Mineralogie

Kristalle(grch.κρ

$$ \kappa \rho \upsilon '\sigma \tau \alpha \lambda \lambda o\sigma$$

σταλλοσ = Eis, übertragen auf den Bergkristall; Abb. 1.1) sind feste, homogene, anisotrope Körper mit dreidimensional periodischer Anordnung ihrer chemischen Bausteine (Atome, Ionen, Moleküle).

Der Kristallbegriff greift weit über die Mineralwelt hinaus; er umfasst ebenso alle kristallinen Substanzen, die im Labor und in technischen Betrieben künstlich gezüchtet oder durch Massenkristallisation hergestellt werden.

Minerale sind chemisch einheitliche, natürliche Bestandteile der Erde und anderer Himmelskörper (Mond, Meteoriten, erdähnliche Planeten unseres und anderer Sonnensysteme). Von wenigen Ausnahmen abgesehen, sind Minerale anorganisch, fest und kristallisiert (Abb. 1.1, 2.1).

Gesteine (Abb. 2.2) sind Mineralaggregate, die räumlich ausgedehnte, selbständige geologische Körper bilden und wesentliche Teile der Erde, des Mondes und der erdähnlichen Planeten aufbauen. Der Gesteinsbegriff umfasst darüber hinaus die relativ seltenen natürlichen Gläser.

Im elementaren Zustand treten in der Natur etwa 20 chemische Elemente auf. Darunter befinden sich gediegene (ged.) Metalle, Metalloide (Halbmetalle) und Nichtmetalle. Die Metalle sind meistens legiert: Sie neigen zur Mischkristallbildung, z. B. (Au, Ag). Die wichtigsten Vertreter sind in Tabelle 4.1 zusammengestellt.

Zu dieser Mineralklasse gehört die größte Anzahl der Erzminerale. Viele von ihnen sind opak, d. h. sie sind auch in Dünnschliffen von 20–30 μm Dicke undurchsichtig; sie besitzen Metallglanz mit unterschiedlichem Farbton. Nichtopake sulfidische Erzminerale sind in dünnen Schichten durchscheinend, besitzen eine sehr hohe Lichtbrechung und zeigen z. T. Diamantglanz. Alle geben auf rauher Porzellanplatte einen diagnostisch verwertbaren Strich bei der Mineralbestimmung nach äußeren Kennzeichen.

Die Minerale dieser Klasse enthalten in ihren Strukturen große elektronegativ geladene Halogenionen Cl

-

, F

–

, Br

–

und J

–

. Diese sind mit ebenfalls relativ großen Kationen von niedriger Wertigkeit koordiniert; der Bindungscharakter ist bevorzugt heteropolar. Ihre Strukturen besitzen z. T. die höchstmögliche Symmetrie $$4/\text m\bar 32/\text m$$, so die Minerale Halit, Sylvin und Fluorit. Die Minerale dieser Klasse sind farblos oder allochromatisch, d. h. durch Fremdionen oder Fremdeinschlüsse gefärbt. Sie besitzen eine geringe Dichte, niedrige Lichtbrechung, einen relativ schwachen Glanz und sind teilweise leicht in Wasser löslich.

In der Klasse der Oxide bildet der Sauerstoff Verbindungen mit ein, zwei oder mehreren Metallen. In ihren Kristallstrukturen liegen im Unterschied zu den Sulfiden jeweils annähernd Ionenbindungen mit teilweise Übergängen zur homöopolaren Bindung vor.

