwendet werden. So enthält bei einer Temperatur von 700°C Calcit ca. 30 mol.% Siderit-Komponente, der zugehörige Siderit etwa 9 mol.% Calcit-Komponente (Abb. 2). Die Phasenbeziehungen von Siderit im System CaCO₃ - MgCO₃ - FeCO₃ sind auf Poster 6 veranschaulicht.

Abb. 3 Grube Pfannenberger Einigkeit bei Salchendorf, Siegerland.

Der Spateisenstein (oder Eisenspat) verkörperte ein wichtiges Erz der Siegerländer Gruben; der Bergbau reichte hier über einen Zeitraum von mehr als 2000 Jahren zurück. Eine besondere Stellung nahm die Grube Pfannenberger Einigkeit bei Salchendorf (Abb. 3) während der beginnenden Industrialisierung Anfang des 19. Jahrhunderts ein. Sie wurde im Jahre 1800 erstmals urkundlich erwähnt und erreichte 1870 mit dem „Alter Schacht“ bereits eine Teufe von 450 m. Mit einer Teufe von über 1.300 m war die Grube Pfannenberger Einigkeit schließlich eine der tiefsten Eisenerzgruben Europas. In den Jahrzehnten nach dem 2. Weltkrieg waren sowohl Bergbau als auch Hüttenwesen zunehmend nicht mehr konkurrenzfähig, so daß 1962 die Schließung der Grube erfolgte, die zeitweise über 1.200  Arbeiter  beschäftigte.

Ort: Grube Petersbach, Siegerland

Im Bereich der Siegerländer Spateisensteinlagerstätten kam es in Spätphasen der Entwicklung hydrothermaler Gangsysteme 
u.a. auch zu Ankerit/Quarz-führenden Mineralisationen.

Abb. 1 Minerale der Dolomit-Reihe. (Calcit- und Aragonit-Reihe siehe Poster 4)

Strukturell gehört Ankerit zu den Mineralen der Dolomit-Reihe (Abb. 1), kristallisiert trigonal-rhomboedrisch und zeigt demgemäß eine gegenüber der Calcit-Reihe (siehe Poster 4) erniedrigte Symmetrie. Sie kommt dadurch zustande, daß sich im Kristallgitter Calcium schichtweise mit Eisen abwechselt. Ankerit bildet gelblichweiße gerne rhomboedrische Kristalle (Abb. 2), die durch Oxidation des Eisens oft eine braune Färbung erhalten („Braunspat”). Häufig ist er in hydrothermalen Gängen anzutreffen, bildet jedoch auch Vorkommen im meta-somatischen Milieu. Ankerit wurde 1825 von Haidinger nach dem österreichischen Mineralogen Mathias Josef Anker (1771-1843) benannt, der ab 1817 als Kustos und Professor am Joanneum in Graz wirkte.

Abb. 2 Ankerit bildet häufig -ähnlich Dolomit- sattelförmige Aggregate (a) subparalleler rhomboedrischer Einkristalle (b).

Reine Ankerite der Endgliedzusammensetzung CaFe[CO3]2 kommen in der Natur nicht vor, konnten bislang auch noch nicht synthetisch hergestellt werden. Es sind immer isomorphe Anteile von Dolomit-Komponente enthalten (Phasenbeziehungen siehe Abb. 3). Die chemischen Zusammensetzungen natürlicher Ankerit/Dolomit-Mischkristalle liegen im Bereich von Ca(Fe0,7Mg0,3)[CO3]2 bis CaMg[CO3]2.

Abb. 3 Phasenbeziehungen im System CaCO3-MgCO3-FeCO3. Die Felder der Mischkristall-zusammensetzungen sind blau hinterlegt, die blauen Konoden beschreiben 2-Phasen-Felder und die roten Konoden 3-Phasen-Felder (Mk = Mischkristall).

Die Grube Petersbach bei Eichelhardt im Siegerland wurde bereits 1674 erstmals urkundlich erwähnt. Neben Spateisenstein wurden auch Pb-, Cu-, Zn-, Sb- und Ni-Erze abgebaut. Wichtige Perioden in der Grubengeschichte war das Abteufen eines neuen Schachtes im Jahre 1864, der 820 m erreichte; in der Folge kam es zu weiteren Arbeiten – der tiefste Schacht erreichte eine Teufe von 1025 m. Ab dem Jahr 1903 wurde das Erz über eine Seilbahn nach Wissen an der Sieg transportiert, dort befand sich die Hüttenindustrie für zahllose Gruben der näheren Umgebung. Es entwickelte sich hier eines der bedeutendsten Weißblechwalzwerke Europas. Neben mehreren Hochöfen besaß das Werk eine eigene Stromerzeugung aus koksgefeuerten Dampfkesseln, mehreren Dampfturbinen und elektrischen Generatoren. Die Grube Petersbach wurde nach einigen zwischen-zeitlichen Ruheperioden 1937 stillgelegt.

Ort: Ballachulisch, Schottland

Schwarzschiefer sind diagenetisch veränderte bis sehr niedriggradig metamorphe, ehemalige Tonsteine mit einem hohen Anteil an organischer Substanz

Mineralbestand: Quarz, Tonminerale, Chlorit, Muskovit, Illit, Feldspäte und häufig Pyrit. Es können außerdem Calcit, Dolomit, teilweise auch Sulfate wie Gips und Anhydrit auftreten. Die organische Substanz liegt fein verteilt im Gestein vor.

Abb. 1 Würfelförmiger Pyrit-Einkristall, Spanien.

Grundlage für die Entstehung der Schwarzschiefer ist ein sauerstoffarmer Ablagerungsraum (euxinisches Milieu), der eine schnelle Zersetzung der organischen Substanzen verhindert. Wichtig sind außerdem darüber liegende, sauerstoff- und nährstoffreiche Wasserschichten, die dort das Algen- und Tierwachstum fördert. Ein solches rezentes Bildungsumfeld ist z.B. im Bereich des Schwarzen Meeres gegeben. Es gelangen hier detritische Sedimentpartikel und abgestorbenes Plankton in tiefere, H2S-führende Wasserschichten, die durch anaerobe Bedingungen charakterisiert sind und wo mangels Zirkulation keine Durchmischung mit oberflächennahem Wasser stattfinden kann. Im dortigen Sediment erfolgt eine langsame biochemische Zersetzung der organischen Substanz. Schließlich kommt es durch  Bakterien zur Reduktion des Sulfates aus dem Meerwasser und durch eine Reaktion mit eisenhaltigen Verbindungen zur Bildung von Eisensulfid (z.B. Pyrit).

Abb. 2 Pyrit als Pentagon-dodekaeder, Elba.

Die Schwarzschiefer können sich sowohl in Süßwasser als auch im Meerwasser bilden. Da aufgrund der sehr geringfügigen Druck-Temperaturbeeinflussung (Diagenese bis Anchimetamorphose) des pelitischen Ausgangsmaterials kaum Mineralneubildungen erfolgen, besitzen die Gesteine noch häufig die ursprüngliche, für Pelite charakteristische Korngröße < 0,02 mm (Korngrößenklassifikation der Sedimente siehe auch Poster 9, Abb. 3).

Abb. 3 Kristallstruktur von Pyrit (a) als Derivatstruktur von Steinsalz (b).

Ein hoher Gehalt an Pyrit ist für die Schwarzschiefer charakteristisch; typische Ausbildungsformen dieser kubischen Modifikation von FeS₂ (die orthorhombische heißt Markasit) sind Würfel (Abb. 1) und Pentagondodekaeder ("Pyritoeder"; Abb. 2).

Innerhalb des kubischen Kristallsystems kristallisiert Pyrit in einer Kristallklasse mit niedriger Symmetrie (2/m3; Raumgruppe P2₁/a3)  dies äußert sich in einer Wachstumsstreifung, die an den Würfelflächen der Abbildung 1 erkennbar ist. Kristallchemisch ist die Pyritstruktur von der Kochsalzstrukur (Halit, NaCl) ableitbar, wobei die Fe-Atome von Pyrit den Na-Atomen der NaCl-Struktur entsprechen; hantelförmige S₂-Moleküle sitzen an der Position von Cl (Abb. 3). Jedes Fe-Atom ist von 6 benachbarten Schwefel-Atomen in gleichem Abstand umgeben. Während die Bindung zwischen den S₂-Hanteln und Fe metallischen Charakter aufweist, herrscht innerhalb der Hanteln eine Atombindung vor. Pyrit besitzt für ein Sulfid eine ungewöhnlich große Härte von ca. 6,5. Er verfügt über einen lichtmessinggelben Metallglanz und ist das bei weitem häufigste Sulfid-Mineral.

Ort: Wintermühlendhof, E Königswinter

Mineralbestand: Quarz, Tonminerale, Chlorit, Muskovit, Illit, Feldspäte und häufig Pyrit. Es können außerdem Calcit, Dolomit, teilweise auch Sulfate wie Gips und Anhydrit auftreten. Die organische Substanz liegt fein verteilt im Gestein vor.

Grundlage für die Entstehung der Schwarzschiefer ist ein sauerstoffarmer Ablagerungsraum (euxinisches Milieu), der eine schnelle Zersetzung der organischen Substanzen verhindert. Wichtig sind außerdem darüber liegende, sauerstoff- und nährstoffreiche Wasserschichten, die dort das Algen- und Tierwachstum fördert. Ein solches rezentes Bildungsumfeld ist z.B. im Bereich des Schwarzen Meeres gegeben. Es gelangen hier detritische Sedimentpartikel und abgestorbenes Plankton in tiefere, H₂S-führende Wasserschichten, die durch anaerobe Bedingungen charakterisiert sind und wo mangels Zirkulation keine Durchmischung mit oberflächennahem Wasser stattfinden kann. Im dortigen Sediment erfolgt eine langsame biochemische Zersetzung der organischen Substanz. Schließlich kommt es durch  Bakterien zur Reduktion des Sulfates aus dem Meerwasser und durch eine Reaktion mit eisenhaltigen Verbindungen zur Bildung von Eisensulfid (z.B. Pyrit).
 

