Oberrheingraben und Kaiserstuhl Exkursion


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Oberrheingraben und Kaiserstuhl Exkursion | G.Brügmann und D.Mertz | Uni Mainz | 5. & 6. Juni 2009 

 



Abb 1 Weltkarte mit allen bekannten Karbonatitvorkommen (aus Woolley & Kjarsgaard, 2008) 

Karbonatite 

Karbonatite 

Karbonatite 

Karbonatite –––– Vorkommen und Genese

 Vorkommen und Genese

 Vorkommen und Genese

 Vorkommen und Genese    

Sebastian Fischer, Stephan Porr, Lars Beierlein 

 

Zunächst 



wurde 

der 


Begriff 

Karbonatite 

nur 

für 


ein 

bestimmtes 

Karbonatgesteinsvorkommen  in  Telemark,  Norwegen  verwendet.  1921  schlug  Brögger 

zum ersten Mal einen magmatischen Ursprung für diese Gesteine vor, ab dann wurde der 

Begriff  für  Gesteine  ähnlicher  Art  verwendet.  Die  magmatische  Bildung  kann  erst  seit 

1960 dank am Oldoinyo Lengai beobachteten Ausfließens karbonatitischer Lava (Dawson, 

1962) als völlig gesichert gelten. Kurz vorher konnte schon experimentell karbonatische 

Schmelze „hergestellt“ werden (Wyllie & Tuttle, 1960).  

Vorkommen

Vorkommen

Vorkommen

Vorkommen    

1989  waren  etwa  330  Karbonatitvorkommen  bekannt  (Wooley,  1989),  die  aktuellste 

Auflistung enthält 527 Vorkommen (Wooley & Kjarsgaard, 2008). Abbildung 1 gibt eine 

Übersicht  über  ihre  weltweite  Verteilung.  Aufgrund  der  geringen  Größe  von 

Karbonatitvorkommen  ist  die  Wahrscheinlichkeit,  dass  in  nur  grob  kartierten  Gebieten 

der Erde noch weitere Karbonatite entdeckt werden relativ groß. 

 


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Abb  2  Histrogramm  von  Karbonatitaltern 

(Woolley & Kjarsgaard 2008) 

Al

Al

Al



Alter der Karbonatite

ter der Karbonatite

ter der Karbonatite

ter der Karbonatite    

Die  steigende  Anzahl  an  Altersdatierungen 

hat gezeigt, dass im Verlauf der Erdgeschichte 

die  Karbonatitaktivität  stetig  zugenommen 

hat (vgl. Abb. 2, Wooley & Kjaarsgard, 2008).  

Woolley und Kjaarsgard (2008) interpretieren 

den  Trend  als  fortschreitende  Metasomatose 

(hier  Karbonatisierung)  des  Erdmantels  über 

die  Zeit  und  somit  zunehmende  Häufigkeit 

der  Bildungsvoraussetzungen  für  Karbonatite 

(siehe  auch  Kapitel  „Genese“).  Bei  der 

Interpretation  der  Daten  sollte  berücksichtigt 

werden,  dass  ältere  Karbonatitvorkommen  der  Verwitterung  zum  Opfer  gefallen  sein 

könnten (Veizer et al 1992, zitiert in Woolley & Kjarsgaard, 2008). 

T

T



T

Tektonisches Setting

ektonisches Setting

ektonisches Setting

ektonisches Setting    

Weit  verbreitet  ist  die  Auffassung,  Karbonatite  seien  an  Riftstrukturen  gebunden.  Die 

bekannten  Vorkommen  am  Kaiserstuhl  und  am  Oldoinyo  Lengai  unterstützen  diese 

Ansicht.  Allerdings  lässt  sich  weniger  als  die  Hälfte  aller  bekannten  Karbonatite  auf 

Grabenstrukturen zurückführen. Die restlichen Karbonatite sind mit Hauptstörungen und 

Schnittpunkten  von  großen  Störungen  (z.B.  Kola-Halbinsel)  in  Verbindung  zu  bringen 

(Woolley,  1989).  Oftmals  wird  darauf  hingewiesen,  dass  die  Karbonatite  einiger 