Chemisch sind die Karbonate Salze der Kohlensäure H

2

CO

3

. Strukturell ist ihnen ein inselartiger Anionenkomplex [CO

3

]

2–

gemeinsam. Die zugehörigen Kationen können dabei einen kleineren oder einen größeren Ionenradius besitzen als das Ca

2+

mit 1,08 Å. Die Karbonate mit einem kleineren Kation wie z. B. Mg

2+

, Zn

2+

, Fe

2+

oder Mn

2+

kristallisieren ditrigonal-skalenoedrisch wie Calcit CaCO

3

und haben

Calcit-Struktur

(Abb. 8.1). Demgegenüber kristallisieren die Karbonate mit größeren Kationen wie Sr

2+

, Pb

2+

oder Ba

2+

mit einem Radius >1,08 Å rhombisch, und die Strukturen ihrer Karbonate entsprechen derjenigen des Aragonits CaCO

3

. In der orthorhombischen

Aragonit-Struktur

haben diese größeren Kationen 9 O als nächste Nachbarn anstatt 6 O; es steht ihnen ein entsprechend größerer Raum in der Struktur zur Verfügung. Die hexagonale

Vaterit-Struktur

besteht aus Schichten von dicht gepackten [CO

3

]-Gruppen ⊥ (0001), die mit Schichten von [8]-koordiniertem Ca wechsellagern. Die Trimorphie des CaCO

3

, das in der Calcit-, Aragonit- oder Vaterit-Struktur kristallisieren kann, erklärt sich wesentlich aus der mittleren Größe des Ca

2+

und seinem mittleren Raumbedarf.

Bei den Kristallstrukturen der wasserfreien Sulfate bildet der Anionenkomplex [SO

4

]

2–

mit S im Mittelpunkt ein leicht verzerrtes Tetraeder, an dessen Ecken sich 4 O befinden. Der [SO

4

]-Komplex wird durch starke homöopolare Bindungskräfte zusammengehalten, während die Bindungen zwischen [SO

4

] und den Kationen ausgesprochen heteropolar sind. Bei den Kristallstrukturen von Baryt, Coelestin und Anglesit mit ihren relativ großen Kationen Ba

2+

, Sr

2+

und Pb

2+

bilden 12 O die nächsten Nachbarn in etwas verschiedenen Abständen. Dagegen ist das kleinere Ca

2+

bei Anhydrit nur von 8 O-Nachbarn umgeben, die fast gleich weit entfernt sind. Der Anionenkomplex ist dabei weniger verzerrt. Daraus erklären sich geometrische Unterschiede in der Anhydrit-Struktur gegenüber Baryt. Man kann die rhombische Anhydrit-Struktur – wie auch die rhombischen Strukturen der Baryt-Gruppe – als deformierte NaCl-Struktur beschreiben, dessen Na- Ionen durch Ca-Ionen und die Cl-Ionen durch SO

4

-Tetraeder ersetzt sind.

Diese Mineralklasse ist wegen umfangreicher Diadochie-Möglichkeiten ganz besonders artenreich. Alle Strukturen dieser Klasse enthalten tetraedrische Anionenkomplexe [PO

4

]

3–

, [AsO

4

]

3–

und [VO

4

]

3–

als wichtigste Baueinheiten, wobei sich P

5+

, As

5+

und V

5+

diadoch vertreten können. Die Kationen sind gegenüber O [9]-koordiniert. Apatit, ihr wichtigster und häufigster Vertreter, enthält als zusätzliche Anionen 2. Stellung F, Cl und OH, die sich gegenseitig ersetzen können. Apatit-Struktur haben das Phosphat Pyromorphit, das Arsenat Mimetit und das Vanadat Vanadinit, in denen als Kation Pb

2+

anstelle von Ca

2+

eingebaut ist.

Die dominierende Rolle der natürlichen Silikate (einschließlich Quarz) besteht darin, dass sie mit einem Anteil von etwas über 90 Vol.-% am stofflichen Aufbau der Erdkruste beteiligt sind (Tabelle 2.2, S. 37). Darüber hinaus besitzen sie eine überragende technische und wirtschaftliche Bedeutung als mineralische Rohstoffe.