Abb. 1 Kristallstruktur von Pyrit (a) als Derivatstruktur von Steinsalz (b).

Die Schwarzschiefer können sich sowohl in Süßwasser als auch im Meerwasser bilden. Da aufgrund der sehr geringfügigen Druck-Temperaturbeeinflussung (Diagenese bis Anchimetamorphose) des pelitischen Ausgangsmaterials kaum Mineralneubildungen erfolgen, besitzen die Gesteine noch häufig die ursprüngliche, für Pelite charakteristische Korngröße < 0,02 mm (Korngrößenklassifikation der Sedimente siehe auch Poster 9, Abb. 3).

Abb. 2 Würfelförmiger Pyrit-Einkristall, Spanien.

Ein hoher Gehalt an Pyrit ist für die Schwarzschiefer charakteristisch; typische Ausbildungsformen dieser kubischen Modifikation von FeS₂ (die orthorhombische heißt Markasit) sind Würfel (Abb. 1) und Pentagondodekaeder ("Pyritoeder"; Abb. 2). Innerhalb des kubischen Kristallsystems kristallisiert Pyrit in einer Kristallklasse mit niedriger Symmetrie (2/m3; Raumgruppe P2₁/a3)  dies äußert sich in einer Wachstumsstreifung, die an den Würfelflächen der Abbildung 1 erkennbar ist.

Abb. 3 Pyrit als Pentagon-dodekaeder, Elba.

Kristallchemisch ist die Pyritstruktur von der Kochsalzstrukur (Halit, NaCl) ableitbar, wobei die Fe-Atome von Pyrit den Na-Atomen der NaCl-Struktur entsprechen; hantelförmige S₂-Moleküle sitzen an der Position von Cl (Abb. 3). Jedes Fe-Atom ist 
von 6 benachbarten Schwefel-Atomen in gleichem Abstand umgeben. Während die Bindung zwischen den S₂-Hanteln und Fe metallischen Charakter aufweist, herrscht innerhalb der Hanteln eine Atombindung vor. Pyrit besitzt für ein Sulfid eine ungewöhnlich große Härte von ca. 6,5. Er verfügt über einen lichtmessinggelben Metallglanz und ist das bei weitem häufigste Sulfid-Mineral.
 

Ort: Biskopåsen bei Lillehammer, Norwegen

Konglomerate sind oberflächennahe Bildungen und bestehen zu mehr als 50 Vol.% aus gerundeten Gesteinsfragmenten, deren Korngröße 2mm überschreitet. Solche Sedimente werden als klastisch bezeichnet.

Abb. 1 Sägeanschnitt des Konglomerats von Biskopåsen (sog. Biri-Konglomerat, Eokambrium).

Zur Klassifikation: Das Gesteinsinventar bzw. auch der Mineralbestand von Konglomeraten kann natürlich je nach Liefergebiet sehr variieren; hier lassen sich "monomikte" Konglomerate (falls im wesentlichen nur ein Gerölltyp vorliegt), "oligomikte" (wenige Typen) und "polymikte" Konglomerate (bunte Serie von Gerölltypen) auseinanderhalten. Es ist zweckmäßig bei monomikten und oligomikten Konglomeraten den wesentlichen Gerölltyp in den Gesteinsnamen mit aufzunehmen (z.B. Quarzit-konglomerat, Kalkkonglomerat). Die hier ausgestellte Kon-glomeratstufe enthält ver-schiedenste Arten von Geröllen, wie Gneis, Quarzit und auch Granit; um einen besseren Überblick über das Gefüge zu erhalten, ist in Abb. 1 ein Sägeabschnitt derselben Probe abgebildet. Sind bei derselben Korngröße (hier > 2mm) die Gesteinsfragmente nicht gerundet  sondern  eckig, so spricht  man von einer  Breccie (Abb. 2).

Abb. 2 Ein psephitisches Gestein mit eckigen Gesteins-fragmenten bezeichnet man als Breccie; abgebildet ist eine Karbonatit-Breccie der Lokalität “Dicker Willem”, Namibia.

Sehr wichtig im Hinblick auf eine allgemeine Klassifizierung von klastischen Sedimenten ist die Korngröße der einzelnen Fragmente. Hier ist es sinnvoll, eine Einteilung in Pelite (vorwiegend tonige Gesteine einer Korngröße < 0,02 mm), Psammite ("Sandfraktion"-Partikel zwischen 0,02 und 2 mm) und Psephite (Korngröße > 2mm) vorzunehmen. Detailliertere Untergliederungen können zweckmäßig sein; eine solche ausführliche Einteilung ist in Abb. 3 dar-gestellt.

Abb.3 Korngrößenklassifizierung klastischer Sedimente in Pelite, Psammite und Psephite (rechts) sowie nach DIN 4022 (links).

Die Zusammensetzung der Gesteinsfragmente, der Rundungsgrad aber auch die verkittete Grundmasse (Detritus) aus feinklastischen Partiklen und Zement liefern wertvolle Hinweise auf Abtragungsgebiet und Transportwege (weit transportierbar sind z.B. Quarz-reiche Gerölle; Kalkbreccien haben sicher keine weiten Transportwege hinter sich). Das Bildungsmilieu von Konglomeraten kann von recht unterschiedlicher Art sein. In erster Linie müssen Transportmittel (vorwiegend Wasser) mit hoher Energie vorhanden gewesen sein, um relativ große Gerölle zu bewegen und abzurunden. So sind z.B. in Gebirgen mit hohem Relief energiereiche Wasserwege vorhanden. Auch während der Eiszeiten entstanden immense Schmelzwasserläufe; von großer Bedeutung bei der Konglomerat-Bildung sind die vom Gletschereis selbst abgelagerten Moränen. Auch im Bereich von Tiefseegräben können riesige Gesteinsmassen abgleiten und Konglomerate bilden; diese werden als Olistostrome bezeichnet. Eine Möglichkeit z.B. auch in seichtem Wasser relativ große Gerölle zu bewegen, ist bei Strandkonglomeraten in Bereichen starker Brandung gegeben. Es gibt außerdem auf  pyroklastische  Bildungsbedingungen  zurückgehende  Konglomerate.

Ort: Baie des Curés, Île de Groix, Bretagne

Für den Bereich der Subduktionszonenmetamorphose (Abb. 1) typische Gesteine sind Blauschiefer oder Glaukophanschiefer, die vorwiegend aus basischen Magmatiten wie Basalten und Gabbros gebildet werden. Die blaue Farbe stammt in erster Linie von Glaukophan, einem blauen Mineral der Alkaliamphibolgruppe.

Abb. 1: Plattentektonisches Modell mit mittelozeanischem Rücken (rechts) und aktivem Kontinentalrand (links). Subduktion ozeanischer Lithosphäre verursacht Blauschiefer- und Eklogitbildung.

Abb. 1 veranschaulicht die plattentektonischen Prozesse an divergenten und konvergenten Plattengrenzen. Insbesondere die Subduktion ozeanischer Lithosphäre unter kontinentale Kruste führt zu Hochdruck-Niedrigtemperatur-Bedingungen, unter denen Blauschiefer und Eklogite gebildet werden.

Mineralbestand: blauer Alkaliamphibol (besonders Glaukophan aber auch z.B. Riebeckit; siehe Abb. 2), dazu, je nach Gesteinszusammensetzung und Metamorphosebedingungen, eine Reihe weiterer Minerale wie Lawsonit, Epidot, Calcit/Aragonit, Albit, Quarz, Hellglimmer, jadeitischer Pyroxen, Stilpnomelan, Pumpellyit, Granat, Chloritoid, Karpholith, Disthen, Talk und Titanit.
 

Abb. 2a Dünnschliff-Foto von Glaukophan in Quarz-reicher Matrix. Gut erkennbar der Pleochroismus von intensiv blau nach bräunlichgelb sowie der für Amphibole typische Spaltwinkel (Steinbruch Layton-ville, Nord-Californien).

Das Gestein Blauschiefer ist u.a. namensgebend für die sog. Blauschiefer- oder Glaukophanschieferfazies; die Metamorphosebedingungen sind auf niedrige Temperaturen und moderate bis hohe Drücke beschränkt (Abb. 3). Eine metamorphe Fazies umfaßt denjenigen Druck-Temperaturbereich, in dem für ein Gestein bestimmter chemischer Zusammensetzung eine ganz bestimmte Mineralparagenese resultiert. Mineral-assoziationen solcher metamorphen Fazies sind bereits 1940 von Eskola an metamorphen Gesteinen basaltischer Edukte für unterschiedliche Druck-Temperatur-bedingungen entwickelt worden.

Abb. 2b Nomenklatur-Diagramm wichtiger Na-Amphibole (Besetzung der A-Position im Kristallgitter mit (Na+K) < 0,5 Atome pro Formeleinheit; zur Struktur der Amphibole siehe Poster 16).

Wichtige Tatsache ist, daß nicht alle, unter Mineralbestand (s.o.) aufgeführten Phasen gleichzeitig in einem Gestein koexistieren können. Die genauen Phasenbeziehungen sind z.T. sehr komplex; es werden daher heute verschiedene Subfazies unterschieden (z.B. Epidot-Blauschiefer- und Lawsonit-Blauschieferfazies).