Vorkommen  entlang  Linien  angeordnet  sind.  Woolley  (1989)  führt  dies  auf  u.U.  tief 

liegende Störungszonen zurück und betont, dass Plattenwanderung über einen stationären 

Mantelplume aufgrund der sehr unterschiedlichen Alter entlang einiger Linien nicht als 

Erklärung für die lineare Anordnung der Karbonatite gelten kann. Anhand der zeitlichen 

Verteilung  (vgl.  Abb.  2)  von  Karbonatitbildungsphasen  zieht  er  eine  Verbindung  von 

Karbonatitbildung und orogener Aktivität. 

Erscheinungsbild im Gelände

Erscheinungsbild im Gelände

Erscheinungsbild im Gelände

Erscheinungsbild im Gelände    

Karbonatite  zeigen  das  volle  Spektrum  an  Platznahmeformen  (Laven,  Tephren, 

Intrusionen  in  Form  von  Gängen,  Sills…),  das  auch  von  silikatischem  Magmatismus 


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0.1

1.0


10.0

100.0


1000.0

La

Ce



Pr

Nd Sm Eu


Gd Tb

Dy

Ho



Er

Tm Yb


Lu

G

e

s

te

in

/M

O

R

B

Calciokarbonatite

Magnesiokarbonatite

Ferrokarbonatite



Abb. 3 SEE von Karbonatiten im Vergleich zu MORB  

(Daten  aus  Woolley  &  Kempe,  1989;  Werte  für  MORB  aus 

Klein, 2003) 

bekannt  ist.  Der  Hauptunterschied  besteht  in  Größe  und  Intrusionsfolge.  So  sind  keine 

Karbonatitkörper  bekannt,  die  die  Dimensionen  großer  silikatischer  Intrusionen 

erreichen  (Barker,  1989).  Eine  Vergesellschaftung  von  Karbonatiten  und  silikatischen 

Magmatiten  ist  häufig  zu  beobachten.  Meist  handelt  es  sich  um  SiO

2

-untersättigte, 



foidhaltige  Alkalimagmatite  wie  Nephelinite,  Phonolite,  Melilitite  (Mitchell,  2005). 

Karbonatite,  so  sie  mit  silikatischen  Magmatiten  assoziiert  sind,  eruptieren  bzw. 

intrudieren  im  späten  Stadium  der  Sequenz  und  sind  massenmäßig  den  silikatischen 

Gesteinen deutlich untergeordnet (Barker, 1989).  

 

Oft unterlagen gerade die Karbonatitintrusionen einer Subsolidus-Rekristallisation, 



sodass  magmatische  Strukturen  (z.B.  Fließgefüge,  Einsprenglinge  in  Matrix)  zumindest 

verschleiert,  wenn  nicht  sogar  völlig  überprägt  sind  (Barker,  1989).  Auch  ist  in  vielen 

Fällen  eine  Alkali-Metasomatose  des  Nebengesteins  zu  beobachten,  die  durch  C-reiche 

Fluide aus dem Karbonatitmagma bedingt ist. Der Prozess der Alkali-Metasomatose durch 

Karbonatite wird nach dem Fen-Komplex in Norwegen auch als Fenitisierung bezeichnet 

(Gittins, 1989). 

Chemismus und Klassifikation 

Chemismus und Klassifikation 

Chemismus und Klassifikation 

Chemismus und Klassifikation     

Tabelle  1  (im  Anhang)  gibt  eine  Übersicht  über  die  chemische  Zusammensetzung  von 

verschiedenen Karbonatit-Typen. Auffällige Merkmale sind sehr niedrige Gehalte an SiO

2



Al



2

O

3



  und  Alkalien  und  hohe 

Gehalte  an  CO

2

,  CaO  und  bei 



bestimmten  Karbonatittypen 

MgO  und  FeO  &  Fe

2

O

3



.  Eine 

Ausnahme 

bilden 

die 


Natrokarbonatite 

vom 


Oldoinyo  Lengai  Vulkan,  die 

Na

2



O-Gehalte  von  über  30 

wt%  und  K

2

O-Gehalte  von 



über  7  wt%  haben  (Dawson  et 

al, 1995). 



