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Steine bestimmen

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Steine bestimmen - wie geht das?

Jeder kann lernen, Gesteine richtig zu bestimmen. Allerdings gibt es keinen einfachen Ja-Nein-Test, der mit ein paar Fragen zum Ziel führt.
Entscheidend ist, dass Sie die Minerale kennen, aus denen Gesteine bestehen. Das sind nur einige wenige, aber die müssen Sie bestimmen können.
Dazu kommen die Regeln, wie man einem Gestein seinen Namen gibt. Mit diesem Wissen können Sie sehr viele Gesteine korrekt benennen. Das kann jeder lernen, der etwas Beharrlichkeit aufbringt und viel übt.

Die folgende Anleitung ist zwar eine kräftige Vereinfachung, ermöglicht aber trotzdem in vielen Fällen eine solide Bestimmung. Einzige Voraussetzung ist, dass die Minerale im Stein nicht kleiner als etwa ein Millimeter sind. Bei noch kleineren Mineralen kann man ihre Kennzeichen nicht mehr erkennen.

Alle Gesteine bestehen aus Mineralen und werden in drei Gruppen gegliedert: magmatische, metamorphe und sedimentäre Gesteine.

- Magmatische Gesteine entstehen bei der Erstarrung von Gesteinsschmelzen.

- Metamorphe Gesteine entstehen durch Veränderungen vorhandener Gesteine im festen Zustand. Durch hohen Druck und/oder hohe Temperatur bilden sich neue Minerale oder neue Gefüge.

- Sedimentgesteine bestehen aus den Resten älterer Gesteine, die zu einem neuen Gestein verbunden wurden.

Jede Bestimmung beginnt mit einer Vermutung, ob Ihr Stein magmatisch, metamorph oder sedimentär entstanden ist. Es kann sein, dass Sie diese Annahme später korrigieren müssen, aber für den Anfang brauchen Sie eine.
Sie schauen sich den ganzen Stein an – noch ohne Lupe – und suchen nach Anzeichen für eine Metamorphose. Deformierte, länglich verformte Minerale und eine erkennbare Richtung bzw. Streifen im Gestein sind wichtige Hinweise, ebenso das Mineral Granat.
Wenn Sie keine solchen Indizien finden, prüfen Sie mit der Lupe, ob es sich um ein Sedimentgestein handeln könnte. Das besteht aus den Resten älterer Gesteine (oft rundliche Körner), die durch ein Bindemittel verbunden sind. Manchmal hilft hier ein Test mit Salzsäure. Gibt es auch keine Indizien für ein Sedimentgestein, wird Ihr Kandidat ein magmatisches Gestein sein.
In magmatischen Gesteinen sind alle Minerale eng miteinander verzahnt und bilden ein lückenloses Gefüge. Nur sehr selten findet man kleine Hohlräume mit Kristallen darin. Die allermeisten magmatischen Gesteine bestehen aus nur wenigen Mineralen, die man mit etwas Übung gut erkennt.

Jetzt bestimmen Sie diese Minerale. Dafür brauchen Sie eine 10-fach vergrößernde Lupe. Zuerst suchen Sie nach Quarz. Seine Gegenwart gibt der Bestimmung eine Richtung und schließt von vornherein einige andere Gesteine aus. Danach suchen Sie Feldspäte, von denen es zwei gibt. Die meisten Gesteine bestehen überwiegend aus diesen Feldspäten und mehr oder weniger viel Quarz. Aus dem Mengenverhältnis von Feldspat und Quarz ergeben sich die Namen der meisten magmatischen Gesteine. Das war’s auch schon.

Für Sedimentgesteine ist die Korngröße der Partikel wichtig und dazu ihre Zusammensetzung, denn beides fließt in die Namensgebung ein.

Bei metamorphen Gesteinen gibt es einige, die man auch als Amateur leicht erkennt. Häufig ist Gneis, seltener sind Marmor und Amphibolite.
Für andere metamorphe Gesteine braucht man ein Labor und kommt mit einer Lupe nicht weit. Man kann als Amateur viele, aber keineswegs alle Gesteine bestimmen.

 

1. Grundlegende Gesteinsarten    
    1.1. Gefüge magmatischer Gesteine (Erstarrungsgesteine)
    1.1.1. Porphyre
    1.1.2. Bildung der Minerale
    1.1.3. Reihenfolge der Kristallisation
    1.1.4. Viel Granit, wenig Rhyolith, viel Basalt, wenig Gabbro

1.2. Metamorphe Gesteine (Umwandlungsgesteine)
    1.2.1. Gneise
    1.2.2. Mylonite
    1.2.3. Migmatite
    1.2.4. Granofelse

1.3. Sedimentgesteine (Sedimentite, Ablagerungsgesteine)
    1.3.1. Korngrößen
    1.3.2. Sandsteine
    1.3.3. Konglomerate
    1.3.4. Brekzien (sedimentär, tektonisch, magmatisch, vulkanisch)
    1.3.5. Kalk und Dolomit

2. Die Bestimmung magmatischer Gesteine im Gelände
    2.1. Grobkörnige Gesteine (Plutonite)
    2.2. Vulkanite im Gelände

3. Das Streckeisen-Diagramm (QAPF)  
    3.1. Minerale im Dreieck - wie liest man das Streckeisen-Diagramm?
    3.2. Streckeisen-Diagramm für Plutonite
    3.3. Wie benutzt man das Streckeisen-Diagramm?
    3.4. Streckeisen-Diagramm für Vulkanite

4. Weitere Gesteinsgruppen
5. Überholte Gesteinsnamen
6. Empfehlenswerte Literatur
7. Anhang: Schätztafeln für Prozentgehalte
8. Probenverzeichnis

- Teil 2: Minerale bestimmen -

 

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1. Grundlegende Gesteinsarten

1.1. Magmatische Gesteine (Erstarrungsgesteine)

Alle magmatischen Gesteine entstehen bei der Abkühlung von Gesteinsschmelzen. Diese Schmelzen heißen „Magma“, solange sie unter der Erde sind und „Lava“, wenn sie die Erdoberfläche erreichen.
Die Vielfalt magmatischer Gesteine hat zwei Gründe: Einerseits gibt es verschieden zusammengesetzte Magmen und zweitens spielt die Geschwindigkeit der Abkühlung eine große Rolle. Nur wenn viel Zeit ist, bilden sich große Minerale. Eine schnelle Abkühlung führt immer zu einem feinkörnigen Gestein.

Links sehen Sie einen grobkörnigen Granit, rechts einen feinkörnigen Vulkanit mit nur wenigen kleinen Kristallen. Beide Gesteine bestehen aus den gleichen Mineralen: Feldspat und Quarz. Sie unterscheiden sich allein in der Geschwindigkeit, mit der sie sich abkühlten. Der Granit hatte viel Zeit, der Vulkanit wurde schnell kalt. Auch er wäre ein grobkörniger Granit geworden, wenn ihm mehr Zeit zur Kristallbildung zur Verfügung gestanden hätte.

Grobkörnige Gesteine, die mit viel Zeit in mehreren Kilometern Tiefe erstarren, nennt man Plutonite, abgeleitet von Pluto, dem Gott der Unterwelt. Ihr Gegenteil sind die schnell abgekühlten und deshalb feinkörnigen Vulkanite. Sie bestehen überwiegend aus einer feinkörnigen Grundmasse, in der sich ab und zu kleine Kristalle befinden, die man Einsprenglinge nennt. Im Bild 2 erkennt man zwei Sorten: kleine rote Feldspäte und glasige Quarze. Es sind die gleichen Minerale, die im linken Granit die großen Kristalle bilden. (Die rote Farbe des Vulkanits hat mit chemischen Prozessen bei der Abkühlung zu tun. Die Zusammensetzung beider Gesteine ist identisch.)
Es leuchtet ein, dass die feinkörnigen Vulkanite für Amateure nur schwer bestimmbar sind, denn sie geben ohne Labor nicht preis, woraus sie bestehen. Grobkörnige Gesteine wie der Granit sind da viel einfacher, denn alle Minerale sind gut erkennbar und damit auch bestimmbar.

1.1.1. Erst langsam, dann schnell abgekühlt: Porphyre

Ein Magma, in dem bereits die ersten Kristalle wachsen, kann sich plötzlich zur Erdoberfläche bewegen und dann dort schnell erstarren. Dafür genügt ein Vulkanausbruch, der die Schmelze mit den Kristallen darin nach oben in kühlere Umgebung befördert. Das Ergebnis sehen Sie im Bild 3.

Bei der plötzlichen Abkühlung entsteht ein Gefüge mit den bereits fertigen Kristallen und einer feinkörnigen Grundmasse, die sich in kurzer Zeit an der kühlen Erdoberfläche bildete. Man bezeichnet dieses Gefüge als „porphyrisches Gefüge“ oder kurz als „Porphyr“. Damit ist kein spezielles Gestein gemeint, sondern nur ein Gefüge mit größeren Kristallen in einer feinkörnigen Grundmasse.
Ähnliches findet man auch bei Tiefengesteinen (Bild 4). Zwar ist die Grundmasse hier sehr viel körniger als beim Vulkanit, trotzdem gibt es auch hier eine Zweiteilung bei den Mineralen: Große Kristalle stecken in einer Grundmasse mit sehr viel kleineren Mineralen. Deshalb nennt man diesen Granit einen „porphyrischen Granit“.
Von „Porphyr“ spricht man traditionell nur, wenn die Grundmasse feinkörnig ist.

Daneben gibt es magmatische Gesteine, bei denen alle Minerale ungefähr gleich groß sind. Man nennt sie folgerichtig „gleichkörnig“.

Oben und unten: Gesteine mit einem gleichkörnigen magmatischen Gefüge.