Abb.3 Druck (Erdtiefe) – Temperatur – Diagramm metamorpher Fazies (gelb) mit wichtigen, ausgesuchten Mineralreaktionen.

Oft sind Gefügemerkmale der Ausgangsgesteine (wie z. B. diejenigen von Pillowbasalten; siehe auch Poster 41) noch erkennbar. Blauschiefer weisen häufig Wechsellagerungen mit Grünschiefern auf; solche Charakteristika sind jedoch nicht immer einfach zu deuten. Mögliche Erklärungen können geringe Unterschiede des Gesteinschemismus liefern, denkbar sind auch partielle spätere grünschieferfazielle Überprägungen.

Ort: Le Roho NE Baud, Bretagne

Staurolith-Glimmerschiefer sind aus tonigen Sedimentgesteinen, sogenannten Peliten, hervorgegangene Produkte,
die im allgemeinen eine Amphibolit-fazielle Metamorphose erfahren haben.

Abb. 1a 60°-Zwilling von Staurolith, Kola-Halbinsel, Russland (Größe 4 cm).

Mineralbestand: Neben den Hauptgemengteilen Hellglimmer, Biotit und Quarz sowie geringen Mengen an Plagioklas treten Porphyroblasten von Staurolith auf. Generell können, abbhängig vom Metamorphosegrad und der genauen chem. Zusammensetzung der Gesteine, weitere Minerale wie Granat, Disthen, Andalusit, Sillimanit, Hornblende, etc. vorkommen. Chemisch betrachtet sind Glimmerschiefer durch relative hohe Gehalte an Al₂O₃ und K₂O, sowie geringe Gehalte an CaO charakterisiert. Oft lassen sich Staurolithe aufgrund ihrer Zwillingsbildung gut identifizieren. Es kommen sowohl 60°- als auch 90°-Zwillinge vor (Abb. 1).

Abb. 1b 90°-Zwilling von Staurolith, Ampanivana, Madagaskar (Größe 1,5 cm).

Tritt Staurolith neben Disthen auf, so können beide Minerale aufgrund der Ähnlichkeit von Strukturbauteilen kristallographisch gesetzmäßig verwachsen; dies wird als Epitaxie bezeichnet (Abb. 2). Im Dünnschliff ist Staurolith leicht an seinem farblos-gelben Pleochroismus (Abb. 3) zu erkennen.

Abb. 2 Epitaktische Verwachsung von Disthen mit Staurolith, Pizzo Forno, Schweiz.

Glimmerschiefer allgemein sind durch eine ausgeprägte Foliation der Schichtsilikate gekennzeichnet; das Gefüge ist oft porphyroblastisch (durch neu gesprosste, idiomorphe Minerale während der Metamorphose). Läßt sich makroskopisch keine eindeutige Zuordung zu einer metamorphen Fazies vornehmen, so ist klassischerweise für den Bereich der Regionalmetamorphose eine Einteilung in niedriggradige (epizonale), mittelgradige (mesozonale) und hochgradige (katazonale) Metamorphite erlaubt. Aus einem sedimentären Pelit wird demgemäß mit zunehmendem Metamorphosegrad ein Phyllit (Epizone), ein Glimmerschiefer (Mesozone), sowie ein Paragneis (Katazone).

Abb.3 Dünnschliff-Foto eines Staurolith-Glimmerschiefers vom Pfitscher Joch.

Bereits 1893 erkannte Barrow an Metapeliten im schottischen Hochland eine Abfolge metamorpher Zonen, die charakterisiert sind durch das Auftreten eines jeweils neuen metamorphen Minerals (sog. Indexmineral) mit zunehmendem Metamorphosegrad. Auch die "Staurolith-Zone" ist Bestandteil dieser Zonenabfolge, die in Abb. 4a schematisch dargestellt ist. Die Zonengliederung lautet: Chlorit-Zone -> Biotit-Zone -> Granat- Zone -> Staurolith-Zone -> Disthen-Zone -> Sillimanit-Zone.

Abb.4 a) Barrow-Zonengliederung von Metapeliten im NE Schottlands. b) Darstellung relevanter Mineralparagenesen in AFM-Diagrammen.

Abb. 4b zeigt den Wechsel von der Granat-Zone über die Staurolith-Zone bis hin zur Disthen-Zone anhand zugehöriger Konoden in AFM-Diagrammen. Das erste Auftreten von Staurolith lässt sich durch die Reaktion Granat + Chlorit = Staurolith + Biotit + Quarz + H₂O beschreiben, bei zunehmender Metamorphose kommt es zum Unterbrechen der Staurolith-Chlorit-Konode durch die Konode 
Disthen-Biotit (Reaktion: Staurolith + Chlorit + Muskovit = Disthen + Biotit + H₂O; Disthen-Zone).

Ort: Melkill, Aurfjord, Norwegen

Glimmerschiefer sind mittelgradige Metamorphite, ihre Edukte tonige Sedimente (Pelite).

Mineralbestand: Quarz, Hellglimmer; (z.T. Biotit); je nach Metamorphosegrad auch Chlorit und Chloritoid (niedrige Temperaturen), Granat, Staurolith, Andalusit (niedrige Dücke), Disthen (hohe Drücke), Sillimant und Cordierit (hohe Temperaturen), Plagioklas. Je nach Gesteinschemismus können auch Calcit, Epidot, Aktinolith, Hornblende auftreten. Glimmerschiefer sind von einer deutlichen Paralleltextur geprägt, häufig zu beobachten sind sog. Flasertexturen, wo Porphyroblasten von z.B. Granat, Hornblende und/oder Staurolith von Schichtsilikaten „umflossen" werden (siehe Abb. 1). Interessante Gefügebeziehungen zeigen die sogenannten „Schneeballgranate", die während ihres Wachstums rotiert werden und parallel angeordnete Glimmer S-förmig einschliessen können (Abb. 2a).

Abb. 1 Dünnschliff-Abbildung einer Flasertextur um einen Staurolith-Porphyroblasten (a; gekreuzte Polarisatoren).

Ein wichtiges Mineral der hier vorliegenden Gesteinsprobe von N-Norwegen) ist das Schichtsilikat Chlorit, welches generell durch eine sehr vollkommene Spaltbarkeit in Richtung (001) charakterisiert ist, außerdem durch eine geringe Härte (ca. 2-3) und eine grüne Farbe (Abb. 2b).

Abb. 2 Dünnschliff-Abbildungen einer Flasertextur um einen -Porphyroblasten (a; gekreuzte Polarisatoren), eines Schneeballgranats (b; gekreuzte Polarisatoren) sowie von Chlorit (c; linear polarisiertes Licht).

Die Struktur von Chlorit besteht aus 4 Schichtfolgen in denen sich eine talkähnliche Schicht (mit einer Abfolge Tetraederschicht-Oktaederschicht-Tetraederschicht) mit einer brucitähnlichen Oktaeder-Zwischenschicht abwechseln (Abb. 3). Eine theoretische Endglied-Zusammensetzung ist Mg^[6]₆[Si^[4]₄O₁₀/(OH)₈]; Chlorite enthalten jedoch zusätzlich Aluminium, welches durch die sog. Tschermak-Substitution (Al^[6] + Al^[4] = Mg[⁶] + Si^[4])in die Struktur eingebaut wird. Es treten außerdem in unterschiedlichem Umfange Fe-Gehalte auf; die Mg-reichen Mischglieder werden traditionell als Klinochlor, die Fe-reichen als Chamosit bezeichnet.

Abb. 3 Vereinfachte Darstellung der Schichtstruktur von Chlorit. Rechts angegeben sind die tetraedrisch koordinierten Schichtpakete (T) sowie die oktaedrischen (O).

Eine, die Glimmerschiefer betreffende, wichtige Mineralreaktion ist der Abbau von Muskovit + Quarz zu hohen Temperaturen auf Kosten der Paragenese Alumosilikat + Kalifeldspat + Wasser. Diese Reaktion (Abb. 4) trennt Paragenesen niedriggradiger Amphibolitfazies von solchen einer hochgradigen. Wichtige weitere Hinweise auf die Metamorphosebedingungen liefern die Alumosilikate Andalusit (niedrige Drücke und moderate Temperaturen), Disthen (hohe Drücke) und Sillimanit (hohe Temperaturen; Abb.  4).

Abb.4 Druck-Temperatur-Diagramm mit der Abbaureaktion der Paragenese Muskovit + Quarz zu Kalifeldspat + Alumosilikat + H2O (ebenfalls eingetragen sind die Stabilitätsfelder der Alumosilikate Disthen, Andalusit und Sillimant) .

Im Bereich der Regionalmetamorphose bilden sich bei zunehmenden Druck- und Temperaturbedingungen aus tonigen Sedimenten zunächst Tonschiefer, dann Phyllite, schließlich Glimmerschiefer und, bei hohen Metamorphosegraden, Paragneise bis hin zu Anatextiten, die durch eine Teilaufschmelzung charakterisiert sind.

Ort: Gheorghieni, Ostkarpathen, Rumänien

Der Tremolitfels ist ein monomineralisches Kalksilikatgestein, das aus dem Amphibol Tremolit besteht.

Abb. 1 Aktinolith (Ca2(Mg,Fe)5[Si8O22/(OH)2]; siehe Poster 15), Zemmgrund, Zillertal / Österreich.