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Abb  4  Chemische  Klassifikation  der  Karbonatite 

unter Verwendung der Oxid-wt% (nach LeMaitre, 

2004). Gilt nur für SiO

2

 < 20%! 



Unter den magmatischen Gesteinen haben Karbonatite die höchsten Gehalte an Seltenen 

Erdelementen  (SEE)  überhaupt  (Woolley  &  Kempe,  1989).  Oft  sind  diese  so  stark 

angereichert,  dass  sie  eigene  Mineralphasen  bilden  und  somit  wichtige  Lagerstätten  für 

SEE  darstellen.  Abbildung  3  zeigt  die  Anreicherung  von  SEE  in  Karbonatiten  im 

Vergleich zu MORB. Ferrokarbonatite haben die höchsten SEE-Gehalte, generell sind bei 

allen  Karbonatiten  die  leichten  SEE  gegenüber  den  schweren  SEE  sehr  viel  höher 

angereichert als in anderen Magmatiten (Woolley & Kempe, 1989).  

Klassifikation

Klassifikation

Klassifikation

Klassifikation    

Die folgende Klassifikation erfolgt nach LeMaitre (2004). 

Karbonatite  sind  Gesteine  magmatischen  Ursprungs,  die  mehr  als  50  Modalprozent 

Karbonatminerale 

enthalten. 

Weitere 


Unterscheidung 

erfolgt 


anhand 

des 


Mineralgehaltes: 

Calcitkarbonatit

Calcitkarbonatit

Calcitkarbonatit

Calcitkarbonatit     (calciocarbonatite),  wenn 

das  Hauptkarbonatmineral  Calcit  ist.  Diese 

können  weiter  in  grobkörnigen  Sövit

Sövit


Sövit

Sövit  und 

fein-  bis  mittelkörnigen  Alvikit

Alvikit


Alvikit

Alvikit  unterteilt 

werden. 

Dolomitkarbonatite

Dolomitkarbonatite

Dolomitkarbonatite

Dolomitkarbonatite     (magnesiocarbonatite), 

wenn 


Dolomit 

das 


dominierende 

Karbonatmineral  ist.  Alternativ  werden 

diese auch Beforsit

Beforsit


Beforsit

Beforsit genannt.  

Ferrokarbonatite

Ferrokarbonatite

Ferrokarbonatite

Ferrokarbonatite,  wenn  das  Hauptkarbonat 

eisenreich ist (z.B. Siderit). 

Natrokarbonatite

Natrokarbonatite

Natrokarbonatite

Natrokarbonatite,  die  hauptsächlich  aus  Na-K-Ca-Karbonaten  bestehen.  Diese  seltene 

Karbonatitvariante ist nur vom Oldoinyo Lengai Vulkan in Tansania bekannt. 

Ist das Gestein zu feinkörnig für die oben genannte Klassifikation, so kann, falls der 

SiO


2

  Gehalt  20  wt%  nicht  übersteigt,  die  chemische  Klassifikation  aus  Abbildung  4 

verwendet  werden.  Für  Gesteine  mit  mehr  als  20  wt%  SiO

2

  sollte  der  Name 



Silicokarbonatit

Silicokarbonatit

Silicokarbonatit

Silicokarbonatit  verwendet  werden.  Für  detaillierte  Klassifikation  aufgrund  der  Chemie 

siehe LeMaitre (2004) und Verweise darin. 


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Genese

Genese


Genese

Genese    

Es  ist  noch  immer  nicht  einwandfrei  geklärt,  wie  karbonatische  Schmelzen  gebildet 

werden.  Typische  Isotopen-Werte  für  die  Oldoinyo  Lengai  Karbonatite  sind  0.51261-

0.51268  für 

147/144


Nd  und  0.70437-0.70446  für 

87/86


Sr  (Bell  &  Simonetti,  1996).  Auch 

hinsichtlich  der  Bleiisotopie  sind  Mantelisotopensignaturen  typisch  unter  Karbonatiten. 