Alle Bilder bis hierhin zeigen ein wichtiges Kennzeichen magmatischer Gesteine: Sie sehen aus jedem Blickwinkel gleich aus, ihre Minerale liegen regellos. Das ist im Porphyr ebenso wie im grobkörnigen Granit und den beiden gleichkörnigen Beispielen. Immer sind die Minerale zufällig und ohne eine bestimmte Richtung angeordnet. Magmatische Gesteine sind frei von Deformationen und haben ein gleichmäßiges (homogenes) Gefüge. Darauf müssen Sie bei einer Gesteinsbestimmung achten.

1.1.2. Bildung der Minerale

Eine sich abkühlende Gesteinsschmelze erstarrt nicht plötzlich, sondern in Etappen. Jedes Magma ist ein Gemisch verschiedener Verbindungen, aus denen nach und nach bei verschiedenen Temperaturen die verschiedenen Minerale werden.
Die Erstarrung beginnt immer mit dem Mineral mit dem höchsten Schmelzpunkt. Danach kristallisiert das Mineral mit dem nächstniedrigeren Schmelzpunkt und so weiter. Um ein paar Namen zu nennen: Zuerst kristallisiert Olivin, anschließend Pyroxen, dann Hornblende und danach Glimmer, sofern die nötigen Zutaten in der Schmelze vorhanden sind. Sie alle sind dunkle Minerale.
Parallel dazu scheiden sich die hellen Minerale ab. Hier beginnt die Kristallbildung mit einem Feldspat (Plagioklas), gefolgt vom zweiten Feldspat (Alkalifeldspat) und erst danach bildet sich der Quarz. Diese Reihenfolge ist mit den Namen der Geologen Bowen und Rosenbusch verknüpft, die sich um die Klärung dieser Abläufe verdient gemacht haben.
Der Ablauf ist stark vereinfacht, denn auch der Wassergehalt der Schmelze und der Druck (= Tiefe), in der die Abkühlung stattfindet, spielen eine wichtige Rolle.
Wasser? Ja, Wasser. Auch ein 900° heißes Magma kann mehrere Prozent Wasser enthalten. Das gelangt durch das Abtauchen wassergetränkter Ozeanböden in den Erdmantel, wo es nicht mehr entweichen kann. Erst ein Vulkanausbruch bringt es wieder zur Erdoberfläche. Das im Magma gelöste Wasser und auch viel CO₂ sind es, die die heftigen Eruptionen der Vulkane antreiben. Die Kraft, die mit großer Wucht die Lava aus einem Vulkan schleudert, ist ja nichts anderes als Wasser und CO₂, die sich endlich aus der Schmelze befreien und schlagartig ausdehnen können.

1.1.3. Die Reihenfolge der Kristallisation

Alle Minerale bestehen aus Atomen, die ein symmetrisches Gitter bilden. Man kann das sogar mit bloßem Auge sehen, sofern man Minerale mit geraden Kanten und symmetrischen Umrissen findet. Diese Minerale konnten sich ungestört entwickeln, weil sie beim Wachsen nicht behindert wurden.
Solche Minerale bezeichnet man als „eigengestaltig“ oder auch als „idiomorph“. Kantige Kristalle bilden sich nur am Anfang, solange die weiche Schmelze ihr Wachstum nicht behindert. Deshalb achten wir auf Minerale mit geraden Kanten, denn sie zeigen die Reihenfolge der Kristallisation.

Mit etwas Geduld findet man im Laufe der Zeit alle Minerale in ihrer typischen Kristallform. Perfekte Feldspäte wie im Bild 7 sind dabei noch am häufigsten. Allerdings sind Feldspäte in Gesteinen immer eingewachsen und man bekommt sie nicht in einem Stück aus dem Stein heraus, von ganz seltenen Ausnahmen abgesehen. Der Vulkanit im Bild 7 war bereits so stark verwittert, dass der Feldspat beim Aufschlagen des Gesteins heil blieb.

Idiomorphe Quarze sind in Gesteinen schon sehr viel seltener. Eigentlich sollte man erwarten, dass Quarz überhaupt nicht als symmetrischer Kristall vorkommt, denn er scheidet sich ja erst am Schluss ab und muss dann immer mit den verbliebenen Zwischenräumen vorlieb nehmen. Deshalb hat Quarz fast nie die Gelegenheit, in einem Gestein seine eigene Kristallgestalt zu bilden. Trotzdem gibt es solche Ausnahmen wie im Bild 9. Hier lief die Mineralbildung komplett anders ab, was an der besonderen Entstehung dieses Granits liegt.

Die schönen, frei stehenden Quarze und andere Minerale, die man auf Ausstellungen sieht, sind alle in wassergefüllten Hohlräumen gewachsen.

Auch beim Schmelzen der Gesteine spielt die Kristallisationsreihenfolge eine Rolle, nun aber in umgekehrter Richtung. Ein Gestein wird bei großer Hitze nicht einfach flüssig wie Eis in der Sonne. Es schmilzt in Etappen, Mineral für Mineral. Zuerst lösen sich die Quarze und die Feldspatkristalle auf, denn sie haben den niedrigsten Schmelzpunkt. Danach folgen die dunklen Minerale, wiederum in umgekehrter Reihenfolge, mit der sie einst erstarrten.

1.1.4. Viel Granit, wenig Rhyolith - viel Basalt, wenig Gabbro.

Es gibt zwar ganz verschiedene magmatische Gesteine, tatsächlich aber findet man einige viel häufiger als andere. Diese ungleiche Verteilung ist schon lange bekannt und steckt im Satz, dass es „viel Granit, wenig Rhyolith - viel Basalt, wenig Gabbro“ gibt. (Ein Rhyolith ist die vulkanische Entsprechung eines Granits. Gabbro ist das Tiefengestein mit der Zusammensetzung einer Basaltlava.)
All das hat mit der Fließfähigkeit der Schmelzen zu tun, die vom Gehalt an SiO₃ abhängt. (Als Mineral ist das Quarz.) Wenig SiO₃ lässt eine Schmelze gut fließen, während ein hoher SiO₃-Gehalt zu extremer Zähflüssigkeit führt. Deshalb bleibt ein granitisches Magma, das immer viel SiO₃ enthält, beim Aufstieg oft stecken. Die Schmelze erreicht gar nicht die Oberfläche und bildet noch in der Erdkruste eine große Ansammlung quarzreicher Schmelze, die zu einem Granitmassiv erstarrt. Weil diese Lava die Oberfläche nur manchmal erreicht, gibt es weniger Rhyolith als Granit.
Dunkle Schmelzen dagegen sind sehr viel dünnflüssiger und überaus beweglich. Sie steigen schnell auf und fließen als Basalt in großer Menge aus dem Vulkan. Wegen dieser guten Beweglichkeit ist die Neigung, eine große Magmakammer in der Tiefe zu bilden, viel geringer als bei einem Granit. Die gleiche Schmelze, die beim Austritt an der Oberfläche „Basalt“ heißt, wird beim Erstarren in der Tiefe zu einem „Gabbro“. Weil das wegen der hohen Beweglichkeit dieser quarzarmen Schmelzen sehr viel seltener passiert, gibt es viel mehr Basalt als Gabbro.
Die hervorragende Fließfähigkeit basaltischer Laven ist auch dafür verantwortlich, dass Basaltvulkane flach und breit werden und ihre Lava große Gebiete bedecken kann. Das sind dann die Flutbasalte.
Ein rhyolithisches Magma (die Schmelze, aus der ein Granit wird, wenn sie stecken bleibt) ist dagegen so zäh, dass oft genug der Aufstiegskanal im Vulkan verstopft und der sich aufbauende Druck dann zur Explosion führt.

1.2. Metamorphe Gesteine (Umwandlungsgesteine)

1.2.1. Gneise

Metamorphose bedeutet, dass sich bei hohem Druck und/oder hoher Temperatur ein Gestein im festen Zustand so verändert, dass ein neues Gefüge bzw. neue Minerale entstehen. Das zeigt sich oft in einem gestreiften Gefüge, in dem alle Minerale verformt und ungefähr parallel ausgerichtet sind. Solche Gesteine nennt man „Gneis“, sofern sie Feldspäte und Quarz enthalten. Gneise sehen so aus:

Alle Gneise haben ein gerichtetes Gefüge, in dem die Minerale ausgelängt und verformt sind. Die Minerale zeigen ungefähr in eine Richtung. Das ist ein wichtiger Unterschied zum richtungslosen Gefüge magmatischer Gesteine.

Foliation

Die in Streifen verformten Minerale in einem Gneis sind keine Schichten. Schichten entstehen nur bei der Ablagerung von losem Material, aber das ist hier nicht der Fall. Gneise entstehen als feste Gesteine, auf die gerichteter, einseitiger Druck wirkt. Die dabei entstehende Ausrichtung der Minerale bezeichnet man als Foliation oder Einregelung.
Die Foliation der Gneise entsteht nicht dadurch, dass ein Gestein in großer Tiefe durch das Gewicht der darüber liegenden Masse flach gedrückt wird. Egal, wie weit es bis zur Oberfläche ist: Die Last des aufliegenden Materials kann im Untergrund nichts verformen, denn dort kann nichts zur Seite ausweichen. Da ist kein Platz und deshalb wird auch nichts „flach gedrückt“. Auch das Nachbargestein steht unter der gleichen Last und würde ebenfalls gern ausweichen, kann aber nicht. Der Druck in der Tiefe wirkt gleichmäßig in alle Richtungen, genau so wie der Wasserdruck in der Tiefe der Ozeane.
Die Auflast des Deckgebirges kann aber den Umbau der Kristallgitter in den Mineralen auslösen und so neue Minerale entstehen lassen. Mehr aber auch nicht.

