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Von : Andreas Wenzel 12. Februar 2005 An : SF - Geologie 4. Semester im SS 2005 Betr. : Skript für den SF-Kurs : Geologische Prozesse in der Erde Thema: Gesteine: Bildung der magmatischen Gesteine :

Das Magma ist eine silikatische Gesteinsschmelze In einer silikatischen Gesteinsschmelze finden sich eine Reihe von Bausteinen für die zu bildenden Festkörper und auch bereits gebildete Moleküle, die ganz unterschiedliche Zustandsbedingungen (Gleichgewichtsbedingungen) haben. Die wichtigsten Bausteine des Magmas. Schwerflüchtige Bestandteile Kationen

Anionenkomplexe

Leichtflüchtige Bestandteile sind Gase, vor allem:

Die häufigste Form der Bildung von Festkörpern aus magmatischen Schmelzen ist die Kristallisation aus der Schmelze. Das Magma stellt dabei ein Mehrstoffsystem mit unterschiedlichen physikalischen und chemischen Eigenschaften der Komponenten wie Schmelzpunkten Bindungsverhalten usw. dar.

Abb. 23: aus : Matthes, S. 1987, S. 201

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Das folgende Diagramm zeigt die Bedingungen der Kristallisation von Gesteinen aus magmatischen Schmelzen und den thermodynamischen Entwicklungs- und Differenzierungsprozess eines Magmas.

Abb. 24 : Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 47 f. Entwicklungsprozess eines Magmas : „Den gesamten Entwicklungsprozess eines Magmas bis hin den Restlösungen machte P. NIGGLI verständlich. In seinem Temperatur-Konzentrations-Diagramm (Abb. 2) kennzeichnet A leichtflüchtige und B schwerflüchtige (silikatische Schmelzen) Komponenten. Zwischen A und B sollen der Einfachheit halber keine chemischen Verbindungen möglich sein. Die Anfangskonzentration einer Schmelze (Magma) kann mit 10% A und 90% B angenommen werden (X1) Bei der Temperatur t1 entsprechend Punkt a des Diagramms beginnt die Schmelze zu erstarren. Wegen der Ausscheidung von B erfolgt in der Restschmelze eine stetige Zunahme von A, die bis zum Punkt b1 beziehungsweise bis zur Temperatur t2 noch ohne wesentlichen Einfluss auf die Kristallbildung zu sein scheint. Von b1 an ändert sich das Kurvenbild; es verläuft bis b2 sehr flach.“ (Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 47 ) An das Liquidmagmatische Stadium schließt sich bei einer Temperatur t2, (650-600°C) das Pegmatitische Stadium an, in dem sich bei geringfügiger Temperaturerniedrigung relativ große Mengen an verbliebenem B abscheiden, wodurch mit Annäherung an b2, eine beträchtliche Anreicherung von A zu verzeichnen ist. Typische Mineralbildungen sind in diesem Stadium neben Kalifeldspat und Quarz, Muskowit sowie seltene Minerale, wie Beryll, Phosphate, Niobate und Tantalate und viele andere mehr. Jetzt bilden sich auch chemische Verbindungen zwischen A und B. Von b2 an bis zum Punkt c der Kurve erfolgt wieder eine relativ langsame Ausscheidung von Kristallen, deren Zusammensetzung jedoch raschen Veränderungen unterliegt. Minerale mit Anteilen von A dominieren, darunter Topas, Turmalin und verschiedene Erzminerale (Kassiterit, Wolframit). In dem dazugehörigen Temperaturbereich t3 bis t4 (~ 550-375°C) liegt das Pneumatolytische Stadium. Unterhalb von c beziehungsweise t4 (374°C, kritische Temperatur von H2O)

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folgt das hydrothermale Stadium, das durch wässerige Lösungen bis in niedrige Temperaturbereiche gekennzeichnet ist und zu unterschiedlichen Mineralbildungen führt (Ganglagerstätten). Das Temperatur-Druck-Diagramm (Abb.1) veranschaulicht die, beim skizzierten Kristallisationsverlauf herrschenden Druckbedingungen. In allen dessen Stadien muss durch einen genügend hohen Außendruck die Abtrennung leichtflüchtiger Komponenten aus dem mobilen System verhindert werden. Von a an wachsen während des liquidmagmatischen Stadiums die Innendrücke und damit auch die erforderlichen Außendrücke ständig an, bis im Punkt b2 und teilweise darüber hinaus, bis zum Punkt c ein Maximum erreicht ist. Im hydrothermalen Stadium lässt der Druck allmählich nach, um mit der Kondensation von H2O bei niedrigen Temperaturen den Wert Null zu erreichen.“ (Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 47 f.). Die folgende Tabelle 1 zeigt die Abfolge, die Entwicklung der einzelnen Phasen und ihre Produkte im Überblick. Temp. Phase Ausscheidung/

Kristallisation Gestein

1200°C

1000°C 800°C 650°C

650°C 540°C 374°C

< 374°C

Tabelle 34: Phasen der Kristallisationsdifferentiation Im Laufe der magmatischen Differentiation laufen in Magmen verschiedene komplexe Prozesse ab, die schließlich zur Bildung sehr unterschiedlicher Gesteine und zur Herausbildung verschiedener Typen von Gesteinen beitragen.

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Magmatische Differentiation Im folgenden Abschnitt zum Thema „Magmatische Differentiation“ sind einige der wichtigsten Überlegungen hierzu zusammengefasst. „Ionen, Ionenkomplexe und verschiedene molekulare Konfigurationen (Moleküle, Kristallkeime u.a.) können in einem Magma unter dem Einfluss der Gravitation wandern (absinken oder aufsteigen); vor allem bewirken Temperaturgefälle Verschiebungen im Chemismus (Thermodiffusion). 1. Ein ursprünglich homogenes Magma kann bei sinkender Temperatur in zwei nicht

mischbare Magmen zerfallen (Liquation) 2. Durch Gastransport (pneumatolytische Differentiation sind Magmenveränderungen

möglich. 3. Große Bedeutung hat die Kristallisationsdifferentiation die auch als fraktionierte

Kristallisation bezeichnet wird und mehrere Spielarten umfasst. 3.1.Unter dem Einfluss der Schwerkraft sinken relativ schwerere Erstkristallisate

in einem relativ leichten Restmagma ab (Gravitative Kristallisationsdifferentiation)

3.2.Umgekehrt können relativ leichte Erstkristallisate in einem relativ schweren Restmagma aufsteigen (Agpaitische Differentiation).

3.3:Früh ausgeschiedene Kristalle werden bei hohen Gehalten an leichtflüchtigen Komponenten von Gasbläschen umschlossen beziehungsweise mit ihnen verbunden und dadurch in oberen Bereichen des Magmas konzentriert (Flotationsdifferentiation).

3:4:Unter bestimmten Bedingungen können früh ausgeschiedene Kristalle ein schwammartiges Gefüge bilden, in dessen Poren Restmagma verbleibt. Beim Ansteigen des äußeren Drucks wird solches Restmagma abgepresst (Filter-, Pressungs-, Ausquetschungs- oder Squeezing-Out-Differentiation).

3.5.Kristalle können vom Restmagma durch dessen Eigenbewegung abgetrennt werden. Durch gegenseitige Reibung und Reibung an den Wänden bleiben feste Phasen gegenüber flüssigen zurück.

3.6.Bereits ausgeschiedene Kristalle werden bei weiterer Abkühlung vom Magma wieder resorbiert. Unterbleibt aus Zeitgründen solche Resorption, resultieren u. U. Magmendifferentiate.