Mineralbestand꞉ Typische Hauptgemengteile von Kalksilikatfelsen sind Wollastonit, Epidot/Klinozoisit, Anorthit, Grossular, Tremolit, Diopsid und Forsterit. Bei hohen Temperaturen kommen auch seltene Minerale vor wie Monticellit (CaMg[SiO₄]), Larnit (Ca₂[SiO₄]), Rankinit (Ca₃[Si₂O₇]), Merwinit (Ca₃Mg[SiO₄]₂); bei ausreichend hohem CO₂‑Partialdruck auch Spurrit (Ca₅[CO₃/(SiO₄)₂]) und Tilleyit (Ca₅[(CO₃) /Si₂O₇]). Die Gesteine sind oft massig und fein‑ bis grobkörnig ausgebildet; es überwiegen helle bis grünliche Farbtöne.

Abb. 2 Allgemeine Nomenklatur der Amphibole nach Leake et al. (2004). Die Einteilung erfolgt nach der Besetzung der X‑Position (siehe Abb. 3).

Tremolitfelse gehören zu den Kalksilikatgesteinen, die durch Metamorphose aus karbonatisch‑kieseligen Sedimenten (wie z.B. Mergel, kieselige Dolomite) hervorgegangen sind. Oft bilden sich solche Gesteine auch kontaktmetamorph bei der Intrusion silikatischer Schmelzen in karbonatisches Nebengestein; hier kann außerdem die Pneumatolyse – d.h. die Einwirkung von chemisch sehr aktiven Gasphasen/Fluiden (z.B. Fluor, Chlor) von Bedeutung sein. Je nach Ausgangsmaterial, Metamorphosebedingungen und Zusammensetzung der Gasphase können sich sehr unterschiedliche Produkte bilden.

Abb. 3 Allgemeine Strukturformel von Amphibol mit strukturellem Bezug der einzelnen Baustein‑Positionen (W, X, Y, Z). Rot gekennzeichnet sind die SiO ‑ 4 Tetraeder, orange꞉ Querschnitt senkrecht zur c‑Achse mit angedeuteter Spaltbarkeit.

Tremolitfelse gehören zu den Kalksilikatgesteinen, die durch Metamorphose aus karbonatisch‑kieseligen Sedimenten (wie z.B. Mergel, kieselige Dolomite) hervorgegangen sind. Oft bilden sich solche Gesteine auch kontaktmetamorph bei der Intrusion silikatischer Schmelzen in karbonatisches Nebengestein; hier kann außerdem die Pneumatolyse – d.h. die Einwirkung von chemisch sehr aktiven Gasphasen/Fluiden (z.B. Fluor, Chlor) von Bedeutung sein. Je nach Ausgangsmaterial, Metamorphosebedingungen und Zusammensetzung der Gasphase können sich sehr unterschiedliche Produkte bilden.

Abb. 4 SiO ‑Doppeltetraederketten als wichtigste strukturelle 4 Baueinheit der Amphibole. Ebenfalls dargestellt die W12 ‑Position (siehe auch Abb. 3).

Der Tremolit (Ca₂Mg₅[Si₈O₂₂/(OH)₂]) selbst ist weiß und gehört zur Gruppe der Ca‑Amphibole. Wird Fe anstelle von Mg in der Struktur eingebaut, so wird dieser Amphibol zunehmend dunkler grün; es entsteht das Mineral Aktinolith (Abb. 1; siehe auch Poster 15). Eine generelle Klassifikation der Amphibole ist in Abb. 2 dargestellt; Abb. 3 verdeutlicht die Besetzungsmöglichkeiten einzelner Positionen innerhalb der Amphibol‑Struktur. Abb. 4 zeigt die SiO₄‑Doppeltetraederketten; deren Lage senkrecht zur kristallographischen c‑Achse ist in Abb. 5 wiedergegeben .

Ort: Morud bei Snarum, Südnorwegen

Serpentinite sind bei moderaten Temperaturen (< ca. 550°C) metamorph umgewandelte, ultrabasische Vulkanite und Plutonite. Sie bilden feinkörnige bis dichte, gelbgrün bis schwarzgrün gefärbte, massige bis stark geschieferte Gesteine.

Abb. 1 Schematische Darstellung einer Chrysotil-Hohlfaser (a) sowie elektronenmikroskopische Aufnahmen von Chrysotil: Schnitt senkrecht zur Faserrichtung (b), Schnitt parallel zur Faserrichtung (c).

Mineralbestand: Hauptgementeile sind die verschiedenen Minerale der Serpentin-gruppe, insbesondere Chrysotil (Faserserpentin) und Antigorit (Blätterserpentin), selten auch Lizardit. Weiterhin können Relikte von Ortho- und Klinopyroxen sowie Olivin auftreten, dazu Granat, Spinell, Amphi-bole, Talk, Chlorit, Mag-netit und auch Karbonat-minerale.

Abb. 2 Feinfaseriger Asbestgang (Chrysotil) in Serpentinit von Reichenstein, Schlesien (Bildbreite 10 cm).

Besonders problematisch aufgrund seiner umweltbelastenden Einflüsse ist das Mineral Chrysotil, welches submikroskopisch kleine Hohlfasern bildet (Abb. 1) und im Gestein leicht in Form parallelfaseriger Asbestgänge zu erkennen ist (Abb. 2).

Abb. 3 Aus dem Faser-serpentin Chrysotil hergestelltes Asbestgarn.

Es wurde aufgrund seiner isolierenden Eigenschaften in der Vergangenheit häufig als feuerfestes Baumaterial (Eternit) und Gewebewerkstoff (Abb. 3), als Zusatzstoff in Bremsbelägen aber auch als Isolationsmittel in der Wärme- und Kältetechnik verwendet. Das Inhalieren von Asbestfasern (insbesondere bei gleichzeitigem Zigarettenkonsum) führt allerdings zu lebensgefährlichen Lungenkarzinomen, so daß in jüngster Vergangenheit verstärkt die Suche nach weniger gefährlichen Ersatzstoffen ähnlicher Eigenschaften vorangetrieben wurde.

Abb. 4 Antigorit (Blätterserpentin) von Zobten, Schlesien (Bildbreite 15 cm).

Antigorit zeigt einen blättrigen Habitus (Abb. 4) und tritt erst bei Temperaturen der Grünschieferfazies auf.

Abb. 5 Schematische Darstellung der strukturellen Anpassung von Tetraeder- und Oktaederschichten in der Chrysotil- (a) und Antigoritstruktur (b).

Die unterschiedlichen Ausbildungsformen basieren auf einer strukturell unterschiedlich gelösten Anpassung von Tetraeder- und Oktaederschichten (Abb. 5).

Abb. 6 Gesteinsdünnschliff (gekreuzte Polarisatoren) eines partiell serpentinisierten Harzburgits mit teilweise umgewandelten Olivinkristallen (Ol) in Pyroxen (Px). Sekundäre Umwandlungsprodukte von Olivin sind Serpentin (Serp) und Magnetit (Mag,schwarz)

Da Eisen nur untergeordnet in Serpentin eingebaut werden kann, das Edukt Olivin jedoch merkliche Fe-Gehalte in Form von Fayalit-Komponente aufweist, bilden sich während der Metamorphose häufig größere Mengen an feinverteiltem Magnetit (Abb. 6, Fundort: Harz; lange Bildkante = 2,5mm).

Ort: Isopää bei Kalvola, Finnland

Ein Gedrit/Cummingtonit Fels ist ein mittel - hochgradig geprägter Metamorphit
Mg-, Al-reicher Ausgangsgesteine.

Abb. 1 Rhombendodekaeder (a) sowie Deltoidikosi‑ tetraeder (b) von Granat, jeweils mit Angabe der Miller ´ schen Indizes an dem zugehörigen Holzmodell (rechts).

Mineralbestand: Gedrit/Cummingtonit, Granat, Quarz, Plagioklas. Der Granat der Gesteinsprobe von Finnland liegt in Form idiomorpher Rhombendodekaeder (Abb. 1a) vor, der für Granate typischen Morphologie eines 12-Flächners. Selten bildet Granat 24-Flächner aus, sogenannte Deltoidikositetraeder; einen solchen Einkristall zeigt Abb. 1b; in den Abbildungen jeweils mit angegeben sind die Flächen allgemeiner Lage {110} und {211}.

Abb. 2 Gesteinsdünnschliff von Gedrit in quarzreicher Matrix unter linear polarisiertem Licht mit Angabe der vollkommenen Spaltbarkeit (a) und gekreuzten Polarisatoren (b). Weitere Informationen siehe Text.

Gedrit gehört zu den wenigen orthorhombischen Amphibolen (Abb. 2); typisch sind seine Al-Gehalte in der Tetraederposition; die Zusammensetzungsbereiche der Gedrite (bzw. auch diejenigen der Cummingtonite und Anthophyllite) sind in Abb. 3 wiedergegeben. Die vollkommene Spaltbarkeit der Amphibole in (110)- und (1-10)-Richtung verdeutlicht Abb. 2a;  die orthorhombische Symmetrie ist sehr gut an der Aufnahme unter gekreuzten Polarisatoren (Abb. 2b) nachvollziehbar: der langprismatische Einkristall an der rechten Bildkante befindet sich in Auslöschungsstellung,  seine c-Achse ist parallel zum Analysator orientiert.

Abb. 3 Nomenklatur der Orthoamphibole der Anthophyllit-Gedrit-Reihe sowie der monoklinen Amphibole Cummingtonit und Grunerit.

Während der Anthophyllit (bzw. auch die Gedrite) eine orthorhombische Symmetrie aufweist, besitzt die Modifikationen Cummingtonit eine monokline Symmetrie. Generelle Informationen zur Amphibol-Nomenklatur sowie zur Struktur der Amphibole sind auf dem Poster Nr. 16  dargestellt.