Gneise entstehen bei der Auffaltung eines Gebirges. Der einseitige Druck einer sich verschiebenden Kontinentalplatte ist es, der in mehreren Kilometern Tiefe die langsame Verformung eines festen Gesteins in einen Gneis auslöst. Deshalb findet man im Gelände einen Gneis auch nur dort, wo die Verwitterung bereits alles Gestein darüber abgetragen hat. Gneise im Gelände zeigen, dass man sich in den tiefen Etagen eines längst verwitterten Gebirges befindet.
Gneise enthalten Feldspäte und Quarz und brechen dickbankig, was sie von dünnplattig brechenden Schiefern unterscheidet. Für das Erkennen dieser weit verbreiteten Gesteine genügt es, die ungefähr parallele Ausrichtung der Minerale und das Vorhandensein von Quarz und/oder Feldspat festzustellen. Wie viel genau, darüber gibt es unterschiedliche Angaben. Die aktuelle Definition der internationalen Geologenvereinigung (IUGS) bezieht sich nur noch auf das Gefüge und unterscheidet sich damit vom traditionellen Brauch, der für einen Gneis etwa 20 % Feldspäte oder mehr empfahl. Viele Gneise enthalten tatsächlich noch mehr helle Minerale und manche bestehen vollständig aus Feldspat und Quarz wie das Beispiel im Bild 13.

1.2.2. Mylonite

Mylonite sind noch viel stärker deformiert als Gneise. Bei ihnen gab es eine starke Kornzerkleinerung, die aber so langsam ablief, dass bei ständiger Umkristallisation der Minerale ein festes, solides Gestein erhalten blieb. Solche stark foliierten, hoch metamorphen Gesteine nennt man Mylonite. Sie zeichnen sich durch ein lineares Gefüge mit nur noch kleinen, zum Teil kaum erkennbaren Mineralen aus. Ihre straffe Foliation mit der eng parallelen Streifung ist leicht zu erkennen.

Die im Gestein stattgefundene Umkristallisation vollzog sich im festen Zustand, dauerte lange und erforderte Flüssigkeiten, die den Umbau der Kristallgitter an Ort und Stelle ermöglichten. In Skandinavien findet man Mylonite vor allem im Grundgebirge Finnlands.

1.2.3. Migmatite

Bei einer Metamorphose werden manchmal Temperaturen erreicht, die die Grenze zur Schmelzbildung überschreiten. Dann beginnen Quarz und Feldspäte zu schmelzen. Steigt dann die Temperatur nicht weiter und kommt alles zum Stillstand, so bleibt ein Gneis übrig, in dem sich hier und da etwas Schmelze gebildet hat. Die erstarrt dann wieder und bildet schmale Taschen mit einem magmatischen Gefüge. Es entsteht ein Gestein, das zum Teil metamorph und zum Teil magmatisch ist: ein Migmatit.

Die Taschen oder Streifen mit der Schmelzbildung kann man mit bloßem Auge erkennen. Sie bestehen immer aus hellen Mineralen, die undeformiert und richtungslos körnig sind. Der blaue Pfeil im Bild 18 zeigt auf einen Streifen mit magmatischem Gefüge, der ringsum vom gestreiften Gneisgefüge (weißer Pfeil) umgeben ist. Migmatite bilden den Übergang zu magmatischen Gesteinen und schließen einen der Kreisläufe in der Geologie.

1.2.4. Statische Metamorphose - Granofelse

Metamorphose ist nicht zwangsläufig mit Deformation und Foliation verbunden. Wenn der Druck nur durch die Last des darüber liegenden Deckgebirges erzeugt wird, gibt es keine Verformung. Die Minerale passen sich aber dem Druck an und werden an Ort und Stelle umgebaut. Es entsteht ein Gestein, das zwar so undeformiert wie ein magmatisches aussieht, dessen Minerale aber an hohen Druck und hohe Temperatur angepasst sind. So eine Umwandlung bezeichnet man als statische Metamorphose. Die dabei gebildeten Gesteine heißen „Granofelse“.
Wer sich mit eiszeitlichen Geschieben beschäftigt, findet über kurz oder lang metamorphe Gesteine, die so eine statische Umwandlung erlebt haben. Zwei seien deshalb hier kurz vorgestellt: Amphibolit und Marmor. Beide kommen auch deformiert vor, aber oft eben mit einem Gefüge, das auf den ersten Blick einem magmatischen Gestein gleicht.

Amphibolite sind metamorphe Basalte bzw. Gabbros. Durch Druck und hohe Temperatur wandeln sich die ursprünglichen Minerale (Plagioklas, Pyroxen) in Amphibol, Plagioklas und oft auch etwas Granat um. Alle Amphibolite fallen durch das intensive Glitzern ihrer schwarzen Amphibole auf.
Oft stecken in diesen Gesteinen auch noch rotbraune oder rötlich-violett gefärbte Granate. Dann heißen sie „Granatamphibolite“, wenn der Granatanteil über 5 % liegt. Liegt er unter 5 %, ist das Gestein ein „granatführender Amphibolit“.

Unabhängig von Amphiboliten ist Granat generell ein wichtiger Anzeiger für Metamorphose. Zwar kommt er gelegentlich auch magmatisch vor, aber meist ist er metamorph entstanden und daher ein Schlüsselmineral zum Erkennen metamorpher Gesteine.

Marmor ist durch Druck und Temperatur ganz neu kristallisierter Kalk. (Kalziumkarbonat, CaCO₃.)

Er entsteht immer dann, wenn Kalkablagerungen in eine Gebirgsbildung geraten. Dabei bildet sich im Kalk ein komplett neues, kristallines Gefüge aus Kalzitkristallen, das man am starken Glitzern auf der Bruchfläche eines Marmors erkennt. (Wenn es im Stein Fossilien gibt, dann ist es Kalk und kein Marmor, denn kein Fossil übersteht eine Metamorphose.)
Weißer Marmor ist selten, denn dafür muss der ursprüngliche Kalk sehr rein sein. Da die Kalkablagerungen der Meere oft Verunreinigungen enthalten, bilden sich aus diesen Beimengungen während der Metamorphose neue Minerale. Oft sehen die grünlich aus und lassen viele Marmore regelrecht bunt aussehen.

Einen Marmor erkennt man leicht an seiner geringen Härte, denn man kann ihn bereits mit der Schmalseite des Hammers ritzen. Um sicher zu gehen, wird man zusätzlich mit einem Tropfen verdünnter Salzsäure testen. Die Salzsäure lässt Kalzit lebhaft schäumen und dabei spielt es keine Rolle, ob der Kalzit in einem Kalk oder im Marmor steckt. Deshalb gehört neben der Lupe immer auch etwas Salzsäure zur Grundausstattung für die Gesteinsbestimmung.

1.3. Sedimentgesteine (Sedimentite, Ablagerungsgesteine)

Die Verwitterung an der Erdoberfläche zersetzt alle Gesteine. Wie das geschieht, hängt von den Temperaturen und dem verfügbaren Wasser ab. In trockenen Hochgebirgen zerlegen vor allem Frost und Hitze die Gesteine, während in feuchten Landstrichen chemische Prozesse dominieren. In Mitteleuropa bleibt von Gesteinen regelmäßig nur der Quarz als widerstandsfähigstes Mineral zurück.
Wenn Gesteinsreste durch Wasser und Wind (und gelegentlich Eis) transportiert werden, verlieren sie ihre Kanten und werden rund. Je länger der Transportweg, desto runder wird das Material. Gleichzeitig werden die Fragmente nach Größe sortiert, so dass schwere und große Stücke bald liegen bleiben, während feiner Sand sehr weit getragen wird.
Wenn die abgelagerten Reste später mit immer mehr Material bedeckt werden, gelangen sie in größere Tiefe, wo die Temperatur steigt und die Auflast den Porenraum verkleinert. Gleichzeitig gehen Minerale wie Quarz oder Kalzit in Lösung und scheiden sich wieder in benachbarten Porenräumen ab, wo sie die losen Körner zu einem festen Gestein verkleben. So entsteht aus Sand ein Sandstein, aus den groben Geröllen im ehemaligen Flussbett wird ein Konglomerat und aus dem Kalkschlamm vom Meeresboden, gebildet aus den Skeletten kleinster Wasserbewohner, wird Kalkstein.
Daneben können Sedimentgesteine auch durch Verdunstung von Meerwasser entstehen. Dann bilden sich Salzgesteine und Gips, so wie aktuell im Toten Meer. Auch die Ablagerung und Verdichtung organischer Reste erzeugt ein Sedimentgestein: Kohle.

1.3.1. Korngrößen

Sedimentgesteine werden unter anderem nach der Größe der verkitteten Bruchstücke („Klasten“) geordnet. Dabei benutzt man folgende Grenzwerte:
- Ton als das feinkörnigste Material ist kleiner als 0,002 mm. Verfestigt wird daraus Tonstein.
- Schluff misst zwischen 0,002 und 0,02 mm. Daraus wird ein Schluffstein.
- Sand sind Körner mit einer Größe zwischen 0,02 und 2 mm. Daraus wird Sandstein.
- Kies sind rundliche Körner zwischen 2 und 63 mm. Daraus entsteht ein Konglomerat.
- Steine sind zwischen 200 und 630 mm groß. Auch sie werden Konglomerate.
Alles darüber sind Blöcke.
Die häufigsten Sedimentgesteine sind Sandsteine, Konglomerate, Brekzien und Kalk bzw. Dolomit.

1.3.2. Sandstein

Wie der Name sagt, besteht er aus Sand, der durch ein Bindemittel verfestigt wurde. Man erkennt deshalb einen Sandstein an seinen einzelnen, rundlichen Körnern. Manchmal schon mit bloßem Auge, oft nur mit einer Lupe und bei sehr feinkörnigen Sandsteinen braucht man sogar ein Mikroskop. Dass diese Körner durch ein Bindemittel zusammengehalten werden, ergibt sich von selbst, denn sonst würden sie kein festes Gestein bilden. Welcher Zement die Körner verbindet und wie viel Zement es braucht, spielt keine Rolle. Entscheidend ist, dass Sie die einzelnen rundlichen Körner sehen, die dicht an dicht liegen und von mehr oder weniger Bindemittel zusammengehalten werden.