Während des Wachstums oder der Rekristallisation von Mineralen können neben kristallinen Körpern auch Flüssigkeiten eingeschlossen werden. Flüssigkeits- Einschlüsse (engl. fluid inclusions) werden oft übersehen, da sie mit einem Durchmesser von normalerweise <1 μm–0,1 mm sehr klein sind. In vielen Fällen sind sie <0,01 mm. Größere Einschlüsse bis zu mehreren Millimetern sind selten. Die ersten Arbeiten über Flüssigkeits-Einschlüsse erschienen bereits vor über 130 Jahren. Nach 1900 erlebte diese Forschungsrichtung einen schnellen Aufschwung. Ein ausführlicher Abriss wird in den Lehrbüchern von Roedder (1984), Shepherd et al. (1985), Leeder et al. (1987) und Goldstein u. Reynolds (1994) gegeben. Das Ziel der Untersuchung von Flüssigkeits-Einschlüssen ist die Ermittlung von physikalischen Daten wie Temperatur, Druck, Dichte und Zusammensetzung der Flüssigkeiten. Diese Daten ermöglichen Rückschlüsse auf die Bildungsbedingungen ihrer Wirtminerale.

Magmatische Gesteine (Magmatite, Eruptivgesteine, engl. igneous rocks) sind (im Wesentlichen) Kristallisationsprodukte aus einer natürlichen glutheißen silikatischen Schmelze, dem

Magma

. Gelegentlich kommen auch

karbonatische

,

oxidische

oder

sulfidische

Magmen in der Natur vor.

Der aktive Vulkanismus ist für Geologen und Petrologen von besonderem Interesse, da er einer der wenigen geologischen Prozesse ist, die sich unmittelbar beobachten lassen. Vulkane sind geologische Gebilde, die durch den Ausbruch von magmatischen Schmelzen und/oder Gasen aus dem Erdinnern an die Erdoberfläche oder auf den Meeresboden entstehen. Als Vulkane im geographischen Sinne bezeichnet man die Hügel oder Berge, die durch Anhäufung von vulkanischem Gesteinsmaterial gebildet wurden.

Bleiben Magmen im Erdinnern stecken und kristallisieren unter der Auflast mächtiger Gesteinsmassen, d. h. bei erhöhten Drücken, so bilden sich

Plutonite

(

Tiefengesteine

). Im Gegensatz zum Vulkanismus entziehen sich die Prozesse des Plutonismus der unmittelbaren Beobachtung; sie lassen sich daher nur indirekt aus den Verbandsverhältnissen und Gefügen der Plutonite erschließen.

Wie wir gesehen haben, werden bei Vulkanausbrüchen glutheiße Gesteinsschmelzen aus dem Erdinnern gefördert, die unter stürmischer Entgasung ausfließen oder explosiv herausgeschleudert werden. Man muss daraus schließen, dass im Erdinnern glutheiße Schmelzen existieren, in denen leichtflüchtige (volatile) Komponenten gelöst sind. Die meisten Laven, die an die Erdoberfläche gefördert werden, enthalten bereits Kristalle, die in einer Magmenkammer oder beim Aufstieg gewachsen sind; sie bilden Einsprenglinge in vulkanischen Gesteinen. Als

Magma

bezeichnet man dementsprechend

glutheiße Gesteinsschmelzen des Erdinnern, die neben leichtflüchtigen Bestandteilen meist auch Kristalle enthalten können

. Es muss daran erinnert werden, dass „Magma“ ein theoretischer Begriff ist; denn niemand hat ein Magma je gesehen! Wir beobachten lediglich die vielfältigen Entgasungsprozesse von Lava an der Erdoberfläche, die ein wesentliches Merkmal des Vulkanismus sind (Abb. 16.1) und bei explosiver Entbindung der Gase oft eine verheerende Rolle spielen. Solche Prozesse belegen eindringlich, dass die Menge an leichtflüchtigen Komponenten, die im Magma gelöst sind, groß sein muss. Aber auch die ruhiger verlaufende Entgasung z. B. von ausfließenden Lavaströmen beeindruckt durch die enormen Mengen geförderter Gase. Weitere Schlüsse über das Magma der Tiefe werden aus seinen Kristallisationsprodukten, den Vulkaniten und Plutoniten, gezogen.