Abb. 4 Stabilitätsfeld von Gedrit der Zusammensetzung Mg6Al[AlSi7O22/(OH)2].

Gedrite/Cummingtonite kommen typischerweise in hochtemperierten Gesteinen der Regionalmetamorphose und auch als kontaktmetamorphe Bildungen vor; Ausgangsgesteine sind Mg- und Al-betont (z.B. dolomitische Mergel). Zu hohen Temperaturen können Gedrite zu Enstatit-führenden Paragenesen abgebaut werden (siehe Abb. 4:  Stabilitätsfeld der  Gedrit-Zusammensetzung Mg₆Al[AlSi₇O₂₂/(OH)₂]; bei Fe-Einbau vergrößert sich das Stabilitätsfeld).

Ort: Kaanaa bei Mäntsälä, Finnland

Gneise sind Feldspat-reiche Metamorphite; Edukt des hier vorliegenden Biotit-Hornblende Gneises mit deformierten Kalifeldspat-Blasten ist ein Gabbro, der eine K-Zufuhr durch eine benachbarte Granit-Intrusion erfahren hat.

Abb.1 Dünnschliff-Aufnahme von Biotit mit pleochroitischen Höfen um Zirkon (a, linear polarisiertes Licht). Unter gekreuzten Polarisatoren (b) wird die sog. “bird eyes”-Struktur nahe der Auslöschungsstellung eindrucksvoll deutlich.

Mineralbestand: Biotit, Hornblende, Kalifeldspat, Plagioklas. Die dunklen Partien des Gesteins bestehen im wesentlichen aus Biotit und Hornblende. Die Korngröße der hellen Kalifeldspäte liegt im cm-Bereich, sie sind deformiert und z.T. durch das Auftreten dünner Plagioklassäume charakterisiert.

Biotite (Dunkelglimmer; Abb. 1) sind Fe-reiche, trioktaedrische Schichtsilikate, deren Schichtabfolge durch eine Talk- sowie eine sogenannte Zwischenschicht charakterisiert ist (Abb. 2).

Abb. 2 Vereinfachte Darstellung der Schicht-struktur von Biotit. Rechts angegeben sind die Tetraederschichten (T), die Oktaederschichten (O) und die Zwischenschicht Z.

Die Talkschicht selbst besteht aus einer Abfolge von Tetraederschicht - Oktaederschicht -  Tetraederschicht, wobei Al und Si tetraedrisch koordinierte Kationen darstellen und Fe bzw. Mg die drei zur Verfügung stehenden Oktaederplätze (daher der Name  „trioktaedrisch") einnehmen. Die Zwischenschicht besteht aus K-Ionen. Bei dem Mineral Hornblende handelt es sich um einen Amphibol komplexer Zusammensetzung, der sich am einfachsten ausgehend von einer Tremolit-Zusammensetzung durch folgende Substitutionen beschreiben läßt:

Abb. 3 zeigt den Zusammensetzungsbereich der Horn-blenden; weitere generelle Informationen zur Nomenklatur und zur Struktur der Amphibole siehe Poster 16.

Abb. 3 Chemische Zusammensetzungen natürlicher Hornblenden. Wichtige Substitutionen sind, von Tremolit ausgehend, die Tschermak-Substitution sowie die Edenit-Substitution.

Als Gneise werden generell solche metamorphen Gesteine bezeichnet, die wesentliche Anteile von Feldspat enthalten. Oft ist Quarz und auch Glimmer vorhanden, Quarz kann jedoch gänzlich fehlen und an die Stelle der Glimmer können Amphibole, Pyroxene oder auch andere Silikate treten. Der Name Orthogneis nimmt Bezug auf einen Magmatit als Ausgangsgestein (im wesentlichen sauer bis intermediär), Paragneise sind Metamorphite sedimentärer Herkunft mit geeigneter Zusammensetzung. Der hier vorliegende Biotit-Hornblende Gneis hat seine metamorphe Prägung durch eine in der Nachbarschaft intrudierende granitische Schmelze erfahren. Dabei kam es u.a. zur Deformation und auch zu einer metasomatischen Beeinflussung (K-Zufuhr durch das granitische Magma); das Edukt des Biotit-Hornblende Gneises hatte eine gabbroide Zusammensetzung.

Ort: Forges des Salles bei St. Brigitte, Bretagne

Chiastolith-Knotenschiefer sind metamorphe tonige Sedimente (Metapelite), typisch für den Bereich der Kontaktmetamorphose. Durch Intrusion eines Magmas stellt sich das Nebengestein mineralogisch auf die erhöhten Temperaturbedingungen ein. Es kommt in der Regel zu einem Korn-Neuwachstum, ohne die bei der Regionalmetamorphose übliche, begleitende Deformation.
 

Abb.1 Dünnschliff Chiastolith-Einkristall in feinkörniger hellglimmerreicher Matrix ± senkrecht zur c-Achse geschnitten (gekreuzte Polarisatoren; lange Bildkante = 4 mm). Erkennbar die kristallographisch orientierten, kreuzförmig pigmentierten Einschlüsse

Mineralbestand: charakteristisch sind die idiomorphen Andalusit-Einkristalle, die in einem dunkelgrauen, feinkörnigen Schiefer gesproßt sind. Ganz allgemein wird der Vorgang einer Mineralneubildung während metamorpher oder auch metasomatischer Prozesse als Blastese bezeichnet. Sind diese neugebildeten Minerale idiomorph ausgebildet, so spricht man von Idioblasten, xenomorphe Neubildungen werden als Xenoblasten bezeichnet. Treten einzelne Minerale durch ihre relative Größe aus einer umgebenden, feinkörnigeren Matrix hervor, so nennt man diese Porphyroblasten. Als Chiastolithe werden solche Andalusite bezeichnet, die dunkel pigmentierte, orientierte Einschlüsse von kohliger Substanz enthalten (siehe Abb. 1 und 2). 

Weitere Minerale in diesem Gestein sind Cordierit (ebenfalls ein Indikatormineral für hohe Temperaturen bei relativ niedrigen Drücken), Quarz, Biotit, Muskovit, Graphit und Pyrit.

Abb.2 Chiastolith-Einkristalle aus China mit Querschnitten bis etwa 4 x 3 cm. Gut zu erkennen, die in frischem Zustand rötlichgraue Farbe des Andalusits.

Der durch die hohen Temperaturen veränderte Bereich um eine Intrusion wird als Kontakthof bezeichnet. Seine Größe hängt primär vom Volumen der Intrusion und von dem Temperaturunterschied zwischen intrudiertem Magma und Nebengestein ab und kann wenige Zentimeter bis mehrere Kilometer betragen. Andalusit ist durch einen Stabilitätsbereich gekennzeichnet, der auf niedrige Drücke und moderate Temperaturen beschränkt ist  - er ist daher ein Indikator für kontaktferne Mineralneubildungen.

Abb. 3 Vereinfachtes Profil eines Granitplutons mit kontaktmetamorphem pelitischem Nebengestein. Kontaktnah (rot) tritt die Hochtemperatur-Modifikation Sillimanit auf (siehe Abb. 4), während in größerer Entfernung (blau) Andalusit vorkommt.

Kontaktnah, d. h. bei höheren Temperaturen, kommt es zur Ausbildung Sillimanit-führender Paragenesen (Abb. 3; siehe auch Abb. 4: Stabilitätsbeziehungen von Andalusit und den beiden Modifikationen Sillimanit und Disthen). Außerhalb dieser Zonen bei noch niedrigeren Temperaturen können wasserhaltige Al-Silikate wie Pyrophyllit oder auch Kaolinit auftreten.

Große Plutone können viele hunderttausend Jahre als Wärmelieferant existieren. Aufgrund ihrer höheren Schmelztemperaturen führen basische Intrusionen zu höheren Kontakttemperaturen als saure, z.B. granitische Intrusionen. Kommt es in Kontaktnähe zu einem stofflichen Austausch zwischen Pluton und Nebengestein, d.h. werden z.B. durch heiße Lösungen aus dem Pluton bestimmte Elemente heran- oder auch weggeführt, so spricht man nicht mehr von einer Kontaktmetamorphose sondern von einer Metasomatose.

Abb. 4 zeigt Stabilitätsbeziehungen der 3 polymorphen Al₂SiO₅-Phasen in einem Druck-Temperaturdiagramm. Andalusit (Al^[6]Al^[5][SiO₄ O]) mit der geringsten Dichte kristallisiert orthorhombisch; sein Vorkommen ist auf Gesteine beschränkt, die niedrige Drücke erfahren haben. Sillimanit  (Al^[6]Al^[4] [SiO₄ O], ebenfalls orthorhombisch) ist die stabile Hochtemperatur-modifikation und Disthen  (Al^[6]Al^[6][SiO₄  O], triklin) ist ein typisches Mineral in hochdruckmetamorphen Gesteinen. Ein wichtiges gemeinsames Strukturmerkmal aller 3 Modifikationen sind über Kanten verknüpfte [AlO₆]-Oktaeder, die parallel zur c-Achse angeordnet sind (siehe rechts).

Ort: Halse bei  Åheim, W-Norwegen

Als Dunite bezeichnet man i.d.R. Plutonite, die durch Olivin-Gehalte von über 90 Vol.% charakterisiert sind, sowie metamorph überprägte Gesteine derselben mineralogischen Zusammensetzung.