Beide Sandsteine hier unterscheiden sich in der Art des Bindemittels und in der Menge der Quarzkörner. Der braune Sandstein wird durch das Mineral Limonit (Brauneisenerz) zusammengehalten, das etwa ein Drittel des Gesteins ausmacht. (Limonit ist ein in unseren Breiten häufiges Mineral im Boden.)
Dagegen liegen im weißen Sandstein die Körner ohne Zwischenraum dicht an dicht und das Bindemittel ist Quarz. Deshalb ist dieser Sandstein besonders hart.

Ganz anders dagegen dieser rötliche Sandstein:

Man erkennt sehr schön die Schichten unterschiedlicher Quarzkörner. Die rötlichen haben einen Überzug aus Hämatit, der sich nur in trocken-heißen Klimazonen entwickelt. Zwischen den roten Schichten gibt es weiße Quarzkörner, was bedeutet, dass sich entweder die Temperaturverhältnisse änderten oder die Quarze aus einer anderen Quelle angeliefert wurden.

Manchmal findet man auch grüne Sandsteine. Sie bekommen ihre Färbung durch das Mineral Glaukonit, das sich nur im Meerwasser bildet. Alle grünen Sandsteine sind deshalb unter Wasser entstanden.

 

1.3.3. Konglomerate

Der Übergang vom Sandstein zum Konglomerat vollzieht sich bei 2 mm Korngröße. Alles, was größere Klasten enthält, ist ein Konglomerat. Die ursprünglichen Ablagerungen waren also Lagen von Kies oder noch größeren Geröllen. Konglomerate bestehen in unseren Breiten oft aus Quarz, enthalten manchmal auch Feldspäte und nicht selten richtige Gesteine als Einschlüsse. Einzige Bedingung für ein Konglomerat ist, dass die Klasten überwiegend gerundet sind.
Manche Konglomerate ähneln menschengemachtem Beton. Umgekehrt findet man an unseren Küsten Betonstücke, die von der Brandung gerundet wurden und von einem natürlichen Konglomerat kaum zu unterscheiden sind.
Das folgende Bild zeigt ein durchschnittliches Konglomerat, wie man es oft findet. Quarze als helle und größere Klasten, dazu kleinere Körner in einer mehr oder weniger sandigen Matrix.

Im hellen Konglomerat sind dagegen alle großen und kleinen Klasten aus Quarz. Hier stand am Anfang also eine sehr saubere Quarzablagerung. Dafür braucht es viel Zeit, denn zuerst muss die Verwitterung alle anderen Minerale zersetzen und anschließend noch aus dem Sediment entfernen. Solche Ablagerungen haben meist einen langen Transportweg hinter sich, weshalb man sie als „reif“ bezeichnet. Das Quarzkonglomerat in Bild 28 ist ein reifes Sedimentgestein. Da seine Klasten aus nur einem Mineral bestehen, ist es außerdem noch ein „monomiktes“ Konglomerat. Diese Beschreibung wird gern benutzt, um die Zusammensetzung der Klasten zu beschreiben.
Fügt man dann noch die Art der Einschlüsse an, kann man ein Konglomerat, das aus gerundeten Eisenerzgeröllen besteht, als „monomiktes Eisenerzkonglomerat“ bezeichnen.

Enthält ein Gestein dagegen viele verschiedenen Klasten, nennt man es „polymikt“. Das folgende Achatkonglomerat ist dafür ein Beispiel. Hier finden sich neben vielen verschiedenen Achaten auch Quarze und feinkörnige Gesteinsbruchstücke.

Konglomerate können sehr grobkörnig sein. Das folgende große Geschiebe liegt nördlich von Strande an der Kieler Förde. Es stammt wie alle Gesteine dort aus Skandinavien.

In manchen Sedimentgesteinen wechseln sich Lagen von Sandstein mit Konglomeraten ab und gehen allmählich oder scharf ineinander über. Bild 33 ist dafür ein Beispiel. Der Stein ist Teil der Außenmauer der Burgruine, die auf dem Kyffhäuser steht. Solche wechselnden Schichten findet man häufig in den Sandsteinen dort.

Das folgende, rötlich-weiße Konglomerat enthält neben weißen Quarzen auch viele Feldspäte. Solche sedimentären Quarz-Feldspat Mischungen bezeichnet man als „Arkose“, wenn der Anteil des Feldspats über 25 % liegt. Hier ist übrigens der Rundungsgrad der roten Feldspäte schlechter als der der Quarze, was auf einen kürzeren Transportweg der Feldspäte gegenüber den Quarzen deutet.

 

1.3.4. Brekzien (sedimentär, tektonisch, magmatisch, vulkanisch)

Eine Brekzie besteht aus scharfkantigen oder schlecht gerundeten Bruchstücken, die durch ein Bindemittel verbunden sind. Nur ein Teil der Brekzien, die man im Gelände findet, sind echte Sedimentgesteine. Sie sind eher selten, weil schon ein kurzer Transport die Kanten der Bruchstücke rundet und dann Konglomerate entstehen. Eine Brekzie muss sich praktisch direkt dort bilden, wo die Bruchstücke entstehen. So ein kantiger Gesteinsschutt kann beispielsweise durch Frostsprengung im Hochgebirge oder starke Temperaturschwankungen in Wüsten entstehen. Auch Bewegungen im Grundgebirge, bei denen Gesteine zerdrückt und zerschert werden, lassen Zonen voller Bruchstücke entstehen, die zu einer Brekzie verkittet werden können. Das sind dann allerdings tektonische Brekzien und keine Sedimentgesteine im eigentlichen Sinne.

Die Brekzie oben besteht komplett aus Sandsteinstücken und ist ein echtes Sedimentgestein.
Das gilt auch für die folgende, grobkörnige Brekzie, die aus großen Stücken von Quarzit besteht, die durch Pyrit zusammengehalten werden. Pyrit ist ein ziemlich exotischer Zement, den man eher selten findet. Sehr viel häufiger sind Quarz oder Kalzit als Bindemittel.

Ganz anders sieht das folgende Beispiel aus. Diese grüngraue Brekzie besteht aus einem feinkörnigen Sandstein.

Hier ist das Bindemittel Kalzit, der mit Salzsäure heftig schäumt.

Das nächste Stück dagegen ist ganz zweifellos eine tektonische Brekzie, denn alle Fragmente befinden sich noch an Ort und Stelle. Hier wurde ein feinkörniger Granit zerdrückt, dessen Risse anschließend von Epidot gefüllt wurden, womit wieder ein festes Gestein entstand.

Die meisten Brekzien, die man im nordischen Geschiebe findet, sehen aber mehr oder weniger wie die beiden folgenden aus, nämlich mit hellem Quarz, der wie ein Netzwerk die Gesteinsbruchstücke zusammenhält. Der Quarz ist entweder massig oder bildet schmale Gänge.

Diese Brekzien werden zum größten Teil tektonisch entstanden sein, also durch Zerbrechen von Gestein bei Bewegungen im Untergrund. Später können heiße Lösungen die Risse durchströmen und gelösten Quarz abscheiden, der dann die Bruchstücke wieder verkittet. Solche durch Quarz gebundenen Brekzien gibt es an vielen Stellen.

Magmatische (intrusive) Brekzien

Beim Aufstieg von Magmen kommt es regelmäßig zu Konflikten, weil ältere Gesteine dem aufsteigenden Magma im Weg sind. Wenn das Magma gewinnt, wird das ältere Grundgebirge zerbrochen und seine kantigen Bruchstücke werden von der frischen Schmelze aufgenommen. Es entsteht eine intrusive Brekzie (intrusiv = „eindringend“). Dieser Vorgang hat mit Sedimentation natürlich gar nichts zu tun, aber auch diese Brekzien sind eindrucksvolle Gesteine. Vor allem, wenn man sie auf größeren Flächen sieht. Die beiden folgenden Bilder entstanden in der Umgebung von Ragunda in Schweden. Bild 43 zeigt den Abbau in einem Steinbruch, Bild 44 einen Straßenaufschluss östlich vom Ort Hammarstrand.

Beide Male war ein schwarzer Gabbro einem aufsteigenden Granitmagma im Weg und wurde von diesem zerkleinert. Die unterschiedlich großen schwarzen Gesteinsbruchstücke stecken jetzt in einem blassrötlichen Granit. Auch dieser Vorgang ist nichts Exotisches.

Magmatische Brekzien gibt es an diversen Stellen, so zum Beispiel auch im Norden der Insel Enklinge auf Åland (Finnland).

 

Brekzien in Vulkaniten

Auch bei Vulkanausbrüchen werden feste Gesteine zerbrochen und ihre kantigen Bruchstücke anschließend zu neuen Gesteinen verbunden. Zwar sind das nur zum Teil sedimentäre Vorgänge, aber die Resultate kann man wiederum Brekzien nennen. Es gibt eine ganze Reihe unterschiedlicher Möglichkeiten, wie diese entstehen können. Frisch erstarrte Lava kann vom nächsten Lavastrom zerkleinert und „verdaut“ werden, was zur Mischung verschiedener, mehr oder weniger porphyrischer Laven führt. Auch vom Hang eines Vulkans abstürzendes Gestein zerfällt auf dem Weg nach unten und kommt als mehr oder weniger scharfkantiger Schutt zur Ruhe. Darauf abgesetzte Asche und die insgesamt hohe Temperatur können solche Ablagerungen anschließend zu festen Gesteinen verschweißen. Der Übergang zu den Ablagerungen der pyroklastischen Ströme ist fließend.