Es ist schon lange bekannt, dass die zahlreichen Typen von magmatischen Gesteinen nicht isoliert betrachtet werden dürfen. Vielmehr bestehen zwischen den Vulkaniten oder Plutoniten, die in einer bestimmten Region (

Magmatische Provinz

) gefördert wurden, zeitliche und räumliche Zusammenhänge. Die unterschiedlichen Gesteinsarten einer magmatischen Provinz sind häufig durch Übergänge miteinander verknüpft; in ihrer chemischen und mineralogischen Zusammensetzung zeigen sie charakteristische Variationen oder sie weisen gewisse Grundgemeinsamkeiten, z. B. generell hohe K-Gehalte, auf. Man kann daher die einzelnen Gesteinstypen nicht auf eine ebenso große Zahl selbständig gebildeter primärer Stamm-Magmen zurückführen. Vielmehr bilden sie Glieder von

magmatischen Serien

, die sich mit sinkender Temperatur durch unterschiedliche geologische Prozesse aus einem Stamm-Magma entwickelt haben. Die Trennung eines gegebenen Stamm-Magmas in verschiedene, stofflich unterschiedliche, meist aber durch gewisse Übergänge miteinander verbundene Teilmagmen wird als

magmatische Differentiation

bezeichnet. Darüber hinaus können sich Magmen durch

Magmenmischung

oder durch

Assimilation

von Nebengestein in ihrer ursprünglichen Zusammensetzung verändern. Nach einer Abschätzung von Schmincke (2000, S. 16) werden weltweit pro Jahr über 30–35 km

3

Magmen gefördert. Dabei entfallen auf die unterschiedlichen plattentektonischen Situationen im Durchschnitt die in Tabelle 17.1 genannten Mengen.

Zum Verständnis der Regeln, die bei der Kristallisation von Mineralen (Mineralparagenesen und Gesteinen) aus Silikatschmelzen herrschen, haben experimentelle Untersuchungen in Hochtemperatur-Öfen unschätzbare Beiträge geliefert. Solche Experimente wurden seit Beginn des 20. Jahrhunderts im Geophysical Laboratory der Carnegie Institution in Washington, D.C. (USA), später auch an anderen Instituten durchgeführt, und zwar zunächst an sehr einfachen Silikatsystemen unter trockenen Bedingungen und bei 1 bar Druck. Später erfolgten solche Untersuchungen an zunehmend komplizierteren Systemen oder natürlichen Gesteinen (s. Abschn. 16.3.2, S. 267f) und bei viel höheren Drücken unter Anwesenheit leichtflüchtiger Komponenten, besonders H

2

O. Für solche Hydrothermal- Experimente sind Hochdruck-Autoklaven unterschiedlicher Bauart, insbesondere innenbeheizte Bomben, erforderlich. Damit können auch die komplexeren, (OH)-haltigen gesteinsbildenden Minerale erfasst und dadurch die experimentellen Bedingungen den natürlichen Verhältnissen schrittweise angenähert werden. Selbstverständlich sind die experimentell gewonnenen petrologischen Modelle im Einzelfall nur mit kritischen Einschränkungen anwendbar, wobei wir grundsätzlich zwischen zwei Grenzfällen unterscheiden müssen, der Gleichgewichtskristallisation und der fraktionierten Kristallisation. Die Kristallisation eines Magmas in der Natur ist ein sehr komplexer Prozess, der noch dazu in viel größeren zeitlichen und räumlichen Dimensionen abläuft als im Experiment. Trotzdem konnten durch die experimentelle Petrologie Erkenntnisse von prinzipieller Bedeutung für das Verständnis der Bildung und Differentiation von Magmen gewonnen werden.