Die Gravitative Kristallisationsdifferentiation (unter 3. ) wird sehr vielen magmatischen Erscheinungen zugrunde gelegt. Im wesentlichen kommt es hierbei darauf an, dass bereits ausgeschiedene Kristalle von einem Restmagma getrennt werden, welches eine eigenständige Entwicklung nimmt. Die Geschwindigkeit v, mit der beispielsweise Kristalle absinken, hängt von den Kristallgrößen (Radius r), den Dichtedifferenzen zwischen den Kristallen und den Restmagmen (D - D') sowie den Viskositäten η der Restmagmen ab und lässt sich nach der Formel von Stookes wie folgt berechnen :

( )v

r D D g=

• − •29

2 'η

(g = 981 cm/sec2)“

(Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 27 f.) A. RITTMANN (1960) ermittelte die Sinkgeschwindigkeit zentimetergroßer Olivine in einem basaltischen Restmagma und kam zu nachstehenden Ergebnissen:

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Tiefe (km) Druck (atm) Druck (Pa) Sinkgeschwindigkeit(cm/sec)

Zeit für ein Sinken um 10 m

3,3 1000 ~101 MPa 2,1 x 10-3 ~ 55 Tage 16 5000 ~ 507 MPa 1,8 x 10-5 ~ 21 Monate 33 10000 ~1013 MPa 1,4 x 10-10 ~ 6x104 Jahre 50 15000 ~1 520 MPa 9,5 x 10-15 ~ 33x109 Jahre 65 20000 ~ 2026 MPa 5,5 x 10-21 ~ 5,5x 1015 Jahre Tabelle 36: Bearbeitet nach Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie. Stuttgart 1981. S. 28. Daraus lässt sich schließen, dass in größeren Tiefen eine Gravitative Kristallisationsdifferentiation kaum ablaufen wird, wohl aber im Bereich der Erdkruste und im obersten oberen Erdmantel. „In den meisten Fällen muss mit verschiedenen Differentiationsmöglichkeiten gerechnet werden; neben gravitativen Kristallisationsdifferentiationen können durchaus Gastransporte und agpaitische Differentiationen wirksam werden“ (Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 29 ) Die Prozessabläufe in Magmen sind nicht mit unseren Alltagsvorstellungen vergleichbar. Dies wird bei der Betrachtung der Bewegungsabläufe in einem Magma, hier dargestellt an der Sinkgeschwindigkeit von Olivinkristallen, in verschiedenen Bereichen der Erdkruste deutlich. (Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 29) Aus der Kristallisationsdifferentiation entwickeln sich die bekannten kontinuierlichen und diskontinuierlichen Reaktionsreihen nach BOWEN. „Aus dem Schema der Kristallisations- oder Reaktionsreihen ergibt sich die Charakteristik entsprechender Magmen- oder Magmatit-Typen. Das Basalt- oder Gabbromagma ändert sich über ein Dioritmagma zu einen Granitmagma; im Gabbro sind Pyroxen und Ca-reicher Plagioklas typische Gemengteile, im Diorit Amphibol und Andesin und im Granit Biotit und Oligoklas neben Kalifeldspat und Quarz (Abb. 4). Die Restlösungen enthalten außer H20 und überschüssigen Komponenten vorangegangener Magmenentwicklungen (Na2O, Si02 u. a.) vor allem solche Komponenten, die nicht in Minerale der sogenannten Hauptkristallisation eingebaut werden können und nun eigene Phasen, zum Beispiel Oxide und Sulfide, bilden müssen. Unterschiedliche Entwicklungen von Magmen sind allerdings auch dadurch möglich, dass leichtflüchtige Bestandteile bereits frühzeitig entweichen und sich diffus im Nebengestein verteilen beziehungsweise völlig fehlen können. Aus extrem trockenen Magmen sind beispielsweise keine Amphibol- oder Biotitbildungen zu erwarten !“ (Pfeiffer, Kurze, Mathé; Petrologie; Stuttgart 1981 ; S. 45 f.) Die folgende Abb. 25 stellt diese Entwicklung dar.

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Abb. 25 : Schema der Magmendifferentiation. Bahlburg, H. & Breitkreuz,Ch.. Grundlagen der Geologie. Stuttgart 1998; S. 225

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Gesteinsbestimmung : Mineralbestand der Gesteine. „Qualitativer“ Mineralbestand Die Bestimmung der am Aufbau eines Gesteines beteiligten Mineralarten, des qualitativen Mineralbestandes, ist eine der wichtigsten Aufgaben des Gesteinskundlers. Deshalb soll zunächst ein kurzer Überblick über die Methoden der Mineralbestimmung in Gesteinen gegeben werden. Sind die einzelnen ein Gestein bildenden Minerale groß genug (gewöhnlich >1 mm), so können wir bereits ohne Hilfsmittel oder unter Verwendung einer Lupe die Bestimmungsmethoden nach äußeren Kennzeichen anwenden, die bereits im Mineralbestimmungsbuch ausführlich dargelegt worden sind. Hier sei deshalb nur erwähnt, dass wir in diesen Fällen durch Ermittlung von Farbe, Strichfarbe, Glanz, Härte, Spaltbarkeit und Kristallform eine erste Bestimmung der Minerale vornehmen können. Einerseits reichen aber diese Bestimmungsverfahren nicht aus, um ein Mineral mit hinreichender Sicherheit zu identifizieren, andererseits sind die Mineralkörner in den meisten Gesteinen so klein, dass sie nach äußeren Kennzeichen nicht bestimmbar sind. Aus diesem Grunde ist das Mikroskop das Hauptuntersuchungsinstrument des Gesteinskundlers. Fast alle Gesteine, auch die dunkelsten, sind in genügend dünnen Plättchen durchsichtig. Deshalb werden mit einer Gesteinssäge dünne Scheiben von einem Bruchstück abgeschnitten, auf gläserne Objektträger aufgekittet und mit Schmirgel oder sogar Diamantpulver auf Stärken von 2 bis 3 Hundertstel Millimetern abgeschliffen. Nachdem noch ein dünnes Deckgläschen aufgekittet wurde, ist der so entstandene Dünnschliff fertig zur mikroskopischen Betrachtung. Es gibt aber Minerale, die auch in dünnsten Schliffen undurchsichtig bleiben. Diese Minerale werden nur an einer Seite feingeschliffen, auf Hochglanz poliert und dann unter dem Mikroskop im reflektierten Licht wie ein Spiegel betrachtet. Durch die Vergrößerung kann man im mikroskopischen Bild Kristallformen sehen, die bei normaler Betrachtung wegen ihrer Kleinheit unsichtbar bleiben........... Hat man alle Mineralarten eines Gesteines ermittelt, so gilt es eine Ordnung in die Vielfalt zu bringen. Die Einteilung der Minerale erfolgt durch den Gesteinskundler anders, als es der Mineraloge gewohnt ist. Für den Gesteinskundler ist in erster Linie das Mineral als Gesteinsgemengteil im Verband mit anderen Mineralen wichtig. Es interessiert die Wirkung der Mineralart auf Gesteinseigenschaften. Auffälligstes Unterscheidungsmerkmal der Gesteine ist die Farbe. Deshalb teilt der Gesteinskundler die Minerale in helle (leukokrate) und dunkle (melanokrate) Gemengteile ein. Zu den leukokraten Mineralen gehören Quarz, Kalifeldspat, Plagioklase, Nephelin, Leucit und andere Feldspatvertreter sowie Muskowit. Die wichtigsten melanokraten Gemengteile sind Olivin, Augit, Hornblende, Granat und Biotit. Sehen wir uns die chemische Zusammensetzung dieser Minerale an, so sind die leukokraten reich an Silizium (Si) und Aluminium (AI), die melanokraten enthalten reichlich Eisen (Fe) und Magnesium (Mg). Es ist leicht einzusehen, dass die hellen Minerale überwiegend in sauren, die dunklen Minerale vorwiegend in basischen Gesteinen anzutreffen sind. Diese Einteilung trifft vor allem für die Gesteine endogener Entstehung zu und ist von besonderer Bedeutung, da diesen Gesteinen der überwiegende Anteil am Aufbau der Erdkruste zukommt.