Wenn die Fragmente zwischen 2 und 64 mm groß sind, heißen sie „Lapilli“ und ein daraus bestehendes Gestein ist ein „Lapillistein“. Größere Bruchstücke bilden pyroklastische Brekzien. Auch Mischungen aus Bruchstücken von ganz unterschiedlicher Größe kommen vor:

Die größeren grauen Gesteinsfragmente sind von einer Mischung aus Feldspäten, Quarzen und kleinen Gesteinsfragmenten umgeben.

 

Impaktbrekzien

Am seltensten sind Brekzien, die bei einem Meteoriteneinschlag entstehen. Ist der Meteorit groß genug, zertrümmert er das Grundgebirge und oft genug schmilzt auch ein Teil des Gesteins. Diese Schmelze kann alles wieder zu einem festen Gestein verbinden und es entsteht eine Impaktbrekzie.

Dieses Impaktgestein stammt aus Gardnos, einem Einschlagsort, der sich etwa 150 km nordwestlich von Oslo in Norwegen befindet. Die schwarze Matrix umschließt helles, zerbrochenes Grundgebirgsgestein von ungefähr granitischer Zusammensetzung. In der Vergrößerung des Ausschnitts sind reichlich Quarze und viele Feldspäte erkennbar. Soweit ich es überblicke, sind das Alkalifeldspäte, daher „ungefähr granitisches Gestein“.

Dass es sich um eine Impaktbrekzie handelt, kann man nur dann wissen, wenn man sich direkt vor Ort eine Probe besorgt und dieser Aufschluss von Geologen offiziell als Meteoriteneinschlag bestätigt wurde. Als loser Stein gefunden, sind Impaktbrekzien grundsätzlich nicht erkennbar. Die entscheidenden Veränderungen im Gestein, die ein Meteoriteneinschlag verursacht, sind nur mit sehr aufwendiger Labortechnik und nur von Fachleuten erkennbar. Tektonische Brekzien gleichen den Impaktbrekzien aufs Haar. Als Amateur kann man beide Gruppen nicht unterscheiden.
Meteoriteneinschläge mögen Sammler faszinieren, aber die dabei entstandenen Gesteine lassen sich nur von Fachleuten und nur in einem Labor bestimmen.

1.3.5. Kalk und Dolomit

Zu den häufigsten Sedimentgesteinen gehören Kalke und Dolomit. Kalk besteht mehr oder weniger vollständig aus Kalziumkarbonat (CaCO₃) und ist das typische Einbettungsgestein für Fossilien.
Dolomit ist eng verwandt und enthält neben dem Kalzium noch Magnesium - CaMg[CO₃]₂.
Beide kann man am besten mit Salzsäure unterscheiden.

Kalk und Dolomit sind meist feinkörnige oder dichte Gesteine mit einer grauen, hellgrauen oder gelblichen Farbe. Aus Skandinavien kommen außerdem rotbraune oder grünlich-graue Kalke. Viele davon sind leicht ritzbar. Ein zweites Indiz sind Fossilien. Wenn man in den feinkörnigen Gesteinen auch nur kleinste Reste von Tieren findet, ganz gleich ob Muschelschalen, Ammoniten oder ähnliches, dann wird es sich um einen Kalk handeln. (In seltenen Fällen kommen Fossilien auch in feinkörnigen Sandsteinen vor.)

Um Feuerstein auszuschließen, der ebenfalls Fossilien enthält, prüft man die Härte des Gesteins. Kalk ist erheblich weicher als Feuerstein, der nicht zu ritzen ist. Außerdem wird man mit Salzsäure testen und einen Tropfen davon auf den Stein geben. Bei einem Feuerstein geschieht gar nichts. Kalk reagiert dagegen sofort mit lebhaftem Schäumen.

Feinkörnige, graue oder gelbliche Gesteine ohne Fossilien können ohne diesen Test manchmal gar nicht bestimmt werden. Deshalb ist der Gebrauch von Salzsäure elementar und wird auch von Berufsgeologen angewandt. Eine kleine Flasche mit Salzsäure gehört zur Grundausstattung. (Anregungen zum Umgang mit Salzsäure finden Sie hier.)

Achten Sie darauf, wie klein die Bläschen sind - im Vergleich zum Kalk oben.

2. Bestimmung magmatischer Gesteine im Gelände

Wer nur mit einer Lupe arbeitet, dem fehlen natürlich exakte Mengenangaben. Aber auch mit Schätzungen kann man arbeiten, sofern man die Bestimmung der Feldspäte und von Quarz beherrscht. Wer das nicht kann, kann auch keine Gesteine bestimmen. (Mehr unter „gesteinsbildende Minerale“.)

2.1. Grobkörnige Gesteine (Plutonite) im Gelände

Alle Gesteine mit reichlich Quarz und Feldspäten gehören zur erweiterten Granitfamilie. Sie können auch von einem „granitischen“ oder einem „granitähnlichen Gestein“ sprechen. Diese Bezeichnung ist unscharf, aber als vorläufige Bestimmung im Gelände akzeptabel. Benutzen Sie bei einer groben Schätzung nicht den Begriff „Granit“, denn das ist ein präzise definierter Gesteinsname, der ohnehin schon zu oft falsch benutzt wird. (Viele im Handel als Granit bezeichnete Gesteine sind keine Granite.)
Wenn Sie Alkalifeldspat und Plagioklas unterscheiden können, ist eine bessere Schätzung möglich:

Gibt es reichlich Quarz⁽¹⁾ und überwiegt der Alkalifeldspat oder entspricht ungefähr dem Plagioklasanteil, dann ist das Gestein ein echter Granit.

Gibt es reichlich Quarz und viel Plagioklas (bei etwas Alkalifeldspat), dann ist das Gestein ein Granodiorit.

Quarzfreie Gesteine mit überwiegend Alkalifeldspat sind Syenite.

Quarzfreie Gesteine mit etwa gleich viel Alkalifeldspat und Plagioklas sind Monzonite.

Quarzfreie Gesteine mit Plagioklas als einzigem Feldspat sind Diorite oder Gabbros. (Beide kann man ohne Labor nicht sicher unterscheiden. Dazu später mehr.)

Wenn man die Feldspäte nicht sicher unterscheiden kann, sollte man bei fehlendem Quarz und einem hellen Gesamteindruck von einem „syenitischen Gestein“ sprechen. Ist das Gestein dunkler, eher schwarz-weiß und enthält nur einen Feldspat, gehört es zur Diorit/Gabbro-Gruppe. Es ist ein „dioritisches“ bzw. ein „gabbroides Gestein".
Man findet viel mehr Granite und deutlich weniger syenitische Gesteine. Bei den plagioklasbetonten grobkörnigen Gesteinen sind Gabbros häufiger als Diorite.

 

2.2. Feinkörnige Vulkanite im Gelände

Feinkörnige Gesteine sind von Hand nur eingeschränkt oder gar nicht zu bestimmen. Enthält die Grundmasse einzelne Einsprenglinge – Feldspäte oder Quarz oder beides – ist es etwas einfacher. Quarz als Einsprengling ist in einem Vulkanit ein Hinweis auf rhyolithische Zusammensetzung.
Vulkanite ohne erkennbaren Quarz, die nur einige Feldspäte als Einsprenglinge enthalten, sind bei einer rötlichen oder braunen Gesteinsfarbe ebenfalls meist Rhyolithe. Das gilt auch für Vulkanite, die zwei verschiedene Feldspäte enthalten.
Ist das Gestein grau und enthält nur Plagioklase als Einsprenglinge, wird es ein Andesit sein, der dann auch Amphibole als dunkles Mineral haben wird. Allerdings sind Andesite, bei denen man die Plagioklase wirklich erkennen kann, selten. Andesite ohne Plagioklaseinsprenglinge kann man als Laie nicht von anderen grauen, feinkörnigen Gesteinen unterscheiden.

Wenn es Foide gibt, dann stecken die bei Vulkaniten in der Grundmasse und sind für uns unsichtbar. Die meist gezeigten Ausnahmen sind Nephelinkristalle in den Gesteinen vom Katzenbuckel (Odenwald) oder blauer Hauyn im Phonolith der Eifel. Diese Gesteine nimmt man, weil es ansonsten keine Foide gibt, die man zeigen kann. Viel interessanter wäre die Grundmasse, in der alle interessanten Minerale stecken. Aber dafür braucht man wieder ein Labor. Deshalb sind feinkörnige magmatische Gesteine für Amateure unergiebig oder überhaupt nicht bestimmbar.

 

3. Das Streckeisen-Diagramm (QAPF)

Das Streckeisen-Diagramm ist die Grundlage für die Benennung magmatischer Gesteine. Es gilt, solange das Gestein zu mindestens 10 % aus Feldspäten und Quarz bzw. Feldspatvertretern besteht. (Was es mit den Feldspatvertretern auf sich hat, wird weiter unten geklärt.)
Um mit dem QAPF-Diagramm arbeiten zu können, muss man verstehen, was die Linien darin bedeuten. Deshalb sollten Sie den folgenden Abschnitt nicht überspringen.

 

3.1. Minerale im Dreieck oder: Wie liest man das Streckeisen-Diagramm?

Um Minerale in einem Gestein darzustellen, benutzen Geologen Dreiecke, in denen für jedes Mineral eine Ecke reserviert wird. So steht in der folgenden Grafik ganz oben ein „Q“ für Quarz. Links unten beim „A“ gibt es nur Alkalifeldspat und ganz rechts, beim „P“, nur Plagioklas.
Will man ein Gestein mit Feldspäten und Quarz darstellen, beginnt man mit dem Quarzgehalt. Auf der Basislinie zwischen Alkalifeldspat und Plagioklas gibt es gar keinen Quarz. Senkrecht nach oben zu steigt der Quarzgehalt an. Enthält ein Gestein 5 % Quarz, so gehen wir unten von der Grundlinie aus 5 Prozent der Strecke in Richtung „Q“ nach oben. Dort ziehen wir eine waagerechte Linie für 5 % Quarz.