Andere Karbonatitvorkommen bewegen sich in ähnlichen Bereichen. Zumindest für die 

Stammmagmen  kann  eine  Bildung  im  Erdmantel  somit  als  gesichert  angenommen 

werden. 

Laut  Panina  &  Motorina  (2008)  gibt  es  heute  drei  populäre  Konzepte,  die  Mechanismus 

und Ort der Karbonatitmagmenbildung erklären:  

a)  Karbonatitische  Schmelzen  werden  als  primäre  Schmelzen  durch  geringfügiges 

partielles Aufschmelzen des (lithosphärischen) Mantels gebildet,  

b)  Karbonatitmagmen  entmischen  aus  parentalen  Nephelinit-  oder  Melilititmagmen 

aufgrund  von  nicht  länger  gegebener  Mischbarkeit  bei  Aufstieg  und  damit  verbundener 

Druckentlastung oder  

c)  Karbonatitschmelzen  sind  die  Restschmelzen  aus  der  krustalen  Differentiation  und 

Fraktionierung alkalischer Magmen. 

 

Lee  &  Wyllie  (1998)  geben  für  Szenario  a)  an,  dass  in  diesem  Fall  der  Mantel 



karbonatisiert (= an CO

2

 angereichert) sein muss, was sowohl durch Karbonatminerale in 



Peridotiten als auch durch Hinweise auf metasomatische Reaktionen von Mantelgesteinen 

mit  karbonatreichen  Schmelzen  zumindest  als  möglich  angesehen  werden  kann.  Die 

entstehenden  Schmelzen  wären  in  diesem  Fall  dolomitischer  Art.  Die  karbonatitischen 

Schmelzen seien die Ersten eines Kontinuums von geringvolumigen, partiellen Schmelzen 

im Mantel, zu dem auch Melilitite und Kimberlite gehören. Ein weiterer Hinweis auf eine 

direkte Mantelquelle für die Karbonatite sind besonders in Calcitkarbonatiten mitgeführte 

Mantelxenolithe und Cr-reiche Magnesio-Chromite (Bailey, 1993).  

 

Fischer et al. (2009) favorisieren hingegen Szenario b), zumindest für die Oldoinyo 



Lengai Laven. Extrem niedrig gradiges partielles Aufschmelzen eines nicht übermäßig  an 

C  angereicherten  (max.  300  ppm  C,  zum  Vergleich  50-220  ppm  C  in  MORB-Quelle) 

Mantels  führe  zu  einer  nephelinitischen/melilititischen  Schmelzzusammensetzung,  aus 


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der  nach  Fraktionierung  die  natrokarbonatitische  Schmelze  in  der  oberen  Kruste 

entmische.  Dieses  Modell  würde  auch  das  häufige  gemeinsame  Auftreten  von 

Karbonatiten zusammen mit Nepheliniten/Melilititen erklären. Es sind aber Vorkommen 

von  (meist  dolomitischen)  Karbonatiten  bekannt,  die  keine  assoziierten  Silikatgesteine 

aufweisen  (Mitchell,  2005),  was  allerdings  unter  Umständen  auf  fehlende  Aufschlüsse 

derselben zurückzuführen ist. 

 

Barker (1989) argumentiert anhand des graduellen Übergangs von mit Kimberliten 



vergesellschafteten  Karbonatiten  zur  Zusammensetzung  des  Kimberlits  für  eine 

fraktionierte Kristallisation, die zu einer karbonatitischen Restschmelze führt. 

 

Auch die Anreicherung von Alkalien in manchen extrusiven Karbonatiten (z.B. die 



Natrokarbonatite  des  Oldoinyo  Lengai)  und  die  damit  verbundene  Frage  der  initialen 

Zusammensetzung von Karbonatiten steht immer noch zur Debatte (Panina & Motorina, 

2008). So wird angenommen, dass diese Anreicherung entweder 1) ein typisches Merkmal 

primärer 

Karbonatitschmelzen 

ist 


und 

das 


Vorhandensein 

der 


anderen 

Karbonatitvarietäten durch Verlust von Alkalien während der Entwicklung des Magmas 

(z.B. durch Reaktionen mit dem Nebengestein   Fenitisierung) zu erklären ist oder aber 

2)  dass  die  kalkalkalinen  Karbonatite  die  primären  Schmelzen  darstellen  und  die 

Alkalianreicherung ein Hinweis auf Schmelze im späten Entwicklungsstadium ist (ähnlich 

wie Rhyolite alkalireicher als Basalte sind). 