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„Quantitativer“ Mineralbestand Die charakteristischen Merkmale eines Gesteins werden nun nicht nur durch die Art der an seinem Aufbau beteiligten Minerale bestimmt. Ausschlaggebend für das Erscheinungsbild ist das Mengenverhältnis der Mineralarten, das wir als quantitativen Mineralbestand bezeichnen wollen. Infolge der statistischen Verteilung der Minerale im Gestein muss ein nicht zu kleines Bruchstück zur Untersuchung benutzt werden. Die Mindestgröße einer Gesteinsprobe für derartige Untersuchungen ist durch den sogenannten Elementarkörper gegeben, einen Gesteinswürfel, dessen Kantenlänge durch Abzählen von 10 Körnern der in geringster Menge vorkommenden Mineralart bestimmt wird. Durch Ausmessen der Flächen, welche die einzelnen Mineralarten auf einer Würfelfläche des Elementarkörpers einnehmen, erhalten wir deren Mengenverhältnis im Gestein, das in Volumenprozent angegeben wird. Für diese Ausmessung ist eine Reihe von Methoden bekannt, von denen die wichtigste das sogenannte Punktzählverfahren ist. Über die zu vermessende Fläche wird ein regelmäßiges Punktnetz gelegt, und die Menge der auf jede Mineralart entfallenden Punkte wird gezählt. Das Punktzahlverhältnis der Mineralarten entspricht ihrem volumenprozentualen Anteil am Gestein. Moderne Geräte, die eine Kombination von Mikroskop, Fernsehtechnik und elektronischer Datenverarbeitung darstellen, erlauben heute die rasche automatische Bestimmung des quantitativen Mineralbestandes und von Gefügemerkmalen der Gesteine. Sind von einer großen Anzahl verschiedener Gesteinsproben die (quantitativen Mineralbestände bestimmt, so ordnet man die Mineralarten nach zwei Gesichtspunkten. Zunächst betrachtet man den prozentualen Anteil jeder Mineralart in jeder einzelnen Probe. Diesen Wert bezeichnen wir als Intensität. Eine in einer Gesteinsprobe häufig vorkommende Mineralart besitzt dann große, eine in geringen Mengen auftretende Mineralart kleine Intensität. Vergleicht man das Auftreten der Mineralarten in allen Proben, so erhält man die Verbreitungsweise oder Extensität. Eine in allen Proben vorkommende Mineralart besitzt demzufolge große, eine nur in wenigen oder nur in einer Probe erscheinende Art kleine Extensität. Nach Intensität und Extensität unterteilen wir die gesteinsbildenden Minerale in drei Gruppen : Hauptgemengteile sind Minerale mit großer Extensität und großer Intensität, d.h., sie treten in vieler Gesteinsproben mit hohem prozentualem Anteil auf. Diese Minerale sind typisch für eine Gesteinsgruppe. Ihre Kombination wird in der Bezeichnung einer Gesteinsgruppe ausgedrückt. So wissen wir z.B., dass in allen Gesteinen der Granitgruppe Quarz und Feldspat (Kalifeldspat und/oder natriumreicher Kalknatronfeldspat = Plagioklas) als Hauptgemengteile vorhanden sind. Nebengemengteile besitzen kleine Intensität, aber große Extensität. Sie sind in geringen Mengen in fast allen Gesteinen anzutreffen. Sie heißen auch Akzessorien. Zu diesen Mineralen gehören Apatit, Zirkon, Magnetit, Pyrit u. a. Übergemengteile treten in großer Intensität, aber in geringer Extensität auf. Sie erscheinen also in großen Mengen, sind aber jeweils an bestimmte Gesteinsvorkommen gebunden, d.h., sie sind für einzelne Vorkommen typisch. Deshalb werden sie dem Namen der Gesteinsgruppe vorangestellt, um eine

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bestimmte Gesteinsart zu bezeichnen. Ein Turmalin-Granit z. B. enthält als Übergemengteil in größeren Mengen das Mineral Turmalin. Aus der Gesteinsbeschreibung erkennen wir somit die Art und Menge der in einem bestimmten Gestein enthaltenen Minerale. Ein Hornblendebiotitgranit besteht aus Quarz und Feldspat in großer Menge (da diese Minerale Hauptgemengteile der Granite sind), aus Hornblende und Biotit ebenfalls in größeren Mengen (da der Gesteinsname Hornblende und Biotit als Übergemengteile ausweist) und aus den in allen Erstarrungsgesteinen als Nebengemengteile vorkommenden Mineralen Apatit, Zirkon, Magnetit, Pyrit u. a. in geringen Mengen.“ (Jubelt & Schreiter 1972; S. 19-22) Zusammenfassung: Gemengteil

Extensität Intensität

Hauptgemengteil

Nebengemengteil / Akzessorien

Übergemengteil

Beispiele für einige wichtige Gemengteile : HAUPTGEMENGTEILE (HGT)

Quarz, Alk.-Fsp., Plg., Hornblende (Amphibol-Gruppe), Olivin, Biot., Prx..

NEBENGEMENGTEILE

Apatit, Zirkon, Titanit, Erze

ÜBERGEMENGTEILE

Muskowit, Turmalin, oder überproportional vertretene HGT

Helle Gemengteile = felsische, salisch = Helle Dunkle Gemengteile = mafische, femisch = Mafite

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Verteilung der Hauptgemengteile in Magmatiten- Reduzierung auf die idealtypische Standardbesetzung

Hauptgemengteile Gesteine

Mafite

Hell

NebengemengteileAkzess.

Plutonit

Vulkanit

Chemismus/SiO2-Gehalt

T

Olivin, Pyroxen

Olivin, und wenig Pyroxen

Ultrabasisch < 45 %

Orthopyroxen Klinopyroxen

Basisch 45 – 52 %

Amphibol (Hbl.)

52 – 66 %

Biotit +/- Hbl.

Biotit

A B NE HME ND

Tabelle 36: Verteilung der Hauptgemengteile in Plutoniten. Die Farbzahl der Plutonite

Farbzahl (FZ) =

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Schema für die Zusammensetzung der Plutonite Gestein

Mineralische Zusammensetzung

Farbzahl Qu.-Gehalt in % der hellen Gemengteile

Gabbro

Diorit

Granodiorit

Granit

Definition für die Struktur der Plutonite. Makrokristallin - Holokristallin –. Richtungslos – Gleichkörnig – Hypidiomorph -

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Ermittlung des Gesteinsnamens für Plutonite. Zusammenfassung : Praktisches Vorgehen bei der Gesteinsbestimmung : Plutonite 1. Ermittlung des Gesteinstyps aus dem charakteristischen Gefüge. 2. Ermittlung der Farbzahl. 3. Erste Gesteinsansprache (z.B. Granit, Diorit usw.). 4. Qualitative Bestimmung der Hauptgemengteile ( Mafite und Felsite ). 5. Quantitative Bestimmung der prozentualen Verteilung der Hauptgemengteile. 6. Berechnung der Summe der hellen Hauptgemengteile. 7. Umrechnen der hellen Hauptgemengteile für das Streckeisendiagramm. 8. Eintragen der Werte in das Streckeisendiagramm. 9. Ermittlung des Gesteinsnamens im Streckeisendiagramm. Streckeisendiagramm Q = Anteil Quarz an der Summe der hellen Gemengteile A = Anteil Alkalifeldspat/Orthoklas an der Summe der hellen Gemengteile P = Anteil Plagioklas an der Summe der hellen Gemengteile

Abb. 6 : Ternäres Diagramm (hier das Streckeisendiagramm)

100

90

80

70

60

50

40

30

20

10

100

90

80

70

60

50

40

30

20

10

100 90 80 70 60 50 40 30 20 10

Q

A P

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Abb. 7 : Klassifikation und Benennung der Plutonite (Streckeisendiagramm) Pichler, H. & Schmitt-Riegraff, C; Gesteinsbildende Minerale im Dünnschliff; Stuttgart 1987;.S. 205

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Gesteinsbeschreibung: Die Gesteinsbeschreibung fasst den petrographischen Befund der Gesteinsbestimmung zusammen. Dazu gehören: • Die Beschreibung des Gefüges • Der Qualitative Mineralbestand • Der Quantitative Mineralbestand • Der Name des Gesteins

Das Gefüge magmatischer Gesteine ist bestimmt durch Struktur und Textur. Die Struktur beschreibt das genetische Gefüge. Sie gibt Hinweise auf die bei der Bildung herrschenden physikalisch-chemischen Bedingungen und auf die Ausscheidungsabfolge (relatives Alter) der einzelnen Komponenten (Gemengteile). • Die Struktur wird bestimmt durch Größe, Form/Gestalt und gegenseitige

Abgrenzung/Verzahnung der Komponenten. Die Textur beschreibt das räumliche Gefüge Gibt Hinweise auf das mechanische Verhalten der Schmelzen. Sie wird beeinflusst von den Bewegungen und der Viskosität der Schmelze / des Magmenkörpers (Fließbewegungen, Einregelung unter Herddach usw.) • Die Textur beschreibt die Anordnung und Regelung der Gemengteile im Raum

und die Raumerfüllung im Gestein. Durch Beobachtung und klare Beschreibung der Strukturmerkmale lassen sich die verschiedenen magmatischen Gesteine eindeutig abgrenzen. Die wichtigsten Strukturmerkmale für Magmatite: Korngröße: Bereich

Vereinfachte Zusammenfassung

Bezeichnung Korngröße riesenkörnig > 33 mm großkörnig 33 - 10 mm grobkörnig 10 - 3,3 mm > 5 mm grobkörnig mittelkörnig 3,3 - 1,0 mm 1 - 5 mm mittelkörnig kleinkörnig 1,0 - 0,3 mm feinkörnig 0,3 - 0,1 mm sehr feinkörnig 0,1 - 0,01 mm < 1 mm kleinkörnig dicht < 0,01 mm

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Korngröße: Korngrößenverhältnis:

Gleichkörnig

Alle HGT haben etwa die gleiche Größe. D.h. die Größenunterschiede sind in etwa gleichmäßig im Verhältnis 1 zu 2 bis 3 bis maximal 1 zu 10.