Basalte stellen die wichtigste Gruppe der vulkanischen Gesteine dar, die erdweit in großer Verbreitung auftreten. Bildung, Differentiation und Förderung basaltischer Magmen haben enge Beziehungen zur Plattentektonik (z. B. Pearce u. Cann 1973; Tabelle 19.1). Experimentelle Untersuchungen in vereinfachten Modellsystemen und an natürlichen Gesteinen haben entscheidend dazu beigetragen, die Entstehung von Basalt-Magmen durch partielle Anatexis von Peridotit im Oberen Erdmantel besser zu verstehen.

Zusammen mit Granodioriten und Tonaliten stellen Granite die wichtigste Gruppe von Plutoniten dar. Durch experimentelle Untersuchungen im vereinfachten Modellsystem Qz–Or–Ab (–An)–H

2

O (–CO

2

) konnte nachgewiesen werden, dass sich granitische Magmen durch partielle Anatexis von Gesteinen der unteren Erdkruste bilden. Damit wurden ältere Modelle der „Transformisten“, nach denen Granite nicht magmatisch, sondern durch metasomatische Umwandlung metamorpher Gesteine entstehen, widerlegt. In ihrer Zusammensetzung spiegeln Granite die unterschiedlichen plattentektonischen Situationen wider, in denen sie gebildet wurden.

Bei der Kristallisation basischer Magmen kommt es oft zur syngenetischen Anreicherung von Erzmineralen, wodurch weltwirtschaftlich bedeutsame Erzlagerstätten von Chromit, Titanomagnetit, Ilmenit, Nickelmagnetkies (Pyrrhotin mit entmischten Pentlandit-Lamellen), Chalkopyrit (Kupferkies) und Platinmetallen (Legierungen von Platin-Gruppen-Elementen PGE) entstehen können. Zwei Bildungsmechanismen sind dabei von großer Wichtigkeit:

1.

die Anreicherung von

Erzkristallisaten

im Zuge von Vorgängen der

fraktionierten Kristallisation

und

2.

die Bildung von sulfidischen oder oxidischen

Erzschmelzen

durch

liquide Entmischung

aus Sulfid-Oxid-führenden Silikatmagmen.

Pegmatite sind sehr grobkörnige bis riesenkörnige magmatische Gesteine, in denen Einzelkristalle bis mehrere Meter groß werden können. Sie bilden sich aus silikatischen Restschmelzen, die an H

2

O, F, B

2

O

3

und anderen leichtflüchtigen Komponenten angereichert sind. Prinzipiell kann jeder Plutonit als Pegmatit ausgebildet sein. So hatten wir bereits das Merensky-Reef im Bushveld-Komplex als Beispiel für einen mafischen bis ultramafischen Pegmatit kennen gelernt (Abschn. 21.3.1, S. 328ff ).

Der Übergang vom pegmatitischen zum hydrothermalen Stadium ist fließend mit allen Übergängen zwischen H

2

O-reichen Schmelzen, überkritischen Fluiden und unterkritischen Lösungen. Unterschiede hängen von den Zustandsbedingungen Temperatur, Druck sowie Konzentration der leichtflüchtigen Komponenten in dem betreffenden System ab.

Der Begriff

Verwitterung

umfasst alle Veränderungen, welche Gesteine und Minerale im Kontakt mit Atmosphäre und Hydrosphäre erleiden (von Engelhardt 1973). Dabei zählen zur subaerischen Verwitterung alle Vorgänge, die in Berührung mit der Atmosphäre ablaufen, zur

subaquatischen

Verwitterung alle entsprechenden Vorgänge, die unter Wasserbedeckung stattfinden.

Die sedimentäre Abfolge umfasst die folgenden Prozesse, die sich in einem zeitlichen Ablauf aneinander reihen:

Verwitterung→Transport→Ablagerung bzw. Ausscheidung→Diagenese.