Das  erste  Konzept  erscheint  unwahrscheinlich,  da  die  Natrokarbonatite  nahe  der 

eutektischen  Zusammensetzung  bei  niedrigem  Druck  liegen  und  somit  eher  als  letzte 

Restschmelze denn als primitive Schmelze anzusehen sind (Bailey 1993). 

 

 



Abschließend  bleibt  zu  sagen,  dass  die  einzelnen  Pros  und  Contras  in  der 

Diskussion  um  die  Petrogenese  von  Karbonatiten  von  Vorkommen  zu  Vorkommen  zu 

schwanken scheinen, sodass eventuell mehrere Prozesse im Zusammenspiel herangezogen 

werden müssen, um die Entstehung der ganzen Bandbreite der Karbonatite zu erklären. 



Oberrheingraben und Kaiserstuhl Exkursion | G.Brügmann und D.Mertz | Uni Mainz | 5. & 6. Juni 2009 

 



Literatur

Literatur

Literatur

Literatur    

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150


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Oberrheingraben und Kaiserstuhl Exkursion | G.Brügmann und D.Mertz | Uni Mainz | 5. & 6. Juni 2009 

 



Tabelle 1 

Tabelle 1 

Tabelle 1 

Tabelle 1 –––– Chemische 

 Chemische 

 Chemische 

 Chemische Zusammensetzung von Karbonatiten

Zusammensetzung von Karbonatiten

Zusammensetzung von Karbonatiten

Zusammensetzung von Karbonatiten    



 

calciocarbonatites 

  

magnesiocarbonatites 

  

ferrocarbonatites 

wt% 

average  no 

range 

   average  no 



range 

   average  no 

range 

SiO

2

 

2.72  116 

0.0 - 8.93    

3.63  50 

0.6 - 9.4    

4.7  57 


0.36 - 9.0 

TiO

2

 

0.15  115 

0.0 - 1.09    

0.33  49 

0.0 - 1.98    

0.42  57 

0.0 - 2.3 

Al

2

O

3

 

1.06  116 

0.0 - 6.89    

0.99  53 

0.0 - 4.41    

1.46  53 

0.01 - 5.6 

Fe

2

O

3

 

2.25 


97 

0.0 - 9.28    

2.41  48 

0.0 - 9.57    

7.44  50 

0.46 - 17.84 



FeO 

1.01 


91 

0.0 - 4.7    

3.93  47 

0.0 - 10.4    

5.28  50 

0.0 - 20.28 



MnO 

0.52  119 

0.0 - 2.57    

0.96  54 

0.2 - 5.47    

1.65  57 

0.23 - 5.53 

MgO 

1.8  122 

0.0 - 8.11    

15.06  54 

9.25 - 24.82    

6.05  58 

0.1 - 14.5 

CaO 

49.12  118 

39.24 - 55.4    

30.12  53 

20.8 - 47.0    

32.77  58 

9.2 - 46.43 

Na

2

0.29  102 

0.0 - 1.73    

0.29  44 

0.0 - 2.23    

0.39  46 

0.0 - 1.52 

K

2

0.26  105 

0.0 - 1.47    

0.28  44 

0.0 - 1.39    

0.39  51 

0.0 - 2.8 

H

2

O+ 

0.76 


78 

0.0 - 4.49    

1.2  36 

0.08 - 9.61    

1.25  35 

0.04 - 4.52 



P

2

O

5

 

2.1  119 

0.0 - 10.41    

1.9  51 


0.0 - 11.3    

1.97  54 

0.0 - 11.56 

CO

2

 