Plutonite

Wechselkörnig

Starke Variation der Unterschiede in der Korngröße, ohne daß ein deutlicher Unterschied im Mineralbestand der verschiedenen Korngrößen erkennbar wird. Verhältnis etwa 1 : 10.

Ganggesteine / Subvulkanite

Ungleichkörnig, porphyrisch

Korngrößenunterschiede > 1:10 und bis zu 1: 10 000. Einsprenglinge (Phänokristalle) in feiner oder dichter Grundmasse. = porphyrisches Gefüge

Vulkanite

Kornform:

Gestein

Idiomorph

Kristalle eigengestaltig mit relativ guter Kristallflächenausbildung, z.B. tafelig, prismatisch oder strahlig.

Pheno’s in Vulkaniten z.T. in Gangesteinen

Hypidiomorph

Kristalle nicht komplett ausgebildet, charakteristische Fläche und Winkel aber noch zu erkennen.

Plutonite

Xenomorph

Kristalle fremdgestaltig, verzerrte oder unterdrückte Erscheinungsform (Habitus).

Grundmasse in Vulkaniten. Feinkörnige Ganggesteine

Häufige Texturformen: Begriff Definition Richtungslos keine bevorzugte Ausrichtung oder Einregelung

der Minerale. Plutonite

Einregelung Einregelung des Gesteins bei Beibehaltung der strukturellen Eigenschaften eines Plutonits.

Plutonite

Fluidaltextur Fließtextur = lagige Einregelung von Mineralen oder glasiger Grundmasse oder von Gasbläschen oder Einschlüssen in einer Lava.

Vulkanite

Hohlraumtextur Raumerfüllung mit Hohlräumen infolge Entgasung. Handstücke von Lava und Schlacke

Vulkanite, in feinkörnigen Gangesteinen.

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Die folgenden Abbildungen zeigen einige Beispiele für charakteristische Strukturen und das Korngrößenverhältnis.

Abb. 26 : Richtungslos, gleichkörnig-mittelkörniges Gefüge in Granit. Aus : Lexikon der Geowissenschaften. Heidelberg 2001

Abb. 27 : Wechselkörniges Gefüge eines Granodioritporphyr. Pichler, H. & Schmitt-Riegraf, C. Gesteinsbildende minerale im Dünnschliff; Stuttgart 1987; S. 210

1 mm

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Abb. 29 : Fluidaltextur in Trachyt vom Kühlsbrunnen aus dem Siebengebirge. Die Phänokristalle sind Sanidin. Brinkmann, R. (Hg.) Lehrbuch der Allgemeinen Geologie; Stuttgart 1967; S. 138

Abb. 28 : Ungleichkörniges Gefüge. Porphyrische Struktur eines Leucitbasanit mit Prx., Olv. Leucit und Plg. Vesuv, Italien. Brinkmann, R. (Hg.) Lehrbuch der Allgemeinen Geologie; Stuttgart 1967; S 138

1 mm

1 mm

Olv.

Prx.Plg. Leucit

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AUFTRETEN DES PLUTONISMUS UND ERSCHEINUNGSFORMEN PLUTON ist ein allgemeiner Begriff für größere magmatische Intrusionskörper, der auf H. CLOOS zurückgeht. Die Platznahme der Plutone erfolgte in größerer Tiefe der Lithosphäre unter langsamer Abkühlung. Nach der Gestalt der Plutone, bzw. nach dem Mechanismus der Platznahme werden verschiedene Namen für Plutone verwendet, Die Beschreibung der Plutonformen ist schwierig, da im allgemeinen nicht der gesamte Plutonkörper, sondern nur die durch Abtragung freigelegten Anschnitte vorgefunden werden. Dabei handelt es sich zumeist um unregelmäßig geformte, häufig kreisförmige, ovale oder bogenförmige und gestreckte Formen. So sind auch die räumlichen Dimensionen der Plutone sehr unterschiedlich und reichen von wenigen km2 bis zu mehreren hunderttausend km2, wie beim ostafrikanischen Zentralpluton mit 250.000 km2 aufgeschlossener Oberfläche. Aus der Beziehung zum Nebengestein lassen sich zwei Typen abgrenzen. Plutone, die konkordant in die Schichtfolge eindringen und schüssel- oder pilzförmige Körper bilden,

= LOPOLITH und LAKKOLITH . Plutone, die mit ihrer Intrusion Schichtfolgen diskordant durchschneiden. Sie bilden vorwiegend stock - oder gangartige Körper.

= STÖCKE, SILLS, LAGERGÄNGE

Die folgende schematische Darstellung der wichtigsten Plutonformen arbeitet die jeweiligen Besonderheiten dieser Typen heraus.

Abb. 31: Plutonformen (Brinkmann, R. (Hg.); Lehrbuch der Allgemeinen Geologie, Band III; 1967 S. 95)

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Die folgende Abbildung zeigt in einem Blockbild die vielfältigen Erscheinungsformen des kontinentalen Plutonismus im Zusammenhang ihrer möglichen natürlichen Vorkommen.

Abb. 31: Erscheinungsformen des kontinentalen Plutonismus und Vulkanismus (nach Skinner und Porter 1992) aus : Hendl, M. & Liedtke, H. (Hg.) Lehrbuch der Allgemeinen Physischen Geographie. 3. Auflage, Gotha 1997; S. 55

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Zusammenfassung: Wichtige Plutonformen: Name des Plutons Kurzbeschreibung Batholith

Großer, meist diskordanter Pluton mit mehr als 100 km2 Ausstrichbreite an der Erdoberfläche und unbekannter Basis.

Ethmolith

Trichterpluton, ein sich trichterartig nach unten verjüngender subvulkanischer Pluton.

Lakkolith

Laccolith, ein in relativ geringer Tiefe erstarrter Pluton mit ebener Basis und nach oben gewölbter Oberfläche (Pilzpluton). Die hangenden Schichten werden durch das Magma aufgewölbt. Seltener sind Lakkolithe bikonvex oder konkavkonvex gestaltet. Lakkolithe entstehen in der Regel aus saurem, zähflüssigem Magma.

Lopolith

Großer, nach unten eingebogener, schüsselförmiger Pluton.

Stöcke

unregelmäßig gestalteter Tiefengesteinskörper (Pluton) mit weniger als 100 km2 Ausstrichfläche an der Erdoberfläche, der das Nebengestein meist diskordant mit steilem Kontakt durchsetzt (Intrusion).

Sills

Lagergang Sill, eine tafelförmige magmatische Intrusion, welche konkordant, d.h. subparallel zu den Schichtflächen von Sedimentgesteinen bzw. konkordant zur Foliation von metamorphen Gesteinen (Metamorphite) verläuft.

Tabelle 37: Die wichtigsten Plutonformen.

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Unterscheidung der Strukturen von Plutoniten, Ganggesteinen und Vulkaniten. Erarbeitung einer Zusammenstellung an Handstücken der drei Gesteinsgruppen.