Unter Gesteinsmetamorphose (von grch. μεταμóρϕωσις = Umwandlung) versteht man die Summe aller Umwandlungen, mit denen ein Gestein auf Veränderungen der physikalisch-chemischen Bedingungen im Erdinnern, insbesondere von Druck und Temperatur, reagiert. Dabei entstehen aus magmatischen, sedimentären oder (bereits) metamorphen Ausgangsgesteinen neue, metamorphe Gesteine (Metamorphite), die sich in ihrem

Gefüge

, ihrem

Mineralbestand

, bisweilen sogar in ihrem

Chemismus

vom Ausgangsgestein unterscheiden. Während bei der konventionellen Metamorphose der feste Zustand im Wesentlichen erhalten bleibt, kann es bei hochgradiger Metamorphose zum teilweisen Aufschmelzen von Gesteinen kommen (

partielle Anatexis

). Mit der beginnenden Absonderung von Schmelze ist das Grenzgebiet zur Magmenbildung erreicht (

Ultrametamorphose

).

Polymetamorphe Gesteine

haben mehrere verschiedene Metamorphoseakte erlebt.

Wie wir im vorausgehenden Kapitel gezeigt hatten, führt die Gesteinsmetamorphose zu tiefgreifenden Veränderungen im Gefüge und im Mineralbestand von Gesteinen. Durch prograde und retrograde Mineralreaktionen entstehen neue Mineralgesellschaften, die eine schrittweise Anpassung an die sich verändernden

P

-

T

-Bedingungen dokumentieren. Dabei kann – zumindest beim Höhepunkt der Metamorphose – ein thermodynamisches Gleichgewicht erreicht oder annähernd erreicht werden, so dass man von

Gleichgewichtsparagenesen

sprechen kann. Im folgenden Kapitel wollen wir wichtige Mineralreaktionen und die dabei entstehenden Paragenesen näher kennenlernen. Darüber hinaus sollen die Methoden diskutiert werden, mit denen man die Stabilitätsbedingungen metamorpher Paragenesen quantitativ abschätzen kann.

Durch prograde Mineralreaktionen entstehen in metamorphen Gesteinen – je nach ihrer chemischen Zusammensetzung – charakteristische Mineralparagenesen. Diese repräsentieren beim Höhepunkt der Metamorphose zumindestens angenähert ein thermodynamisches Gleichgewicht und spiegeln dementsprechend die erreichten Drücke und Temperaturen wider. Die Gesamtheit aller Paragenesen, die in metamorphen Gesteinen mit

unterschiedlichem Chemismus

, aber bei etwa

gleichen P-T-Bedingungen

gebildet wurden, definieren eine metamorphe Fazies.

Durch die bahnbrechenden Forschungsergebnisse der Geophysik seit Beginn des 20. Jahrhunderts ist der Schalenbau der Erde, der bereits durch Descartes (1644) vorausgeahnt worden war, gesicherte Erkenntnis. Danach gliedert sich die Erde in drei relativ scharf begrenzte Schalen von unterschiedlicher Dichte, Masse und Volumen: Erdkruste, Erdmantel und Erdkern (Tabelle 29.1). Darüber hinaus haben Ergebnisse der experimentellen Petrologie und Geochemie wesentlich dazu beigetragen, plausible Modelle vom inneren Aufbau sowie von der chemischen und mineralogischen Zusammensetzung des Erdinnern zu entwickeln.

Der Mond umkreist die Erde in einer Entfernung von durchschnittlich 384400 km. Er besitzt einen Radius von 1738 km (ca. ¼ des Erdradius); seine mittlere Dichte beträgt nur 3,34 g/cm