Im zweiten Schritt wird auf dieser Quarzlinie das Mengenverhältnis der beiden Feldspäte markiert. Gibt es gleich viel Alkalifeldspat und Plagioklas (Beispiel 1), so liegt der sich ergebende Punkt 1 gleich weit entfernt vom linken und vom rechten Ende der Linie. Es kommt also nicht darauf an, wie viel Alkalifeldspat und Plagioklas überhaupt im Gestein stecken, sondern es interessiert nur ihr prozentualer Anteil.

Wäre in unserem Beispiel mehr Alkalifeldspat und weniger Plagioklas vorhanden, rutscht der grüne Punkt in Richtung auf das A (für Alkalifeldspat). Dann ergibt sich bei unverändertem Quarzgehalt der Punkt 2.

Bei Punkt 2 macht der Alkalifeldspat etwa 80 % der Feldspäte aus. Deshalb rutscht Punkt 2 zu etwa 80 % der Strecke zwischen den beiden Enden bei A und bei P.
(„Bei“ heißt: am Ende der waagerechten Linie, nicht in der Ecke des Dreiecks.)

Beispiel 3: Läge der Quarzgehalt höher, sagen wir bei etwa 30 %, dann wandert zuerst die Quarzlinie nach oben. Auf der Höhe von 30 % (zwischen der unteren Basislinie und dem Q ganz oben) wird wieder gedanklich eine horizontale Linie gezogen, auf der dann 80 % für den Alkalifeldspat abgeschätzt werden. Es ergibt sich Punkt 3. Da die Quarzlinie jetzt kürzer ist (das Dreieck wird nach oben ja schmaler), liegt dieser Punkt 3 nicht über dem vom Beispiel 2, sondern weiter zur Mitte hin. Er gibt ja nur den relativen Anteil der beiden Feldspäte an.

Um das etwas anschaulicher zu machen, sehen Sie jetzt unten das zur Grafik passende Gestein. Es enthält etwa 30 % Quarz und deutlich mehr Alkalifeldspat als Plagioklas. Die Mengen sind nur geschätzt, denn es kommt hier allein auf das Prinzip an.

Das milchig-weiße Mineral ist der Quarz, die großen hellbraunen Einsprenglinge sind Alkalifeldspäte und der Plagioklas sieht gelblich-dunkelbraun aus. Er bildet hier nur kleine, undeutliche Kristalle.

Beispiel 4: Im Unterschied zu oben gibt es jetzt bei gleichem Quarzgehalt nur noch einen Feldspat, nämlich Plagioklas. Damit rutscht der grüne Punkt ganz nach rechts zum Rand, wo der Plagioklasgehalt 100 % beträgt.

Unten wieder das dazu passende Gestein (Tonalit).

Der leicht gelbliche Quarz nimmt etwa ein Drittel des Gesteins ein. Der Plagioklas ist schwach blaugrau bis weißlich-fleckig. Der spiegelnde Kristall in der Mitte zeigt die für Plagioklas typische Zwillingsstreifung.
In den Beispielen 3 und 4 gibt es keine dunklen Minerale. Wenn die vorhanden sind, gelten die Prozentangaben für Quarz und Feldspat nur für den Anteil der hellen Minerale.

Unten sehen Sie im Bild 62 ein weiteres Gestein mit dem gleichen Quarz-Feldspat-Verhältnis wie oben. Dieses Gestein enthält zusätzlich dunklen Glimmer und ist kleinkörniger. Beides ist aber für die Namensgebung ohne Belang. Es zählt allein, welche Feldspäte es gibt und wie hoch der Quarzanteil ist.

Weil diese Gesteine wichtig sind, noch ein Beispiel mit nur einem Feldspat, wiederum Plagioklas. (Bild 64)

Da es hier weder Quarz noch Alkalifeldspat gibt und Plagioklas das einzige helle Mineral ist, liegt dieses Gestein wieder ganz unten auf der Feldspatlinie, also bei 0 % Quarz und dort ganz rechts auf dem Punkt „P“. Die dunklen Minerale spielen keine Rolle. Solange die hellen Minerale 10 % des Gesteins ausmachen, geht es allein um sie, also Quarz und Feldspäte.

Um Ordnung in die magmatischen Gesteine zu bringen, haben die Geologen einfach ein Gitter über dieses Dreieck gelegt (Bild 65).

Die Felder dieses Gitters werden nummeriert und jedes einzelne steht für ein Gestein. Die blauen Ziffern an den nach oben verlaufenden Linien geben den Plagioklasanteil in % innerhalb der Feldspäte an. Eine 90 steht also für 90 % Plagioklas, was gleichzeitig 10 % Alkalifeldspat bedeutet. (Zusammen sind es immer 100 %.) Die blaue 35 bedeutet 35 % Plagioklas und damit auch 65 % Alkalifeldspat und so weiter.

Fällt ein magmatisches Gestein in eines dieser Felder, so erhält es dessen Namen. Damit ist der obere Teil des QAPF-Diagramms fertig. (Die Liste der Gesteinsnamen steht unter dem übernächsten Bild.)

Und was ist mit den Foiden? Weil die nie zusammen mit Quarz vorkommen, hat man das Dreieck nach unten gespiegelt und die Foide an die untere Spitze („F“) gestellt. Die Prozentlinien wurden vereinfacht. Wie in der oberen Hälfte zählt auch hier immer nur der Anteil der hellen Minerale am Gesamtgestein, also Foide + Feldspäte. Damit ist das QAPF-Diagramm (Streckeisen-Diagramm) fertig.

3.2. Das Streckeisen-Diagramm (QAPF) für Plutonite

1a = Quarzolit, 1b = quarzreiche Granitoide, 2 = Alkalifeldspatgranit
3 = Granit (3a: Syenogranit, 3b: Monzogranit), 4 = Granodiorit, 5 = Tonalit
6* = Quarz-Alkalifeldspatgranit, 6 = Alkalifeldspatsyenit, 6´ = foidführender Alkalifeldspatsyenit
7* = Quarzsyenit, 7 = Syenit, 7´ = foidführender Syenit
8* = Quarzmonzonit, 8 = Monzonit, 8´ = foidführender Monzonit
9* = Quarzmonzodiorit, Quarzmonzogabbro, 9 = Monzodiorit, Monzogabbro
9´ = foidführender Monzodiorit/foidführender Monzogabbro
10* = Quarzdiorit, Quarzgabbro, 10 = Diorit, Gabbro, Anorthosit
10´ = foidführender Diorit/foidführender Gabbro
11 = Foidsyenit (Foyait), 12 = Foid-Monzosyenit
13 = Foid-Monzodiorit/Foid-Monzogabbro, 14 = Foiddiorit, Foidgabbro, 15 = Foidolith

 

Unten mit zusätzlicher Beschriftung. Blau der Plagioklasgehalt, rot Quarz bzw. Feldspatvertreter.

 

3.3. Wie benutzt man das QAPF-Diagramm?

Nachdem geklärt wurde, wie das Diagramm zu lesen ist, geht es jetzt um die praktische Anwendung. Mit diesem Diagramm können Sie entweder
- den Namen eines Gesteins ermitteln oder
- nachschlagen, welche Zusammensetzung ein bestimmtes magmatisches Gestein hat.

Magmatischen Gesteinen einen Namen geben.
Sie müssen keine genauen Prozente kennen, um ein Gestein zu benennen. Solange Sie den Quarzgehalt abschätzen und die Feldspäte bestimmen können, genügt das.(Das bedeutet, dass wir ab jetzt über Plutonite reden.)
Fehlt Quarz oder ist er nur in Spuren vorhanden, dann liegt Ihr Gestein in den Feldern 6-10. Wenn dann viel Alkalifeldspat im Gestein ist, handelt es sich um einen Syenit. Sind beide Feldspäte in etwa gleicher Menge vorhanden, handelt es sich um einen Monzonit und wenn es deutlich mehr Plagioklas gibt, haben Sie in einen Monzodiorit bzw. Monzogabbro vor sich. Ist Plagioklas einziger Feldspat, reden wir von einem Diorit oder Gabbro. (Beide sind praktisch immer schwarz-weiße Gesteine.)
Die Unterscheidung zwischen einem Diorit und einem Gabbro hängt vom Kalziumgehalt des Plagioklas’ ab. Überwiegt kalziumreicher Plagioklas, ist es Gabbro, überwiegt kalziumarmer Plagioklas, dann ist es ein Diorit. Für die Bestimmung der Zusammensetzung von Plagioklas braucht man aber ein Labor und deswegen sind Diorit und Gabbro für einen Amateur nicht sicher zu unterscheiden. Ersatzweise kann man die Regel benutzen, dass Diorite meist viel heller sind als Gabbros und als dunkles Mineral meist Amphibole und oder Biotit enthalten. Gabbros dagegen enthalten Pyroxen als dunkles Mineral und sind insgesamt meist viel dunkler. Allerdings gibt es Ausnahmen, sodass diese Regel nur eine Richtschnur ist.

Doch zurück zur Schätzung von Gesteinsnamen: Enthält ein Gestein mäßig viel Quarz, so liegt es eher in den Feldern 6* bis 10*. Mäßig viel bedeutet: Genug, um ihn leicht zu finden, aber nicht genug, um die 20 % der hellen Minerale zu erreichen. Gesteine mit Quarzgehalten zwischen 5 und 20 Prozent sind Quarzsyenite, Quarzmonzonite, Quarzmonzodiorite (-gabbros) und Quarzdiorite bzw. Quarzgabbros. (Reihenfolge mit steigendem Plagioklasgehalt.)
Nur wenn wirklich viel Quarz mit reichlich Alkalifeldspat im Gestein steckt, haben Sie einen Granit vor sich. Er nimmt das große Feld 3 ein und geht mit steigendem Plagioklasgehalt in Granodiorit über. Wenn nur noch Plagioklas zusammen mit viel Quarz vorhanden ist, handelt es sich um einen Tonalit.