Abb. 1 Nomenklatur-Diagramm für ultrabsische Gesteine

Mineralbestand: Hauptgemengteil der Dunite ist Olivin (Forsterit-reich); dazu können Orthopyroxen (Enstatit bis Bronzit), Klinopyroxen (vorwiegend Diopsid und Chromdiopsid), Hornblende, Phlogopit, Spinell (vorwiegend Chromit) und Granat (meist Pyrop-reich) auftreten. Lagerstättenkundlich interessant sind oft Gehalte von gediegen Platin und anderen Edelmetallen. Als retrograde Mineralneubildungen findet man Serpentin, Aktinolith, Cummingtonit und Anthophyllit, dazu „Bastit“ (meist feinkristalliner Lizardit als Umwandlungsprodukt von Orthopyroxen) sowie „Kelyphit“ (Umwandlungsprodukt von Granat). Die Probe von Åheim ist geschiefert und enthält dünne Chromitlagen mit Kämmererit, einem Cr-haltigen Mineral der Chlorit-Gruppe.

Zur generellen Klassifizierung werden ultrabasische Gesteine mit mehr als 90 Vol.% an dunklen Gemengteilen (Mafiten) in einem Olivin–Orthopyroxen–Klinopyroxen-Diagramm erfasst (Abb. 1). Liegen die Olivin-Gehalte über 40 Vol.% spricht man von Peridotiten, liegen sie darunter, bezeichnet man die Gesteine als Pyroxenite. Peridotite liefern wichtige Informationen über die mineralogische Zusammensetzung des oberen Erdmantels.

Abb. 2 Olivinknollen in Basalt, San Carlos - Indianerreservat, Arizona, USA

Solche Gesteine können durch verschiedene Prozesse an die Erdoberfäche gelangen. Basaltische Schmelzen, die aus Mantelgesteinen erschmolzen werden, können Fragmente von Peridotiten enthalten; Beispiele sind die Vorkommen von Olivinknollen (Abb. 2). Peridotite kommen außerdem in geschichteten Intrusivkörpern vor (Olivin-Anreicherung als Kumulat an der Basis von Magmenkammern). Wichtig sind ferner die Vorkommen in Ophiolithkomplexen als tektonisch transportierte Fragmente des oberen Erdmantels; insbesondere in diesem Milieu können Deformation und Metamorphose eine wichtige Rolle einnehmen.

Abb. 3 Schematisches Druck-Temperaturdiagramm mit Stabilitätsfeldern von Plagioklas-, Spinell- und Granat-Lherzolithen. 1: Forsterit+Anorith <-> Enstatit+Diopsid+Spinell 2: Enstatit+Spinell <-> Pyrop+Forsterit

Das Vorhandensein von Indikatormineralen wie Plagioklas, Spinell, oder Granat läßt Rückschlüsse auf die Bildungs- bzw. Metamorphosebedingungen der Peridotite zu (Abb. 3).

Die Peridotite Westnorwegens (Abb. 4) und ihre umgebenden Neben-gesteinsgneise enthalten Boudins von Eklogiten; damit werden sowohl Mantel-Kruste Wechselbeziehungen als auch der metamorphe Einfluß belegt. Die metamorphe Geschichte der Peridotite ist sehr komplex, interessant sind Hinweise auf eine Ultrahochdruck-Metamorphose zu kaledonischer Zeit.

Abb.4 Steinbruch Gusdal bei Aheim, West-Norwegen.

Die industrieelle Anwendung von Duniten ist vielfältig, wie z.B. in der Feuerfestindustrie, der Sandstrahltechnik (keine Silikosegefahr), bei der Stabilisierung von Ölplattformen und von Brückenfundamenten (z.B. Kleiner und Großer Belt, Dänemark), sowie im Bereich „Mineralwolle“ (Vorteile: isolierende Eigenschaften, Hoch-Temperatur-Beständigkeit).

Ort: Hovid, Insel Alnö, Schweden

Kimberlite sind kalireiche Ultrabasite; das Herkunftsgebiet ihrer Magmen liegt im Bereich des oberen Erdmantels.

Abb. 1 Diamant in Kimberlit, Südafrika.

Mineralbestand: Olivin (Forsterit-reich; meist serpentinisiert), Phlogopit/Biotit, Pyroxene (Enstatit, Cr-Diopsid), Granat (Pyrop-reich), Perowskit, Magnetit, Cr-Spinell, Apatit, Diamant (Abb. 1; siehe auch Abb. 2), sekundäre Glimmer sowie Ca-Zeolithe (ebenfalls sekundär); in südafrikanischen Kimberliten oft auch Monticellit und Calcit. Diamant ist die Hochdruckmodifikation von Graphit (Abb. 3); die jeweiligen Stabilitätsfelder sind in Abb. 4 dargestellt.

Abb. 3 Graphit von Ceylon.

Die Kimberlite gehören zu den Plutoniten der Peridotitgruppe; sie treten in Form von Gängen und Lagergängen auf; lagerstättenkundlich interessant sind natürlich die Durchschlagsröhren oder „Pipes“ mit Kimberlit-Breccien, welche Diamanten führen können und bis zu 200 km in den Erdmantel hinein reichen (Abb. 5).

Abb. 4 Stabilitätsfelder von Diamant und Graphit. Während im Diamant jedes Kohlenstoffatom 4fach koordiniert ist, ist es im Graphit 3fach. Aus diesem Grund hat der Diamant eine größere Dichte (3,52 g/cm3) als Graphit (2,2g/cm3)

Kimberlite sind die wichtigsten Lieferanten von Diamanten; die bedeutendsten Minen befinden sich in Südafrika und Rußland. Charakteristisch ist die explosionsartige Förderung des Magmas an die Erdoberfläche. Je nach Erhaltungszustand der Kimberlite unterscheidet man  den „Yellow Ground“ (oberflächennahes gelbliches Lockermaterial), den „Blue Ground“ (durch Serpentinminerale graublau gefärbtes Gestein) sowie die „Hardebank“ (tiefstgelegenes frisches Gestein).

Abb.5 Idealisierte Darstellung des Herkunftsgebietes kimberlitischer Magmen im oberen Erdmantel.

Petrologisch von großem Interesse sind Fremdgesteinsbruchstücke wie Peridotite, Granat-Peridotite, Granatpyroxenite, Eklogite etc., welche direkte und wichtige Informationen über die Unterkruste und den oberen Erdmantel liefern. Chemisch gehören die Kimberlite –von Karbonatiten abgesehen– zu den SiO₂-ärmsten Magmatiten mit hohen Gehalten an MgO, CaO, Cr, Ni und CO₂.

Ort: Tjölling (östlich Larvik), Norwegen

Der Larvikit gehört zu den Alkaliplutoniten, ist in aller Regel grobkörnig und fällt durch einen bläulichen bis grünlichen Farbschiller auf. Das Erguß- und Ganggesteinsäquivalent wird als Rhombenporphyr bezeichnet.

Abb. 1 Zur Klassifikation von Plutoniten benutztes Streckeisen-Diagramm; gelb gekennzeichnet ist der Darstellungsbereich für Syenite.

Mineralbestand: Hauptgemengteil des Gesteins ist mit ca. 90% ein ternärer Feldspat, der als antiperthitischer Oligoklas vorliegt. Als Nebengemengteile können geringe Gehalte an Quarz oder auch Nephelin ± Olivin auftreten, dazu Ti-armer Augit, 
± kaersutitische Hornblende, Biotit, Ilmenit, Magnetit, Apatit und Zirkon. Im Streckeisendiagramm wird der Larvikit im Syenitfeld dargestellt (Abb. 1), da der ternäre  Alkalifeldspat ca. 12%  Anorthitkomponente enthält.

Abb. 2 Gesteinsdünnschliffe eines Perthits sowie eines Antiperthits bei gekreuzten Polarisatoren a) Antiperthit - Entmischungen von Kalifeldspat in Plagioklas-Wirtskristall b) Perthit - Entmischungen von Plagioklas in Kalifeldspat-Wirtskristall

Larvikit ist ein beliebter Zierstein für Natursteinfassaden, Fußböden, etc.. Er kommt sowohl in helleren als auch in dunkleren Varietäten vor und trägt im Handel den Namen heller bzw. dunkler Labrador. Typisch sind die spitzwinkligen rhombischen Querschnitte der Feldspäte. Sowohl Labradorite als auch Larvikite sind durch einen bläulich-rötlichen Farbschiller der Feldspäte charakterisiert. In beiden Fällen wird er durch Interferenzerscheinungen des Lichts durch Beugung an feindimensionierten Entmischungslamellen erzeugt, da die Lamellen eine Größe im Bereich des sichtbaren Lichtspektrums haben. Während bei Labradoriten dieser Effekt auf der Entmischung zweier unterschiedlicher Plagioklase (z.B. An₄₀ und An₆₀) basiert, beruht er bei den Larvikiten auf antiperthitischen Entmischungen von Kalifeldspat in Plagioklas (Abb. 2a). Zur Erinnerung: der Begriff Perthit beschreibt Entmischungen von Albit-reichem Plagioklas in einem Kalifeldspat-Wirtskristall (Abb. 2b).

Abb. 3 Geologische Übersichtskarte der unterschiedlichen Larvikit/Lardalit-Intrusions-abfolgen (I - X; Qz = Quarz, Ne = Nephelin) der Oslo-Region.

Berühmte Lokalitäten von Larvikit liegen zwischen Oslo und dem Langesund Fjord in Norwegen. Die plutonischen Komplexe von Larvik befinden sich im südlichen Teil der Oslo-Region und nehmen eine Fläche von mehr als 1.000 km² ein. Die Intrusionstiefen der etwa zehn semizirkularen Komplexe (Abb. 3; I-X) lagen ca. 3-4 km unter der Erdoberfläche. Altersdatierungen belegen, daß die Platznahme in Form mehrerer Schübe (von Ost nach West) über einen Zeitraum von ca. 5 Millionen Jahren erfolgte.