Plutonite Gangesteine Subvulkanite

Vulkanite

tiefer 5 ∼ 30 km 1 bis ca. 5 km ab 1 km

Holokristallin

Makrokristallin

Gleichkörnig

Hypidiomorph

Richtungslos

Tabelle 38: Vergleich der Strukturen von Magmatiten

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Vulkanismus Die Vulkanismus-Zonen auf der Erde Zone - Bereich Beispiele MOR

Subduktionszonen

Intraplattenvulkane

Hot-Spot-Vulkanismus -

a) Ozeanische Hot Spots b) Kontinentale Hot Spots – Von den "Kontinentalen Hot-Spots" kann es Übergänge geben zumVulkanismus der Kontinentale Riftzonen

Tabelle 39: Vulkanismuszonen

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Abb. 32 : Verknüpfung von Vulkanismus und Plattentektonik Lanius, Karl; Die Erde im Wandel; Berlin 1995; S. 132

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ÜBERSICHT ÜBER DIE MAGMENPRODUKTION IN KM3/A Bereich

Extrusiv km3/a

Anteil in %

Intrusiv km3/a

Anteil in %

MOR

Subduktionszonen

Intraplattenvulkane Ozeanisch

Intraplattenvulkane Kontinental

SUMME

Tabelle 40: ( bearbeitet nach Schmincke 1986 ; S.8 )

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Petrographie der Vulkanite Die Gesteinsnamen sind nicht wie bei den Plutoniten direkt zu ermitteln. Die Ermittlung über das Streckeisendiagramm erfolgt über die vorhergehende chemische Analyse der Gesteine und eine Errechnung der mineralischen Normgehalte an Mineralien aus chemischen Analysen. Übung zur Bestimmung von Vulkaniten : Vorgehen nach Farbzahl und Phänokristallen. Die Bestimmung der Namen von Vulkaniten erfolgt wesentlich nach den in ihnen enthaltenen Phänokristallen, dem Gefüge, der Farbzahl (Abschätzung). Die Bewertung der Phänokristalle für die Benennung orientiert sich an den Kenntnissen über die Ausscheidungsabfolge bei der Kristallisationsdifferentiation (wie bei den Plutoniten gelernt). Für jeden Plutonit gibt es ein vulkanisches Äquivalent. Ergänze in der folgenden Tabelle die leeren Felder mit den entsprechenden Angaben Plutonit Äquivalent

Vulkanit Mögliche Phänokristalle

Farbe/Farbton

Granit

Rhyolith

Granodiorit

Dacit

Diorit

Andesit

Gabbro

Basalt

Tabelle 41: Plutonite und ihre vulkanischen Äquivalente

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Zusammenfassung : Die Ermittlung der Gesteinsnamen erfolgt über die Schritte : • Bestimmung der Pheno's • Zuordnung der Pheno's zu einem repräsentativen Magmentyp • Vergleich des Typs mit den übrigen Charakteristika, wie etwa (vergleichbare)

Farbzahl, auftretende Mafite. Beispiele: Das Gestein ist sehr hell, gelblich. Der Farbeindruck vermittelt zum Granit Pheno's: Quarz und Alk.-Fsp. Geochemischer Charakter = saurer Vulkanit Zusammensetzung ist rhyolitisch, also äquivalent zum Syenogranit.

Rhyolith

Olivin-Basalt

Basalt

Andesit, Latit

Tabelle 42: Einführung in Petrographie der Vulkanite

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Streckeisendiagramm zur Ermittlung der Gesteinsnamen von Vulkaniten.

Abb. 33: Klassifikation und Benennung der Vulkanite (Streckeisendiagramm) Pchler, H. & Schmitt-Riegraff, Gesteinsbildende Minerale im Dünnschliff; Stuttgart 19987; C.S. 205

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Vulkanische Erscheinungsformen: Schildvulkane / Monogene Vulkane : Die folgende Abbildung zeigt einen Schildvulkan im Querschnitt.

Abb. 34: Schematische Darstellung eines Schildvulkans. Rast, H.; Vulkane und Vulkanismus; Stuttgart 1980; S. 53 Förderprodukte der Schildvulkane sind vor allem Flutbasalte mit niedrigviskoser Lava die sich über Hot Spots aufbauen. Hierzu gehören die „Kontinentalen Hot Spots“ und/oder „Kontinentalen Riftsysteme“, wie auch die ozeanischen Hot Spots. Die Förderung erstreckt sich über längere Zeiträume. Die Eruptionen erfolgen aus zentralen Förderstellen - ZENTRALVULKANE - oder entlang linear angeordneter Störungssysteme - LINEARVULKANE - und führen zur Ablagerung von Lavadecken (Deckenvulkane), die größere Mächtigkeiten aufbauen und weite Bereiche überlagern können. EINEN SCHILDVULKAN über einem ozeanischen "Hot Spots", stellt z.B. Beispiel Hawaii dar. Der Durchmesser der Hauptinsel hat eine Grundfläche von 400 km Durchmesser. Die Basis liegt in ca. 5.000 m Wassertiefe, darüber erheben sich die Krater des Mauna Loa oder des Mauna Kea mit 4170, bzw. 4200 m. Sie reihen sich damit in die Abfolge der höchsten Berge der Erde ein . Beispiele für Deckenbasalte • Karroobasalte in Südafrika • Parana-Becken im südwestlichen Süd-Amerika • Dekkan-Trapp (Indien) • Columbia-River-Plateau in Oregon im östlichen Nordamerika, westlich von S.

Francisco

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Schichtvulkane / Stratovulkane / gemischte Vulkane : Aufgebaut aus einer Wechselfolge von Lava und Pyroklastiten. Die Dimensionen der Schichtvulkane liegen zwischen 100.000 bis 1.000.000 km2 Fläche und einem entsprechenden Raumbedarf in km3.

Abb. 35 : Schematische Darstellung eines Schichtvulkans. Rast, H.; Vulkane und Vulkanismus; Stuttgart 1980; S. 54 Schichtvulkane / Stratovulkane werden wegen ihrer langen Entstehungsgeschichte und heterogenen Zusammensetzung auch als „Polygenetische Vulkane“ bezeichnet Sie sind vorwiegend an intermediäre bis saure Vulkankomplexe gebunden. Erscheinen jedoch auch in basischen und hier vor allem alkalireichen Vulkangebieten, wie z.B. der Eifel, Teneriffa-Teide, Vesuv. (Schmincke 1986, S.73) Die typischen Ablagerungsformen sind Wechsellagerungen von Tephra/Tuffe und Lavaströmen. Das Volumen der Stratovulkane beträgt zwischen 5 bis 100 km3. Die Lebens- oder Förderungsdauer schwankt zwischen 105 und 107 Jahren. Die Förderprodukte von Stratovulkanen sind neben vulkanischer Lava :

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Vulkanische Lockerprodukte - Pyroklastite Tephra = Sammelbegriff für alle lockeren Pyroklastite Tuff = Sammelbegriff für alle verfestigten Pyroklastite. Pyroklasten sind die einzelnen Bestandteile beider. Aus Pyroklasten zusammengesetzte Gesteine sind : PYROKLASTITE. Liegen verfestigte Pyroklastite vor, so bezeichnet man die entsprechenden Schichtkomplexe als Tuffe. z.B. als basaltischer Aschetuff oder basaltischer Lapillituff. Pyroklastit Korngröße Verfestigter Tuff Asche Lapilli Bomben Zusammenfassung: Tabelle : Klassifizierung vulkanischer Förderprodukte Aggregatzustand Bezeichnung Aussehen (Abmessungen) gasförmig Wasserdampf, Gas flüssig Lava Aa-Lava schlackenartige, unregelmäßige, scharfkantige Oberfläche (Blocklava) Pahoehoe-Lava glatte, oft wulstig bis seilartig verformte Oberfläche (Stricklava) fest Aschenregensedimente Asche <2 Millimeter Lapilli 2-64 Millimeter Bomben > 64 Millimeter (plastisch verformbare Lavafetzen) Blöcke > 64 Millimeter (feste Gesteinsfragmente) pyroklastische Ströme durch erhitzte Gase verflüssigte (fluidisierte) Ströme Schlammströme durch Regen, Schmelzwasser Lahar oder ausgeworfene Lavaseen verflüssigte Ströme Lawinen mächtige, hügelige Ablagerungen aus Gesteinstrümmern Tabelle 43: aus Decker, R. & Decker, Vulkane; Heidelberg1992; S. 116

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Explosivitätsindex: Die Explosivität von Stratovulkanen ist sehr unterschiedlich. Sie lässt sich im Anteil der geförderten Lockerprodukte ausdrücken. Ein Maß hierfür ist der Explosivitätsindex / Explosivindex, den A. Rittmann definiert hat (Rittmann, A. Vulkane und ihre Tätigkeit; Stuttgart 1981; S. 23 f.). Eine differenzierte Definition geben Newhall & Self (1982) (in Schmincke 2000 – Literaturhinweis Nr. 221).

Hier wird der VEI als Wert definiert, der in etwa der Mercalli-Skala bei Erdbeben entspricht. Der halbquantitative Wert ist aus historischen Daten zusammengestellt worden. Die Skala ist in Stärken von 0-8 gegliedert. Die Stärken werden definiert aus einer Kombination verschiedener Kriterien unterschiedlichen Charakters. Volumen der Förderung

• Dauer der Eruption • Höhe der Eruptionssäule • Klassifikation des Eruptionstypus • Art der Förderung usw.