Nahezu alle magmatischen Gesteine, die man so im Gelände findet, liegen im oberen Dreieck des Streckeisen-Diagramms mit einer starken Häufung bei Graniten, Quarzsyeniten (7*) und Quarzmonzoniten (8*), während Syenite und Monzonite viel seltener sind. Auch Plagioklasgesteine aus dem Feld 10 sind relativ häufig. Die anderen, eher an den Rändern des Diagramms liegenden Gesteine wie Alkalifeldspatgesteine oder Tonalite spielen kaum eine Rolle.
Das gilt in ganz besonderer Weise für die untere Hälfte des Streckeisen-Diagramms - also für alle Gesteine mit Feldspatvertretern (Foide). Sie sind eine winzig kleine Minderheit und die grobkörnigen Varianten, bei denen man die Feldspatvertreter sogar mit bloßem Auge sehen kann, sind absolute Ausnahmen. Sie werden solche Gesteine kaum zufällig finden.

Sie können im Streckeisen-Diagramm auch Gesteinsnamen nachschlagen.
Wenn Sie nicht wissen, was ein Quarzmonzonit ist, suchen Sie das entsprechende Feld im Diagramm. Das ist 8*. Feld 8* wird unten von der 5 % und oben von der 20 % - Quarzlinie begrenzt: Ein Quarzmonzonit enthält also zwischen 5 % und 20 % Quarz.
Seitlich wird das Feld 8* von den 35 % und 65 % - Feldspatlinien begrenzt. Die linke steht für 35 % Plagioklas (und damit für 65 % Alkalifeldspat) und die rechte für 65 % Plagioklas (= 35 % Alkalifeldspat). Damit enthält ein Quarzmonzonit zwischen 35 % bis 65 % Plagioklas und 65 % bis 35 % Alkalifeldspat bei mindestens 5 % und maximal 20 % Quarz.

Ein weiteres Beispiel:
Sie möchten wissen, was sich mit dem Begriff „Foidolith“ verbindet. Das zu diesem Namen gehörende Feld trägt die Nummer 15. Es liegt unterhalb der Grenze für 60 % Foide und enthält keine Feldspatlinien. Das bedeutet, dass in einem Foidolith mindestens 60 % aller hellen Minerale Feldspatvertreter (Foide) sind und dass deren Zusammensetzung nicht wichtig ist, denn dazu gibt es keine Angabe. Ein Gestein, bei dem die meisten hellen Minerale Feldspatvertreter sind, sieht beispielsweise so aus wie im Bild 68. Hier ist das blass-rötlich braune Mineral Nephelin, der mit Abstand häufigste Foid.

Wenn Sie sich oben die Gesteinsnamen ansehen, dann fehlt zum Beispiel Basalt. Der Grund ist einfach: Das obige Diagramm ist das für Plutonite, also mittel- bis grobkörnige Gesteine ab einer Korngröße von 3 mm. Die feinkörnigen Vulkanite haben ein eigenes Schema.

 

3.4. Das Streckeisen-Diagramm (QAPF) für Vulkanite

Im Vergleich zu den grobkörnigen Tiefengesteinen sind hier einige Felder zusammengefasst.

 

Das alternative QAPFM-Diagramm

Es gibt noch ein weiteres, ganz anders aufgebautes Schema zur Gesteinsbestimmung: das QAPFM-Diagramm. Es enthält neben Quarz, Feldspäten und Foiden auch die häufigen dunklen Minerale (= mafische Minerale, daher das „M“ im Namen). Das Diagramm findet sich im Buch „Gesteinsbestimmung m Gelände“ von Roland Vinx.
Ich hätte das Diagramm hier gern gezeigt, aber der Spektrum-Verlag möchte dafür eine jährlich zu zahlende Gebühr. Dann eben nicht.

 

4. Weitere Gesteinsgruppen

Neben der Gliederung der magmatischen Gesteine im Streckeisen-Diagramm gibt es weitere Systematiken. So wird die Familie der Gabbro-Gesteine nach den enthaltenen Pyroxenen gegliedert. Pyroxene können Klino- oder Orthopyroxen (Opx) sein. Außerdem wird der Olivingehalt beachtet.

Gabbro: Plagioklasgestein mit überwiegend Klinopyroxen (in der Regel Augit)

Norit: Plagioklasgestein, in dem Orthopyroxen mehr als 90 % des Gesamtpyroxens ausmacht.

Gabbronorit: Plagioklasgestein mit Klino- und Orthopyroxen
(Opx > 10 % des Gesamtpyroxens)

Troktolith: Plagioklasgesteine mit Olivin, weitgehend pyroxenfrei

Olivingabbro: Gabbro mit Olivin

Ultramafische Gesteine (Plagioklasgehalt < 10 % des Gesamtgesteins) werden in Peridotite und Pyroxenite gegliedert.
Peridotite sind Olivin-Pyroxen-Gesteine mit mehr als 40 % Olivin. Dazu gehören:

Lherzolith: Mehr als 40 Vol % Olivin, dazu Orthopyroxen und Klinopyroxen
(je > 10 %)

Harzburgit: Mehr als 40 Vol % Olivin, dazu Orthopyroxen
(Opx > 90 % der Pyroxene)

Wehrlit: Mehr als 40 Vol % Olivin, dazu Klinopyroxen
(Kpx > 90 % der Pyroxene)

Dunit: Mehr als 90 % Olivin

Pyroxenite sind Pyroxen-Olivin-Gesteine mit mehr als 60 % Pyroxen
(Olivin < 40 %). Dazu gehören:

Olivin-Websterit mit mehr als 60 % Klino- und Orthopyroxen.
(Beide über 10 % vom Gesamtpyroxen.) und

Websterit mit mehr als 90 % Pyroxen und weniger als 10 % Olivin.

(Weitere Gesteine dieser Gruppe siehe Vinx, „Gesteinsbestimmung im Gelände“.)

5. Überholte Gesteinsnamen

Hier noch einige überholte Bezeichnungen, denen Sie in älteren Texten begegnen können. Verwenden Sie solche alten Namen nicht für Neubeschreibungen.
„Porphyrit“: Vulkanit, dessen Einsprenglinge ausschließlich aus Plagioklasen bestehen. (Entspricht einem andesitischen Vulkanit.)
„Kristallporphyr“: Gesteine mit besonders vielen Einsprenglingen, in denen die Grundmasse nur einen kleinen Teil ausmacht. Das Gegenteil ist ein
„Felsit“: Helles magmatisches Gestein, dessen Grundmasse dicht ist (keine Kristalle erkennbar) und keine Einsprenglinge enthält. Das gilt auch für „Eurit“. Damit ist das gleiche Gefüge gemeint.
„Syenitporphyr“: Vulkanite mit Einsprenglingen von Alkalifeldspat, aber ohne Quarze.
„Granitell“: Abgeleitet von der italienischen Verkleinerungsform für Granit („Granitello“). Gelegentlich findet sich als Alternative auch die Bezeichnung „Halbgranit“. Gemeint sind kleinkörnige oder besonders helle Granite mit wenigen dunklen Mineralen.
„Ossipit“: Alte Bezeichnung für einen Anorthosit bzw. Leukogabbro.

Eine Sonderstellung nimmt „Quarzporphyr“ ein. Er wird zwar von der aktuellen Nomenklatur nicht mehr empfohlen, aber aus praktischen Gründen nach wie vor benutzt. Quarzporphyre sind Vulkanite mit einer feinkörnigen oder dichten Grundmasse und Quarzeinsprenglingen. Außerdem enthalten sie Alkalifeldspäte und oft auch Plagioklase.
In der Geschiebekunde, die auf detaillierte Gefügebeschreibungen setzt, wird nochmals unterschieden: Quarzporphyre im engen Sinne zeichnen sich durch eine dichte Grundmasse aus. Sie werden von Granitporphyren unterschieden, deren Grundmasse feinkörnig ist. Diese Differenzierung wird von den Geologen in Skandinavien nicht getroffen. Dort benutzt man „Quarzporphyr“ für alle Vulkanite und Subvulkanite mit Quarzeinsprenglingen und einigermaßen feinkörniger Grundmasse.
In der älteren deutschsprachigen Literatur wurde „Quarzporphyr“ früher für vor-tertiäre Vulkanite gebraucht, hatte also einen Bezug zum Alter der Gesteine. Das hat man inzwischen ad acta gelegt, gleichwohl existieren die entsprechenden Bücher nach wie vor. Achten Sie deshalb immer darauf, wie ein Autor die entsprechenden Begriffe benutzt. Wer Literatur zur Gesteinsbestimmung sucht, sollte nur neuere Bücher verwenden. Sie lernen sonst komplett überholte Begriffe.

6. Empfehlenswerte Literatur

Das erste Buch (Maresch) ist kompakt und als Erstanschaffung zu empfehlen. Das zweite (Vinx) lässt keine Fragen offen und ist für jeden ein Muss, der sich eingehend mit Gesteinen beschäftigt.

MARESCH, SCHERTL, MEDENBACH: Gesteine. 2. Auflage, Schweizerbart Stuttgart, 2014
ISBN 978-3-510-65285-3

VINX: Gesteinsbestimmung im Gelände. 4. Auflage, Springer Spektrum, Berlin, Heidelberg 2015. ISBN 978-3-643-55417-9

Das gültige Standardwerk für magmatische Gesteine ist (in Englisch):
LE MAITRE RW (Hrsg.) Igneous rocks A Classification and Glossary of Terms
2002 Cambridge University Press. Paperback 2004, ISBN 0-521-61948-3

Für den mineralogischen Hintergrund ist man mit Okrusch/Matthes bestens beraten.
OKRUSCH, MATTHES: Mineralogie. Eine Einführung in die spezielle Mineralogie, Petrologie und Lagerstättenkunde. Springerverlag 2010. ISBN 978-3-540-78200-1

Ein sehr nützliches Nachschlagewerk für Enthusiasten ist TRÖGER: Spezielle Petrographie der Eruptivgesteine. Nachdruck durch den Verlag der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, 1969
Das Buch klärt auf, welche Zusammensetzung die magmatischen Gesteine der Erstbeschreibungen hatten. Tröger bietet also eine Sammlung vieler Hundert Gesteine mit der Angabe ihrer Zusammensetzung. Sehr informativ, aber leider nur antiquarisch erhältlich.