36.64  104 

11.02 - 47.83    

36.81  49  16.93 - 47.88    

30.74  53  20.56 - 41.81 

BaO 

0.34 


74 

0.0 - 5.0    

0.64  32 

0.01 - 4.3    

3.25  38 

0.02 - 20.6 



SrO 

0.86 


66 

0.0 - 3.29    

0.69  29 

0.06 - 1.5    

0.88  34 

0.01 - 5.95 



0.29 


31 

0.0 - 2.66    

0.31  21 

0.03 - 2.1    

0.45  20 

0.02 - 1.2 



Cl 

0.08 


0.0 - 0.45    

0.07 



--    



0.02 

0.01 - 0.04 



0.41 


23 

0.02 - 2.29    

0.35  12 

0.03 - 1.3    

0.96  12 

0.12 - 5.4 



SO3 

0.88 


15 

0.02 - 3.87    

1.08  13 

0.06 - 2.86    

4.14  21 

0.06 - 17.1 



ppm 

 

 



    

 

 



    

 

 



 

Li 

0.1 


--    


-- 

 

--    



10 

-- 



Be 

2.4 


0.4 - 8    



<5 

--    



12 

-- 



Sc 



0.6 - 18    

14 


10 - 17    

10 



9 - 14 



80 


31 

0 - 300    

89 



7 - 280    



191  16 

56 - 340 



Cr 

13 


10 

2 - 479    

55 



2 - 175    



62 

15 - 135 



Co 

11 


12 

2 - 26    

17 



4 - 39    



26 

11 - 54 



Ni 

18 


11 

5 - 30    

33 



21 - 60    



26 

10 - 63 



Cu 

24 


25 

4 - 80    

27  12 

4 - 94    



16  14 

4 - 45 


Zn 

188 


16 

20 - 1120    

251  10 

15 - 851    

606 



35 - 1800 



Rb 

14 


4 - 35    

31 



2 - 81    



-- 

 

-- 



119 


16 

25 - 346    

61  13 

5 - 120    



204 

28 - 535 



Zr 

189 


33 

4 - 2320    

165  14 

0 - 550    

127  13 

0 - 900 


Nb 

1204 


43 

1 - 1500    

1422  19 

10 - 16780    

1292  17 

10 - 5033 



Ag 

-- 


-- 

--    


3.2 

3.2 - 3.3    



3.4 

3.4 - 3.5 



Cs 

20 


--    


0.9 

--    



0.6 

-- 



Hf 

-- 


-- 

--    


3.2 

--    



-- 

 

-- 



Ta 



--    

21 


4 - 34    

0.9 



-- 



-- 


-- 

--    


10 

--    



20 

-- 



Au 

-- 


-- 

--    


-- 

 

--    



12 

10 - 15 



Pb 

56 


30 - 108    

89 



30 - 244    



217 

46 - 400 



Th 

52 


13 

5 - 168    

93  11 

4 - 315    



276  13 

100 - 723 



8.7 


10 

0.3 - 29    

13  13 

1 - 42    



7.2  16 

1 - 20 


La 

608 


31 

90 - 1600    

764  19 

95 - 3655    

2666  15 

95 - 16883 



Ce 

1687 


18 

74 - 4152    

2183  14 

147 - 8905    

5125 

8  1091 - 19457 



Pr 

219 


50 - 389    

560 



    



550 

141 - 1324 



Nd 

883 


190 - 1550    

634 



222 - 1755    



1618 

437 - 3430 



Sm 

130 


95 - 164    

45 



33 - 75    



128 

30 - 233 



Eu 

39 


29 - 48    

12 



3 - 20    



34 

11 - 78 



Gd 

105 


91 - 119    

-- 

 

--    



130 

31 - 226 



Tb 



9 - 10    

4.5 


0.9 - 8    

16 



4 - 36 



Dy 

34 


22 - 46    

-- 

 

--    



52 

11 - 105 



Ho 



3 - 9    

-- 


 

--    


1 - 9 



Er 



--    

-- 


 

--    


17 

3 - 35 



Tm 



--    

-- 


 

--    


1.8 

0.3 - 3 



Yb 

10 



1.5 - 12    

9.5  10 


1 - 52    

15.5 


1 - 16 


Lu 

0.7 


--    


0.08 

--    



-- 

 

-- 



Daten aus Woolley & Kempe, 1989 

   

 

 

   

 

 

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