Die folgende Abbildung zeigt die Zusammenhänge und die Definition der Stärken des VEI. Die empirische Basis sind 8.000 prähistorische und historische Eruptionen. Etwa 20 setzten ein Volumen von > 1 km3 frei. Darunter sind 11 plinianische Eruptionen, die zwischen 10 und 25 km3 freisetzten. Spitzenreiter ist der Tambora, der vom 5. bis 11. April 1815 Tephra in der Menge von 175 km3 (= mehr als 50 km3 DER = Dense Rock Equivalent) förderte und 1,4*1024 J freisetzte. Statistisch ergibt sich für 10 Jahre ein Mittelwert von 104 Eruptionen der Stärke 2, 82 der Stärke 3 ,und höher. Seit 1500 sind lediglich 4 Eruptionen der Stärke 6 zu registrieren (Long Island in Papua-Neuguinea, Krakatau, Santa Maria in Guatemala, Katmai) und 1 Eruption der Stärke 7, das ist der Tambora. (Bardintzeff, Jacques-Marie; Vulkanologie; Stuttgart 1999; S. 121.)

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Begriffserklärungen: Phreatismus - Übergang Wasser zu Wasserdampf, Folge Explosionen Kataklysmatisch - katastrophal Paroxysmal - katastrophal Nuée ardente- - Pyroklastischer Strom Pyroklastischer Strom, turbulent bis laminar fließende, dichte Dispersion aus heißem Gas, Magmafetzen bzw. Lavafragmenten, Kristallen und ggf. Gesteinsbruchstücken, die sich der Topographie folgend auf der Landoberfläche bewegt (die folgende Abb.). Pyroklastische Ströme können a) durch den (Teil-) Kollaps von Eruptionswolken entstehen, wobei die noch

schmelzflüssigen bzw. bereits zu Glas erstarrten Magmafetzen i.d.R. stark aufgeschäumt sind (Bims). Es entstehen bimsreiche Ströme, deren Ablagerungen als Ignimbrite bezeichnet werden.

b) Sie können auch die Folge einer Explosion oder eines gravitativen Kollapses von SiO2-reichen Lavadomen und Lavafronten sein. Hierbei entstehen Block-und-Asche-Ströme, deren Ablagerungen als Block-und-Asche-Strom-Ablagerungen bezeichnet werden. (Lexikon der Geowissenschaften 2002)

Abb 36: Intensitätsskala der vulkanischen Eruptionen – VEI. Bardintzeff, Jacques-Marie; Vulkanologie; Stuttgart 1999; S. 121.

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Abb. 37: Pyroklastischer Strom: Aufbau und Ablagerungen eines pyroklastischen Stromes. Der pyroklastische Strom (2) ist in eine Aschewolke (3a, 3b) eingehüllt, die aus aufgeheizter Luft und aus dem Strom entweichenden Aschepartikeln und heißem Gas besteht. An der Stromfront können ebenfalls Gas und Asche herausschießen und eine z.T. schräggeschichtete basale Lage bilden (Ground-surge-Ablagerung, 1). Auf der massigen Stromablagerung (2) sedimentiert nach und nach die Aschewolke als feine Fallablagerung (3b). Durch seitliche Strömungen an der Basis der Aschewolke können Ash-cloud-surge-Ablagerungen entstehen (3a). (Lexikon der Geowissenschaften 2002) Caldera : Calderen sind runde vulkanische „Kollaps-Krater“ mit oft 5-30 km Durchmesser, in ihnen können sich neue Kegel aufbauen. Die Bildung erfolgt nach Kollaps des Vulkandachs, wenn der magmatische Druck nachlässt. Er findet zum Beispiel statt, wenn das Magma neue Eruptionsstellen z.B. an Flanken, statt im Gipfelbereich gefunden hat. Beispiel : Somma (Vesuv). Sie werden allgemein als Einbruch in ein oberflächennahes Magmareservoir gedeutet, das schnell entleert wurde. Die folgende Abbildung zeigt eine Caldera im Entstehungsprozess.

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Abb. 38 : Caldera. Richter, Dieter; Allgemeine Geologie, Berlin 1992; S. 191 Schlackenkegel : Sind die häufigsten Landvulkane.

Abb. 39 : Schlackenkegel (Schmincke 1986 S. 68. ) Die Form ist kegelförmig, relativ ebenmäßig. Die abgestumpfte Spitze ist kraterförmig eingesenkt. Die durchschnittlichen Maße liegen bei : Basisdurchmesser: 800 m - von 250 m - 2.500 m Die Höhe schwankt: 50 und 200 m. Die Kraterdurchmesser: 50 - 600 m Die Hangneigung: etwa 32°. Das Volumen beträgt 40.000.000 m3 bei einer durchschnittlichen Effusionsrate von 30 m3/Sekunde. Die Schlackenkegel besitzen eine große initiale Förderaktivität. D.h. die Fördermenge ist in den ersten Tagen besonders hoch. Schon nach einem Tag kann

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ein Kegel 100 m hoch sein; nach durchschnittlich 12 Tagen ist das Endwachstum erreicht. Dieser Prozess kann allerdings auch bis zu 15 Jahre dauern. Die Schlackenförderung ist meist nach den ersten Tagen (weniger als fünf) abgeschlossen, es folgt die Förderung von Lavaströmen, die auch am Gesamtvolumen der Schlackenkegel den größeren Abteil ausmachen. Die Größe der Schlackenkegel scheint im Zusammenhang mit der Tiefe der Magmenkammer zu stehen.

Kleine Schlackenkegel mit Durchmesser bis zu 250 m werden danach vermutlich aus Magmakammern in einer Tiefe von ca. 100m gespeist.

Mittlere Kegel mit einem Durchmesser bis zu 800 m aus einer Tiefe von etwa 3 km.

Große Kegel mit ca. 2 km Durchmesser aus einer Tiefe von 35 km bis 40 km Tiefe.

Förderprodukte der Schlackenkegel sind vor allem:

Schlacken, Schweißschlacken, Blocklava und Pyroklastika, wie Aschetuff, Lapillituff und Bombentuff.

Maare Verbunden mit dem Phänomen der Schlackenkegel sind die MAARE. Die initiale Phase wird durch eine „Phreatomagmatische Eruption“ eingeleitet. Hierunter versteht man eine durch Wasser-Temperatur-Kontakt hervorgerufene Explosion.......hierzu später, im Rahmen unserer Exkursion mehr. LOCKERVULKANE Ein weiterer Typ sind Locker-Vulkane, die aus sauren, Magmenkammern fördern. Saure Lava reagiert durch ihren hochviskosen Charakter bei Druckentlastung explosiv. Bei explosionsartigen Ausbrüchen wird ausschließlich Lockermaterial gefördert. Die häufigsten Förderprodukte sind Ignimbrite. Dabei handelt es sich um Schmelztuff aus vulkanischen Glutwolken, die sich aus explosiv überquellenden Vulkanen bilden. Die Zusammensetzung ist sauer bis (selten) intermediär. Ignimbrite sind Produkte eines explosiven Vulkanismus. Mit der Eruption tritt eine „basale Glutlawine“ aus dem Vulkan aus. Sie besteht aus feinverteilten glühenden Partikeln aus der Magmenkammer. Sie wälzen sich in Täler oder dem Gefälle folgend abwärts und lagern sich ab. Aus der Glutlawine lösen sich aufsteigende Glutwolken, die aus heißen Gasen bestehen. Mit den Gasen werden feine Aschepartikel mitgerissen. Die Glutwolken steigen oft mehrere Kilometer hoch in die Atmosphäre auf und breiten sich dort auch aus. Der Aufstieg der Glutwolken erfolgt konvektiv, d.h. die heißen Wolken steigen in der kühleren und spezifisch dichteren Umgebung auf, nehmen dabei einen Teil der umgebenden Luftmassen nach Erwärmung mit, bis die Wärmenergie der Glutwolke „verbraucht“ ist. Die Dichte ist nun durch die mitgeführten festen Partikel gegenüber der Umgebung schwerer, die Glutwolke kollabiert, die festen Partikel (Staub und Gesteinsfetzen, Asche) fallen herab.