 

7. Anhang

Schätztafeln für Prozentgehalte an Einsprenglingen.

 

Zurückhaltung bei Gesteinsnamen

Wenn Sie noch ganz am Anfang stehen, sollten Sie keine Begriffe benutzen, deren Bedeutung Sie nicht sicher kennen. Schlagen Sie alle Gesteinsnamen in den neueren Büchern nach und lassen Sie sich Zeit bei der Bestimmung. Vor allem aber: Sehen Sie genau hin.
Der Merkspruch „Feldspat, Quarz und Glimmer, die drei vergess' ich nimmer“ ist nur begrenzt nützlich. Zwar enthalten viele Granite diese drei Minerale, aber der Glimmer kann fehlen und trotzdem ist das Gestein ein Granit. Auch ist „Feldspat“ zu allgemein, denn in dieser Form beschreibt die Regel auch Granodiorite und Tonalite.
Sie fahren besser, wenn Sie die Bedeutung eines Gesteinsnamen gleich richtig lernen. Entweder mit den Diagrammen im Text hier oder mit einem der empfohlenen Bücher.
Von älterer Literatur muss ich an dieser Stelle abraten, denn die Regeln wurden um die Jahrtausendwende von einer internationalen Kommission nach langer Arbeit neu festgelegt. Diese Regeln gelten und sollten in den Büchern berücksichtigt sein.

 

8. Verzeichnis der abgebildeten Proben Bei der Auswahl der Gesteine sollte die jeweils zu zeigende Eigenschaft möglichst gut erkennbar sein. Außerdem habe ich eigene Aufnahmen bevorzugt, was den hohen Anteil skandinavischer Proben erklärt. Es gibt alle gezeigten Gesteinstypen auch in Deutschland, von den Rapakiwis abgesehen.
Bild 1	Graverfors-Granit, Nähe Åby, Schweden
Bild 2	Roter Ostsee-Quarzporphyr, Geschiebe
Bild 3	Phonolith, Roque de las Bodegas, Teneriffa
Bild 4	Falkenberg-Granit Oberpfalz, Deutschland
Bild 5	Granitgeschiebe, Kiesgrube, westlicher Wiborgpluton, Finnland
Bild 6	Tonalit, Uusikaupunki (Nystad), Finnland
Bild 7	Rhyolith, Übelthal bei Gehlberg, Thüringen, Deutschland (Probe von Herrn ?)
Bild 8	Kökar-Rapakiwi, Geschiebe aus Schleswig-Holstein, Deutschland
Bild 9	Rapakiwi-Granit, südlicher Laitila-Pluton, Finnland
Bild 10	Glimmer aus Pegmatit im Götemaren-Granit, Nähe Oskarshamn, Schweden
Bild 11	Gneis, Geschiebe auf Saaremaa, Estland
Bild 12	Gneis, Geschiebe Ostseeküste, nördlich Kiel, Deutschland
Bild 13	Gneis, Geschiebe auf Saaremaa, Estland
Bild 14	Phengitgneis bei Zöblitz, Erzgebirge, Deutschland
Bild 15	Mylonit, Geschiebe Ostsee
Bild 16	Ausschnitt aus 15
Bild 17	Migmatit Nähe Görsdorf, Erzgebirge, Deutschland
Bild 18	Migmatit (Ausschnitt), Geschiebe auf Saaremaa, Estland
Bild 19	Granatamphibolit, Geschiebe, dänische Ostseeküste
Bild 20	Ausschnitt aus einem Granatamphibolit, Geschiebe, Ostsee
Bild 21	Marmor, Geschiebe, Möllnhagen, Deutschland
Bild 22	Marmor, Geschiebe, Kiesgrube in Vastorf, Niedersachsen, Deutschland
Bild 23	limonitischer Sandstein, Geschiebe, Kiesgrube in Vastorf, Niedersachsen, Deutschland
Bild 24	Hardeberga-Sandstein, Schonen, Schweden
Bild 25	jotnischer Sandstein, Fulufjället, Dalarna, Schweden
Bild 26	jotnischer Sandstein, Fulufjället, Dalarna, Schweden
Bild 27	Konglomerat, Geschiebe, Nähe Pori, Finnland
Bild 28	Quarzkonglomerat, Geschiebe, Sammlung des Naturkundemuseums in Groningen, NL
Bild 29	Eisenerzkonglomerat, Glockenberg bei Goslar, Niedersachsen, Deutschland
Bild 30	Transtrand-Konglomerat, Dalarna, Schweden (Sammlung Lindner)
Bild 31	Konglomerat Nähe Strande bei Kiel, Deutschland
Bild 32	Ausschnitt aus dem Konglomerat Nähe Strande bei Kiel, Deutschland
Bild 33	Mauer auf dem Kyffhäuser, Thüringen, Deutschland
Bild 34	Arkose, Geschiebe auf Åland, Finnland
Bild 35	Sandsteinbrekzie, Nähe Houtskär, Finnland
Bild 36	Quarzitbrekzie mit Pyrit, Geschiebe, (Sammlung Tüxen)
Bild 37	Sandsteinbrekzie, Geschiebe Varanger-Halbinsel, Norwegen (Sammlung Braun)
Bild 38	Sandsteinbrekzie, Geschiebe Varanger-Halbinsel, Norwegen (Sammlung Braun)
Bild 39	tektonische Brekzie, Geschiebe, Ostsee
Bild 40	Ausschnitt: tektonische Brekzie, Geschiebe, Ostsee
Bild 41	Quarzbrekzie, loser Stein in Nordingrå, Schweden
Bild 42	Quarzbrekzie, Geschiebe auf Hiiumaa, Estland
Bild 43	Intrusivbrekzie, östlich Hammarstrand, Ragunda, Schweden
Bild 44	Intrusivbrekzie, Prästberget, Ragunda, Schweden
Bild 45	Brekzie, Kiesschurf bei Ragunda, Schweden
Bild 46	Anstehendes auf Enklinge, Åland, Finnland. Foto Xander de Jong
Bild 47	vulkanische Brekzie - Lapilligestein, Nahgeschiebe Svelvik Verket, Südnorwegen
Bild 48	vulkanische Brekzie - Lapilligestein, Nahgeschiebe Svelvik Verket, Südnorwegen
Bild 49	Impaktbrekzie aus dem Anstehenden bei Gardnos, Norwegen. Peter Jacobi legit.
Bild 50	Impaktbrekzie aus dem Anstehenden bei Gardnos, Norwegen. Peter Jacobi legit.
Bild 51	Anstehender Kalk bei Kulmbach, Oberpfalz, Deutschland
Bild 52	Kalkgeschiebe Ostsee, Deutschland
Bild 53	Kalkgeschiebe Ostsee, Deutschland
Bild 54	Dolomit, Innichen, Südtirol (Geschenk von Frau Kuhlmann)
Bild 55	eigene Grafik zum QAPF-Diagramm
Bild 56	eigene Grafik zum QAPF-Diagramm
Bild 57	eigene Grafik zum QAPF-Diagramm
Bild 58	eigene Grafik zum QAPF-Diagramm
Bild 59	Reposaari-Rapakiwi, Reposaari, Finnland
Bild 60	eigene Grafik zum QAPF-Diagramm
Bild 61	Tonalitgeschiebe, Kiesgrube Groß Pampau, Deutschland
Bild 62	Tonalit bei Uusikaupunki (Nystad), Finnland
Bild 63	Dolerit (Gabbro), Geschiebe aus Norddeutschland
Bild 64	eigene Grafik zum QAPF-Diagramm
Bild 65	eigene Grafik zum QAPF-Diagramm
Bild 66	eigene Grafik zum QAPF-Diagramm
Bild 67	eigene Grafik: QAPF-Diagramm
Bild 67a	eigene Grafik zum QAPF-Diagramm
Bild 68	Foidolith, Alnö, Schweden
Bild 69	eigene Grafik zum QAPF-Diagramm
Bilder 70 - 81	eigene Grafiken zu verschiedenen Gehalten an Einsprenglingen

Sollte in dieser Liste der Name eines Finders oder Besitzers einer Probe fehlen, dann bitte ich um eine Nachricht. Das ist keine Absicht und wird umgehend korrigiert.

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(1) „Reichlich Quarz“ bedeutet, dass Sie ihn ohne jede Mühe finden. Wenn Sie den Quarz suchen müssen, ist es definitiv zu wenig für einen Granit oder Granodiorit.
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(2) Warum kommen Foide und Quarz nicht zusammen vor?
Foide (Feldspatvertreter) bilden sich nur dann, wenn in einer Schmelze zu wenig SiO₂ enthalten ist, um alles vorhandene Kalium, Natrium und Kalzium in den Feldspäten unterzubringen. Dann entstehen neben Feldspäten auch SiO₂-untersättigte Minerale. Das sind die Feldspatvertreter (Foide), von denen Nephelin der häufigste ist.
Findet man Quarz im Gestein, so zeigt seine Anwesenheit einen Überschuss an SiO₂ an, denn Quarz erscheint nur dann im Gestein, wenn alle anderen Minerale kein SiO₂ mehr aufnehmen können. Daher SiO₂-Überschuss. Weil es nun nicht gleichzeitig SiO₂-Überschuss und SiO₂-Mangel geben kann, kommen Quarz und Feldspatvertreter nicht zusammen vor.
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