Ort: Summa (westlich Hamina), Finnland

Granite allgemein sind klein- bis grobkörnige, massige, saure Plutonite; ihre Ergußgesteinsäquivalenteheißen Rhyolithe. Granite sind die bei weitem verbreiteten Tiefengesteine unserer Erde. Eine besondere Varietät ist der Rapakiwi-Granit, der durch das Auftreten von ovoidalen Alkalifeldspäten geprägt ist.

Abb. 1 Zur Klassifikation von Plutoniten benutztes Streckeisen-Diagramm; gelb gekennzeichnet ist der Darstellungsbereich für Granite.

Mineralbestand der Granite: Hauptgemengteile sind Quarz, Alkalifeldspat (Orthoklas, Mikroklin aber auch reiner Albit), Plagioklas (Oligoklas) und Biotit; zusätzlich können Muskovit, Hornblende und selten auch Granat, Andalusit, Sillimanit, Cordierit auftreten. Da unter den hellen Gemengteilen Quarz als dominierndes Mineral auftritt, werden die Granite im oberen 
Q (Quarz) - A (Alkalifeldspat) - P (Plagioklas) - Bereich des Streckeisen Doppeldreiecks (Abb. 1) dargestellt. 

Je nach weiterer mineralogischer Charakterisierung werden für die Granite Zusatzbezeichungen verwendet wie Biotit-, Zweiglimmer-, Hornblende- oder Cordierit-granit; Alkaligranite liegen vor, wenn Alkali-amphibole und/oder  -pyroxene auftreten. Liegt der Gehalt an Mafiten unter 5% spricht man von Leukograniten, übersteigt er 20% verwendet man die Bezeichnung  Melagranit.

Abb. 2 Polierte Gesteinsscheibe eines Rapakiwi-Granits mit gut erkennbarem ovoidalem Kalifeldspat und Oligoklas-Saum.

Granite sind weiß, grau, rosa, z.T. auch gelblich bis grünlich gefärbt; in der Regel ist ihr Gefüge durch eine mehr oder weniger idiomorphe Form der Feldspäte geprägt. Gelegentlich kommt eine Variante vor, die durch ein recht eindrucksvolles ungleichkörniges Gefüge geprägt ist, der sog. Rapakiwi-Granit. Bis zu mehrere cm große ovoidale Alkalifeldspäte werden hier von dünnen Plagioklassäumen (Oligoklas) umhüllt (Abb. 2, siehe auch Abb. 3), wobei sich die Kernbereiche häufig durch ihre unterschiedliche Färbung (oft rosa) gegenüber den Randbereichen (weißgrau bis grünlich) hervorheben.

Abb. 3 Gesteinsdünnschliff eines Kalifeldspats mit Oligoklas-Saum; a) linear polarisiertes Licht, b) gekreuzte Polarisatoren.

Zwei Szenarien der Entstehung werden zur Zeit diskutiert: Eine Möglichkeit besteht in einem "Magma Mixing”, wo die Alkalifeldspäte zunächst in einem sauren Magma auskristallisieren und später, in einem basischeren Magma, von Plagioklassäumen umwachsen werden. Die zweite Hypothese geht von einem aufsteigenden, einheitlichen Magma-System aus, wo sich während der Druckabnahme Plagioklas auf Kosten von Kalifeldspat bildet. Granite des Rapakiwi-Typs kommen als klar umgrenzte intrusive Körper vor allem in Mittelschweden, Finnland, Karelien und der Ukraine vor. Sehr ähnlich sehen die sog. Kugelgranite oder -diorite aus (siehe auch Poster 36), ihr spezielles Gefüge wird auch als Orbikulartextur bezeichnet. Nach ihrer Zusammensetzung gehören diese Plutonite jedoch zur Familie der Granodiorite bis Diorite.

Ort: Katzenbuckel, Odenwald

Shonkinite sind den Alkalimagmatiten zuzuordnen und gehören hier zu den K-reichen, subvulkanischen bis plutonischen Gesteinen. Sie enthalten typischerweise Kalifeldspat und Biotit anstelle von Leucit, dazu Nephelin und/oder weitere Na-Feldspatvertreter.

Abb. 1 Zur Klassifikation von Plutoniten benutztes Streckeisen-Diagramm; gelb gekennzeichnet ist der Darstellungsbereich für Shonkinite.

Mineralbestand: Kalifeldspat, Augit, Biotit, Nephelin, Amphibol ± Apatit, umgewandelter Nosean und Erzminerale; es kommen auch Olivin-führende Shonkinite vor. Im Streckeisen-Diagramm, das die hellen Gemengteile Quarz (Q), Alkalifeld-
spat (A), Plagioklas (P) und Foide (F) berücksichtigt, können die Shon-kinit-Zusammensetzungen im unteren, foidführenden Teildreieck der Bereiche Foidsyenite, Foid-Plagisyenite und Foidolithe dar-gestellt werden  (siehe gelber Be-reich, Abb. 1). Typisch für Shon-kinite ist das Vorkommen von Nephelin (KNa₃[AlSiO₄]₄). Neben Leucit gehört Nephelin zu den wichtigsten Feldspatvertretern (Foide); dies sind Minerale, die sich in SiO₂-untersättigten Magmatiten anstelle  von Feldspäten bilden.

Abb. 2 Shonkinit-Dünnschliff mit gut erkennbaren, idiomorphen Nephelin-Einkristallen (Ne): a) Schnitt senkrecht zur c-Achse, lin. pol. Licht, b) parallel zur c-Achse, gekreuzte Polarisatoren, c) parallel zur c-Achse, lin. pol. Licht.

Shonkinite sind SiO₂-untersättigte, kalireiche, subvulkanische bis plutonische Magmatite (melanokrate Kalifoyaite), man könnte daher auch das Auftreten von Leucit [KAlSi₂O₆], dem Feldspatvertreter des Kalifeldspates erwarten. Da das Stabilitätsfeld von Leucit allerdings mit steigendem Wasserdruck zunehmend kleiner wird und Leucit bei Drücken oberhalb ca. 2,5 kbar nicht mehr aus der Schmelze gebildet werden kann, kommt er im wesentlichen nur in Vulkaniten vor. In Plutoniten muß das Kalium an andere Phasen wie Kalifeldspat und Glimmer gebunden sein. Solche plutonischen Kaligesteine lassen sich daher - im Hinblick auf ihre genaue Lage im Streckeisen-Diagramm - nur über den normativen Mineralbestand (potentieller Mineralbestand, der aus der chemischen Gesteinsanalyse errechnet wird) genau zuordnen. Kalireiche Magmatite kommen hauptsächlich in Bereichen kontinentaler Kruste vor und dort gerne gebunden an Grabenzonen. Nepheline bilden sich auch in Pegmatiten; auf Poster 3 (siehe dortige Abb. 4) ist ein nephelinsyenitischer Pegmatit mit cm-großen Nephelin-Einkristallen abgebildet.

Abb. 3 Hexagonaler Nephelin-Einkristall mit Angaben der Miller’schen Indizes.

Im Shonkinit aus dem Odenwald sind die Einkristalle von Nephelin gut an ihrem isometrischen hexagonalen Habitus zu erkennen; typisch sind die hexagonalen sowie quadratischen bis rechteckigen Querschnitte (Abb. 2; siehe auch Abb. 3). Die in frischem Zustand graubraunen Kristalle sind z.T. randlich umge-wandelt;  sie  werden dort  von Kaolinit-führenden Paragenesen verdrängt.

Der Gesteinsname nimmt Bezug auf den indianischen Namen der Highwood Mountains (= Shonkin), Montana und wurde bereits 1895 von Weed & Pirsson in die geologische Literatur eingeführt.

Ort: Herbornseelbach, Lahn-Dill Gebiet

Mineralbestand: Vorherrschendes helles Mineral ist ein basischer Plagioklas (i. d. R. Labradorit – Bytownit), es können geringe Gehalte an Kalifeldspat, aber auch Quarz oder Foide auftreten. Dunkle Minerale sind überwiegend Pyroxen (Augit aber auch Orthopyroxen), Olivin (schließt das gemeinsame Auftreten mit Quarz aus), Biotit und Hornblende.

Abb. 1 Zur Klassifikation von Vulkaniten benutztes Streckeisen-Diagramm; rot gekennzeichnet ist der Darstellungsbereich für Basalte und Andesite.

Im Streckeisen-Diagramm, das die hellen Gemengteile Quarz (Q), Alkalifeldspat (A), Plagioklas (P) und Foide (F) berücksichtigt, sind die Basalte zusammen mit Andesiten am Plagioklas-Pol darstellbar (siehe Abb. 1; rot hinterlegter Bereich). Die Unterscheidung von Basalt und Andesit erfolgt über die Farbzahl, dem Anteil an dunklen, mafischen Gemengteilen (Basalt > 40 Vol.%, Andesit < 40 Vol.%). Da der sog. modale Mineralbestand den quantitativen Anteil der jeweiligen Spezies in Vol.% berücksichtigt, ist seine Erfassung bei klein- bis grobkörnigen Magmatiten relativ einfach, bei feinkörnigen oder glasigen Vulkaniten natürlich unmöglich. Hier bedient man sich des normativen Mineralbestandes, der aus der chemischen Gesteinsanalye errechnet wird.

Abb. 2 Schematische Darstellung einer Abfolge von Pillow-Basalten (a,b). Pillow-Basalt (Querschnitt), Katzbach-gebirge, Polen (c).