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Die Erstarrung der Ignimbrite erfolgt aus den Glutlawinen durch Verschmelzung der in ihnen mitgeführten Partikel. Die Verschmelzung oder Verschweißung erfolgt allerdings nur bis zu Temperaturen von etwa 500° C. Derartige Gesteine sehen sauren Laven sehr ähnlich. Unterhalb dieser Temperatur liegen unverschweißte Ignimbrite vor, die allerdings immer noch ein sehr stabiles Gestein bilden. BIMS : ist ein blasenreiches sauer bis intermediäres glasiges Gestein, das sich durch Druckentlastung des Magmas bildet. Die entweichenden leichtflüchtigen Bestandteile (Gase) blähen die Lava stark auf. Der entstandene Porenraum ist so groß, dass das entstehende Gestein spezifisch leichter als Wasser wird. Ein Bild für die Bildung von Bimsstein ist, dass Bims der Schaum eines Lavasees sein könnte. Postvulkanische Erscheinungen (?) GEYSIRE UND FUMAROLEN Geysire „Springquellen“ Fumarolen : Wasserdampf - Austritt mit Temp. von 200-800°C.

Das Wasser setzt sich aus vadosem und juvenilem Wasser zusammen. Solfataren : Schwefelhaltige Dampfquellen mit Temp. unter 200°C und hohem H2O-Gehalt. Bei Oxydation mit dem Luftsauerstoff bildet sich freier Schwefel. Mofetten : CO2-Exhalationen geringer Temperatur. Beispiel : Laacher-See. Löst sich vulkanisches Kohlendioxid in aufsteigenden Quellwässern, so bilden sich die sogenannten Säuerlinge.

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Zusammenfassung: Vorkommen des Vulkanismus

Mechanismus/ Charakter des Vulkanismus

Erscheinungsform, Vukantyp

Explosivitätsindex/ VEI

Viskosität Geo-chemie SiO2- gehalt

Typ Rot oder grau

MOR

Effusiv

Schildvulkan 0 - 1 Niedrig

basisch Rot

Subduktionszonen

Explosiv

Stratovulkan Lockervulkan

2,5 - 7 Hoch Sauer – interm.

Grau

Ozeanischer Intraplattenvulkanismus

Effusiv

Schildvulkan, Plateauvulkan

0 -1 Niedrig basisch Rot

Kontinentaler Intraplatten Vulkanismus

Explosiv Und effusiv

Stratovulkan PlateauvulkaneLockervulkane Schlackenkegel Maare

0 – 7 (8)

hoch bis Niedrig

Sauer - intermediär

Rot / grau

Tabelle 44: Zusammenfassung Vulkanismus

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Metamorphose: Definition: Mineralogische und texturelle Umwandlung von überwiegend festen Gesteinen (Gesteinsmetamorphose) unter physikalischen und chemischen Bedingungen im Erdinneren (d.h. oberflächennahe Prozesse wie Verwitterung und Diagenese werden ausgeschlossen), die anders sind als diejenigen, die zur ursprünglichen Bildung der Gesteine geführt haben. Der Begriff Metamorphose leitet sich aus dem Griechischen ab und bedeutet wörtlich übersetzt "Änderung der Form". Die sich bildenden Gesteine werden als Metamorphite oder metamorphe Gesteine bezeichnet. Kommt es während der Metamorphose zu deutlichen Änderungen in der chemischen Zusammensetzung der Gesteine (mit Ausnahme von H2O, CO2 oder anderen flüchtigen Komponenten), so spricht man von Metasomatose oder weniger gebräuchlich allochemischer Metamorphose. Schon aufgrund des Auftretens im Gelände lassen sich folgende prinzipielle Ursachen von metamorphen Prozessen unterscheiden:

a) die Intrusion von heißen Magmen in kühleres Nebengestein = Kontaktmetamorphose,

b) großräumige tektonische Bewegungen der Lithosphärenplatten, die zu Änderungen in den Druck-Temperatur-Bedingungen der Gesteine führen = Regionalmetamorphose,

c) starke, auf schmale Störungszonen beschränkte Gesteinsdeformation = Kataklastische Metamorphose

d) Impakte extraterrestrischer Körper, die kurzzeitig zu starken Druck- und Temperaturerhöhungen führen = Stoßwellenmetamorphose.

Die Minerale in den Ausgangsgesteinen (Edukte) reagieren auf die sich ändernden äußeren Bedingungen, in dem sie neue, thermodynamisch stabile Mineralparagenesen bilden. Diese Umkristallisation läuft im festen Zustand ab, allerdings in vielen Fällen unter Beteiligung einer sich auf den Korngrenzen befindenden fluiden Phase. • Zu hohen Temperaturen hin wird der metamorphe Bereich von der

magmatischen Gesteinsbildung dadurch abgegrenzt, dass sich je nach Gesteinszusammensetzung und Anwesenheit von Wasser Teilschmelzen bilden (Anatexis). Solange die entstehenden Gesteine (z.B. Migmatite) überwiegend fest bleiben, werden sie zu den Metamorphiten gerechnet.

• Zu tiefen Temperaturen hin gibt es ebenfalls keine scharfe Grenze zu den diagenetischen Prozessen in Sedimenten. Je nach Gesteinszusammensetzung erfolgen erste metamorphe Mineralneubildungen schon ab 150ºC.

• Der Druckbereich der Metamorphose reicht von oberflächennahen Bedingungen (z.B. am Kontakt von extrudierenden Magmen) bis zu den Drücken von mehr als 3 GPa, wie sie im oberen Erdmantel herrschen.

Da metamorphe Gesteine Produkte sich ändernder Druck-Temperatur-(P-T-) Bedingungen sind, treten sie in solchen Gebieten, die eine besonders hohe geodynamische Aktivität besitzen, auch besonders häufig auf, wie z.B. in

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Kollisionsorogenen entlang von Kontinenträndern. Besonders die Gesteine der Regionalmetamorphose bilden häufig langgestreckte Gürtel, die parallel zu den heutigen (oder auch früheren) Kontinenträndern angeordnet sind. In Kollisionszonen, wo eine ozeanische Lithosphärenplatte unter eine kontinentale abtaucht (wie z.B. im zirkumpazifischen Raum), ergeben sich besondere thermische Verhältnisse. Diese führen zum Nebeneinander von langgestreckten Gebieten (paired metamorphic belts) mit hochdruckmetamorphen Gesteinen (Hochdruckmetamorphose), die auf der Kontinentseite von hochtemperaturmetamorphen Gürteln (Hochtemperaturmetamorphose) gesäumt werden. Gerade für die Rekonstruktion von geotektonischen Vorgängen, die in der Vergangenheit abgelaufen sind, spielt die Erforschung der metamorphen Gesteine eine wichtige Rolle. Aber auch überall im Erdmantel laufen metamorphe Prozesse ab, nur kommen deren Produkte viel seltener an die Erdoberfläche und ins Blickfeld (die diamantführenden Peridotit- und Eklogit-Xenolithe in Kimberliten sind Beispiele dafür). Die wichtigsten Parameter, die in einem komplexen Wechselspiel alle metamorphen Prozesse steuern, sind:

a) Temperatur, b) Druck, c) Anwesenheit und Zusammensetzung einer fluiden Phase, d) Die chemische Zusammensetzung der Ausgangsgesteine e) Die Zeit.

a) Der Temperaturbereich, in dem sich metamorphe Prozesse abspielen, reicht

von etwa 150 bis 1100ºC, je nach chemischer Zusammensetzung der beteiligten Gesteine. Er wird jeweils bestimmt durch das lokal herrschende Wärmefluss-Regime, welches als geothermischer Gradient, d.h. Temperaturzunahme pro Kilometer Erdtiefe, ausgedrückt werden kann. Je nach geotektonischer Situation variieren die während der Metamorphose auftretenden Gradienten von 5 bis 10ºC/km in Subduktionszonen über Werte von 20 bis 40ºC/km, wie sie für stabile Kontinentbereiche typisch sind, bis zu mehr als 100ºC/km in Zonen erhöhter magmatischer Aktivität, wie z.B. an Mittelozeanischen Rücken oder unter den pazifischen Inselbögen (Abb. 40). Da sich die geotektonischen Verhältnisse und damit auch die thermischen Zustände in der Erde mit der Zeit ändern, können sich sehr vielfältige Temperaturvariationen während der Metamorphose ergeben.

b) Der während der Metamorphose herrschende lithostatische Druck PL ergibt sich aus dem Gewicht der überlagernden Gesteinssäule (etwa 0,3 GPa in der Erdkruste in 10 km Tiefe). Der Druck kann von Atmosphärendruck am Kontakt von Extrusionen bis zu sehr hohen Werten in Subduktionszonen (2-3 GPa, entsprechend 70 bis 100 km Erdtiefe) oder noch höher im Erdmantel variieren. Druckveränderungen ergeben sich durch Versenkungs- und Heraushebungsprozesse, wobei neben der sedimentären Überlagerung von Gesteinsschichten und der Abtragung durch Erosion tektonische Vorgänge wie Überschiebungen oder großräumige Verfaltungen eine wichtige Rolle spielen.