2

, ist also wesentlich geringer als die der Erde. Schon die unbemannten Weltraum-Missionen der UdSSR (Lunik seit 1959) und der USA (Ranger und Surveyor seit 1964) haben grundlegende Erkenntnisse über den Aufbau des Mondes und die petrographische Zusammensetzung der Mondoberfläche erbracht. Von unschätzbarem Wert für die geologische Erforschung waren die bemannten Apollo-Missionen der USA, die erstmals eine direkte Probenahme und geophysikalische Experimente auf der Mondoberfläche erlaubten. Die Apollo- 11-Astronauten Neil Armstrong und Edwin Aldrin betraten am 20. Juli 1969 als erste Menschen den Mond. Im Zuge der Apollo-Missionen 11 bis 17 und der sowjetischen Luna-Missionen 16, 20 und 24 wurden zwischen 1969 und 1976 insgesamt fast 2 200 Gesteinsproben mit einem Gesamtgewicht von über 380 kg auf dem Mond gesammelt (Taylor 1975).

Meteorite sind Bruchstücke extraterrestrischer Körper, die den Flug durch die Erdatmosphäre überleben und auf der Erdoberfläche aufschlagen. Die meisten Meteorite unterscheiden sich in ihrem Gefüge von irdischen Gesteinen. Wichtige Meteoriten-Minerale kommen auch auf der Erde häufig vor, andere dagegen sind hier unbekannt. Bisher wurden in Meteoriten keine chemischen Elemente nachgewiesen, die es nicht auch auf der Erde gibt. Allerdings weisen Meteorite oft höhere Gehalte an Nickel sowie an den Platinmetallen Ir, Os und Rh auf und führen neben oxidiertem Eisen, das insbesondere in den Silikat-Mineralen gebunden ist, metallisches Eisen in Form von Fe-Ni-Legierungen.

Nach ihrer Entfernung von der Sonne, ihrer Größe, Masse und Dichte sowie ihrem inneren Aufbau gliedern sich die planetarischen Körper unseres Sonnensystems in vier unterschiedliche Gruppen (Abb. 32.1, Tabelle 32.1):

1.

Zusammen mit der Erde nehmen die

kleinen, erdähnlichen Planeten

Merkur, Venus und Mars den innersten Bereich des Sonnensystems ein. Sie besitzen einen kleineren Durchmesser und eine kleinere Masse als die Erde, aber mit Werten zwischen 3,93 (Mars) und 5,43 (Merkur) eine ähnliche mittlere Dichte wie die Erde (5,515). Aus diesen hohen Dichtewerten lässt sich schließen, dass die kleinen Planeten überwiegend aus Mineralen bestehen, aber nur einen geringen Eisanteil enthalten und dass sie ähnlich wie die Erde in eine silikatische Lithosphäre und einen Nickeleisen-Kern differenziert sind.

Bei der Lektüre dieses Buches ist dem aufmerksamen Leser klar geworden, dass die Verteilung der chemischen Elemente in der Natur wesentlich durch gesteinsbildende Prozesse kontrolliert wird. Bereits im frühen Entwicklungsstadium unseres Sonnensystems differenzieren sich die erdähnlichen Planeten, die ursprünglich

chondritische

Zusammensetzung hatten, in einen

metallischen Kern

und einen

silikatischen Mantel

.

Krustenbildende Prozesse

werden durch

partielle Aufschmelzung

im Mantel ausgelöst. Dabei entstehen

Stamm-Magmen

, in denen die

inkompatiblen Elemente

in verschiedenem Maße angereichert werden.

Fraktionierte Kristallisation

dieser Magmen, häufig kombiniert mit

Assimilation

von Nebengestein, führt zur Bildung

magmatischer Serien

von unterschiedlichem geochemischen Charakter.

Bevor wir uns der Frage zuwenden, welche Prozesse zur Entstehung unseres Sonnensystems geführt haben, müssen wir uns zunächst einige grundlegende Tatsachen ins Gedächtnis rufen (Unsöld u. Baschek 2005; Chambers 2005; Weigert et al. 2005):

1.

Die Bahnen der Planeten sind nahezu kreisförmig und koplanar; sie besitzen den gleichen Umlaufsinn, der mit dem der Sonne übereinstimmt. Nach der Regel von Titius-Bode.