Die Pillowbasalte bilden sich bei subaquatischen Lavaergüssen; beim Eintritt der glutflüssigen Lava in Wasser entstehen schlauchartige Körper (Abb. 2a), wobei randlich eine sofortige Abschreckung mit Glasbildung einsetzt. Der Ausdruck Pillow = Kissen bezieht sich auf den im Aufschluß normalerweise zu sehenden zweidimensionalen Querschnitt (Abb. 2b,c) und ist leider etwas irreführend. Die Zwischenräume der Pillows bestehen aus Fragmenten der glasig erstarrten Kruste und werden als Hyaloklastit bezeichnet. Solche Glasfragmente bleiben jedoch nur selten über längere Zeit frisch; den Prozess der Umwandlung (Entglasung) nennt man Palagonitisierung. Im Querschnitt (wenige Dezimeter bis ca. 2 Meter) sind die Pillowbasalte rundlich bis elliptisch und passen sich den liegenden, zuvor abgelagerten und bereits erkalteten „Schläuchen“ an (Abb. 2); dies ermöglicht auch Millionen von Jahren nach der Ablagerung noch eine eindeutige Festlegung der Hangend-Liegend-Abfolge (geopedales Gefüge).

Abb. 3a, b Aufschluß von Pillow-Basalten, Herbornseelbach (Lahn-Dill Exkursion 1999).

Innerhalb der Pillows nimmt die Kristallinität zum Zentrum hin zu; oft treten in konzentrischer Anordnung Gasblasen auf (Abb. 2b,c). Typisch sind außerdem – wie bei der Gesteinsstufe deutlich erkennbar – radiale Schrumpfungsrisse (siehe auch Abb. 2b), die oft mit „Sekundärmineralen“ wie Calcit, Quarz, Chalcedon oder Mineralen der Zeolithgruppe gefüllt sind.  Abbildung 3a,b zeigt einen Aufschluß von Pillow-Basalt des Unterkarbons im Lahn-Dill Gebiet.

Ort: Grube Falkenstein, Lahn-Dill Gebiet

Hämatit-reiche, quarzitische Gesteine - im Lahn-Dill Gebiet typischerweise exhalativ-sedimentär gebildet - werden als Roteisenerze bezeichnet.

Abb. 1 Hämatit (Eisenrose) von Cavradi, Schweiz.

Mineralbestand: Hämatit, Quarz und Calcit. Neben Magnetit und Limonit ist Hämatit (Fe₂O₃) ein weitverbreitetes Mineral in Eisenerzen. Es bildet schwarze, hochglänzende, trigonale Kristalle (Abb. 1), hat eine kirschrote Strichfarbe und ist isotyp mit Korund. Typisch für die Vorkommen des Lahn-Dill Gebietes sind radialstrahlige Massen mit glatter Oberfläche, die auch als Glaskopf bezeichnet werden (Abb. 2)

Die Entstehung der Eisenerzlagerstätten im Lahn-Dill Gebiet ist nicht einem bestimmten Bildungsvorgang zuzuschreiben - es liegt ein Zusammenspiel sowohl vulkanogener als auch sedimentärer Prozesse vor. So wurden im Devon, während untermeerischer, vulkanischer Aktivitäten die Ozeanboden-vulkanite/-pyroklastite durch heiße Lösungen „ausgelaugt“ (vergleichbar den sog. „black smoker“-Lagerstätten in der Nähe mittelozeanischer Rücken).

Abb. 2 Hämatit (Glaskopf) Cumberland, England.

Dabei verarmte der sog. Schalstein an Eisen, das am Meeresboden in Form von “Schlämmen” wieder abgelagert wurde. In der Lagerstättenkunde wird dieser Prozess als „exhalativ-sedimentär“ bezeichnet. Im Hangenden der Erzpartien wird nachfolgend sedimentiert - es bilden sich dort mächtige Abfolgen von Kalk- und Tonschiefern (Abb. 3). Die Erzhorizonte werden als Roteisenstein-Grenzlager bezeichnet, da sie sich stratigraphisch an der Grenze vom Mitteldevon zum Oberdevon befinden. Die genetischen Zusammenhänge zwischen dem liegenden Schalstein und den hangenden Sedimenten wurden bereits 1934 von Kegel in seiner Publikation über „Die geologischen Grundlagen des Roteisensteinbergbaus im Dillgebiet“ aufgezeigt. Weltweite Vorkommen von Roteisenerzen, die derselben Entstehungsgeschichte zuzuordnen sind, werden als Erze des „Lahn-Dill-Typus“ bezeichnet.

Abb. 3 Idealisierter Querschnitt durch eine Roteisenerzlagerstätte / Lahn-Dill Gebiet.

Urkundlich erstmals erwähnt werden die Roteisenerze des Lahn-Dill Gebietes im Jahr 780, als es zu Eisenlieferungen aus der Umgebung von Weilmünster an das Kloster Lorsch kam. Indizien des frühen Eisenabbaues liefern außerdem Grabungsfunde frühgeschichtlicher bis mittelalterlicher Verhüttungsplätze. In den zwanziger Jahren des vergangenen Jahrhunderts erfolgte eine allmähliche Reorganisation von vielen Kleinbetrieben zu größeren Unternehmen; das seit Ende der fünfziger Jahre einsetzende Grubensterben im Lahn-Dill Gebiet endete im Jahre 1983 mit der Schließung der Grube Fortuna bei Wetzlar.

Abb. 4a Hauptschacht mit Förder-turm; Grube Falkenstein (um 1963). 4b Schrapperbeladung eines Muldenkipp-wagens; Grube Falkenstein (um 1970).

Die Grube Falkenstein bei Oberscheld (Abb. 4) repräsentierte eine der modernsten Gruben des Lahn-Dill Gebietes. Sie wurde erst im Jahre 1957 eröffnet, als sich die Krise im deutschen Eisenerzbergbau bereits abzeichnete; zur Schließung kam es 1973.

Ort: Fischbachtal, Saar-Nahe-Gebiet

Der Diabasmandelstein ist ein sekundär umgewandelter, verfrühter Basalt, der durch ehemalige, "mandelförmige" Blasenhohlräume charakterisiert ist.

Abb. 1 Zur Klassifikation von Vulkaniten benutztes Streckeisen-Diagramm; gelb gekennzeichnet ist der Darstellungsbereich für Basalte und Andesite.

Mineralbestand: Hauptgemengteile sind i. d. R. Plagioklas (An_50-70) und augitischer Pyroxen (z.T. auch Fe-Ti-haltige Erzminerale). Es kann Pigeonit und Orthopyroxen, z.T. auch Hornblende dazukommen. Sekundärminerale sind Carbonate, Zeolithe, Chlorit, Epidot und grüner Amphibol, der sich durch Umwandlung aus primär magmatischem Pyroxen gebildet hat (Uralitisierung). Im Bezug auf die Anteile der hellen Gemengteile ist der Diabasmandelstein am Plagioklas-Pol des Q-A-P-F Streckeisen-Doppeldreiecks darzustellen (Abb. 1).

Abb. 2 Sogenannter Melaphyr-Mandelstein aus dem Kaiserbachtal, Weinstraße, Pfalz.

Die Bezeichung Diabas führt leider immer wieder zu Mißverständnissen im Hinblick auf nomenklatorische Fragen. In Amerika und Skandinavien werden doleritische Ganggesteine der Gabbro/Basalt-Familie mit ophitischer Struktur (idiomorphe Plagioklasleisten in einer Augit-Grundmasse) als Diabas bezeichnet.

Abb. 3 Gelblicher Calcit auf Amethyst in einem ehemaligen Blasenhohlraum von Basalt, Idar-Oberstein/Nahe.

Demgegenüber versteht man in Mitteleuropa und England unter einem Diabas einen „vergrünten“, sprich sekundär umgewandelten, Basalt bis Dolerit (im deutschsprachigen Raum wird hier oft die Bezeichnung „Melaphyr“ verwendet). Als Mandelsteintextur bezeichnet man ehemalige Blasenhohlräume (Abb. 2, siehe auch Abb. 3), die später mit Mineralen wie Calcit, Zeolithe, Quarz, Chalcedon gefüllt wurden. Solche Hohlräume kommen dadurch zustande, daß während des Magmenaufstieges, d.h. während der Druckentlastung, im Magma gelöste Fluide entgasen und in dem sich verfestigenden Gestein „eingefroren“ werden können. Abb. 4 zeigt einen Gesteinsdünnschliff von Basalt, der mit Calcit gefüllte, ehemalige Blasenhohlräume enthält.

Abb. 4 Gesteinsdünnschliff poröseR Basaltsvon Südküste Türkei (nahe Antalya); ehemalige Poren mit Calcit gefüllt; kleine, leistenförmige Plagioklase gut in Gesteinsmatrix erkennbar; a linear polarisiertes Licht; b gekreuzte Polarisatoren; Bildbreite: 5 mm

Dolerit/Diabasgänge können enorme Dimensionen erreichen (Whin-Sill in Nordengland mit 220 km Länge und einer Mächtigkeit im Meter bis wenige Zehner-Meter-Bereich; an der Südostküste Grönlands tritt ein etwa 520 km langer Gangschwarm auf).

Blasenhohlräume in Diabasen und Basalten können ebenfalls beträchtliche Volumina einnehmen. Bekannt sind die Meter-großen Amethystdrusen von brasilianischen Vorkommen oder aber auch die mit verschiedensten Mineralen der Zeolith-Familie gefüllten/teilgefüllten Hohlräume der indischen Flutbasalte bei Poona.