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Der lithostatische Druck kann ergänzt werden durch:

• Druck - PF – den Druck der fluiden Phasen

• Druck – PS – den gerichteten Stress in tektonisch aktiven Gebieten

c) Wasserreiche Gesteinsfluide besitzen eine große Bedeutung als Transportmedium und für die katalytische Beschleunigung zahlreicher metamorpher Prozesse. Sie werden in Form von Porenwässern oder durch wasserhaltige Minerale (oder durch Carbonate im Fall von CO2) in den metamorphen Bereich transportiert. Dort können sie unter prograden Bedingungen (prograde Metamorphose) freigesetzt werden und das Gestein entlang von Schwächezonen nach oben verlassen. Oder sie verbleiben im Intergranularraum (unter dem jeweiligen lithostatischen Druck).

d) Trotz der großen Vielfalt möglicher sedimentärer und magmatischer Edukte

lassen sich die chemischen Zusammensetzungen der metamorphen Gesteine zu fünf am weitesten verbreiteten Gruppen zusammenfassen:

1. pelitisch (Pelit), 2. mafisch (basische Gesteine), 3. felsisch (aciditisch – saure Gesteine), 4. kalkig (karbonatische Gesteine) 5. ultramafisch (ultrabasische Gesteine).

Abb. 40: Bahlburg,H. & Breitkreuz,Ch. Grundlagen der Geologie. Stuttgart 1998. S. 249

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Für diese fünf chemischen Gruppen gibt die Tabelle einen Überblick über die möglichen Ausgangsgesteine, die wichtigsten auftretenden Minerale und die typischen Gesteine.

Metamorphe Gesteine Zusammensetzung

Edukt Wichtige metamorphe Minerale Mit

Einregelung Felsiges Gefüge

Sauer

Basisch-intermediär

Ultrabasisch

Kalkig

Tab. 46: Metamorphose - Die fünf wichtigsten chemischen Gruppen der metamorphen Gesteine. (Lexikon der Geowissenschaften 2002)

e) Die Zeitspanne, innerhalb der metamorphe Prozesse ablaufen, reicht von wenigen Jahren im Fall von sehr kleinräumiger Kontaktmetamorphose nahe der Erdoberfläche bis zu Größenordnungen von 10-50 Mio. Jahren für die großräumige Regionalmetamorphose. Ein Ziel in der metamorphen Petrologie ist es daher, mit Hilfe von geochronologischen Methoden die Druck-Temperatur-Zeit-Pfade (P-T-t-Pfade), die metamorphe Gesteine genommen haben, zu rekonstruieren.

Für die Gliederung der Regionalmetamorphose lassen sich übergreifende Bereiche für die Bildung bestimmter Mineralgemeinschaften (Mineralassoziationen / Mineralparagenesen ) definieren, die als Faziesbereiche der Metamorphose bezeichnet werden. Die Grobeinteilung dieser Faziesbereiche zeigt die folgende schematische Abbildung.

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Abb. 41: Vereinfachte Faziesbereiche der Regionalmetamorphose

Stabilitätsfelder (Faziesbereiche) der Metamorphose. Bearbeitet nach:Frisch, W. & Löschke, J. Plattentektonik; Darmstadt, 1993; S. 102

Phyllit

Glim-mer-schie-fer

Gneis

Versenkungs-metamorphose

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Schematische Gliederung der Metamorphose

X T PL (Lithostatisch) PS (Streß)

Abb. bearbeitet nach Reinsch, D.; Petrographisches Praktikum. CLZ 1988; S. 7 Diagramm an der Tafel und Ableitung der beiden Extremtypen :

DiageneseAutometamorphose (z.B. durch eigene Differentiate, wie

bei Granit)

Metamorphose

Konservative Metamorphose

Statische Metamorphose

Dynamische Metamorphose

Metasomatose Dynamo- Metamorphose

allochem

Regionale Thermo- Dynamo - Metamorphose

Zu- und/oder Abfuhr von Komponenten

Kontakt-metamorphose

isochem

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Das Gefüge der metamorphen Gesteine Die Veränderung der P-T-Bedingungen bedeutet jeweils eine Veränderung der Zustandsbedingungen der betroffenen Minerale / Gesteine. Dabei werden die Kristallgitter bei fortschreitender (progressiver) Metamorphose durch die Zufuhr von Energie mobilisiert. Das Resultat sind häufig Veränderungen der Gitterstruktur. Hierbei bilden sich, den neuen Zustandsbedingungen angepasste, energetisch günstigere Gitterkonstellationen heraus. In der Regel werden dies Kristallgitter mit kleinerem Volumen sein, die sich senkrecht zum Druck einregeln. Dabei resultiert eine für Metamorphite typische Einregelungsstruktur, die allgemein als SCHIEFERUNG bezeichnet wird. Die Schieferung lässt sich je nach ihrer Ausbildung weiter differenzieren in : Schieferung, ein engständiges Parallelgefüge ebener Flächen, die nicht durch Sedimentation entstanden sind und die dem Gestein eine mehr oder weniger gute Teilbarkeit nach diesen Flächen verleihen. Der Begriff kann sowohl die Gefügeprägung als auch das Gefügeelement selbst bezeichnen. In der deutschen Literatur wird letzteres jedoch manchmal als Schiefrigkeit von dem gefügebildenden Vorgang unterschieden. Schieferung entsteht durch orientiertes Wachstum nicht isometrischer Minerale. Schieferung erzeugende Minerale sind meistens Schichtsilicate, die in der Schieferungsfläche wachsen oder umkristallisiert werden. Ein Schieferungsgefüge kann aber auch durch orientiertes Wachstum oder Einregelung stängeliger Minerale in die Schieferungsebene hervorgerufen werden (z.B. Amphibole in Amphiboliten oder Chrysotil oder Asbest in Serpentiniten.). Schieferung Der Begriff ist übergreifend, wird aber vorherrschend bei

gröberer Paralleltextur verwendet. Foliation

Der Begriff ist übergreifend, wird eher bei sehr engständiger Schieferung, etwa im Bereich von Zehntelmillimeter verwendet, so bei den Phylliten.

Lamination

Ist die Gliederung eines Gesteins in parallelverlaufende dünne Lagen unterschiedlicher mineralischer Zusammensetzung. Dieser Effekt ist häufig mit Foliation und Schieferung verbunden.

Bänderung / Streifung

Bei gröberer Ausbildung der Lamination werden auch die Begriffe Bänderung und Streifung verwendet. Häufig tritt in Metamorphiten auch Fältelung und Kleinfältelung als Folge von Durchbewegung und/oder Deformation auf. Auch Klüfte / Gänge und Risse sind verbreitet.

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Zusammenfassung: Die wichtigsten Strukturtypen der Metamorphite sind :

1. Massige oder Felsige Gefüge

2. Schieferung Die verschiedenen Bezeichnungen für schiefrige Gefüge werden konkreten / traditionellen Gesteinstypen / Gesteinsnamen zugeordnet. Gefüge

Bezeichnung Gestein Metamorphose-Zone

Feinschieferung

Schiefriges Gefüge

Gneisiges Gefüge

Tab. 45 : Metamorphe Gesteine und Gefügetypen.

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Die metamorphen Gesteine Der Nomenklaturvorschlag von W. Lorenz für bereichstypische Gesteinsgruppen der metamorphen Gesteine Bereich/Gestein

Gefüge Korngröße in mm

Mineralische Zusammensetzung

Diagenese Tonschiefer /Tonstein

ANCHIMETAMORPHOSE

mit fließenden Grenzen

METAMORPHOSE i.e.S.

Phyllit - Bereich

Glimmerschiefer-Bereich

Gneis – Bereich

Marmor Quarzit quarzitisch

Amphibolit

felsig / schiefrig interm. Plg.und .Hbl Biotit; Quarz

Eklogit

felsig / schiefrig Omphacit u. Pyrop Glimmer; Quarz

Granulit – Bereich

felsig / schiefrig Granoblastisch

Quarz u. Feldspat, +/- Mafite, vorherrschend OH-frei