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Nun ist aber die Diffusion zeit- und wegab-
hängig. Deswegen wird der direkt an den Bi-
otit grenzende Rand des Granates den kor-
rekten Wert X 2 vielleicht erreichen, der Kern
des Granates aber gar nicht verändert wer-
den und die Zonen zwischendrin irgendwo
auf halbem Wege stecken bleiben. Mit dem
Biotit ist es ähnlich, doch weil Schichtsilikate
viel schnellere Diffusion zulassen, wird der
Biotit viel eher als der Granat als ganzes ree-
quilibrieren, also das neue Gleichgewicht
und damit seine neue Zusammensetzung er-
reichen. Was am Ende übrig bleibt, ist ein
eingefrorener Ungleichgewichtszustand
(Abb. 2.41), dem man bestenfalls noch ent-
nehmen kann, was als letztes passiert ist,
d.h. welche Temperatur bei der letzten
Gleichgewichtseinstellung geherrscht hat.
Diese Information ist aber so gut wie nutz-
los: erstens hängt diese Temperatur nicht
notwendigerweise mit einem geologischen
Ereignis zusammen, sondern wird lediglich
durch die Diffusion gesteuert, die nichts mit
der Geologie zu tun hat, und zweitens hört
die intragranulare Diffusion in Granat etwa
bei 450 - 500°C auf, da sie ja temperaturab-
hängig und somit ab einer gewissen unteren
Schwellentemperatur einfach zu langsam
ist. Dies ist ein Grund dafür, dass unmittelbar
aneinander grenzende Granat-Biotit-Paare
sehr häufig etwa 500°C als Gleichgewichts-
temperatur anzeigen. Die in anderen Zu-
sammenhängen (Abschnitt 3.7) so nützli-
chen Ungleichgewichtszustände sind hier
also unerwünscht, da sie keine geologische
Relevanz besitzen.
Zu was ist das Ganze dann nütze? Nun, das
war ja nur ein „worst case“ Szenario. In vie-
len Gesteinen läuft die Diffusion gar nicht
oder nur sehr langsam ab, nachdem die Mi-
nerale einmal gebildet sind, da die Gesteine
rasch abkühlen (das ist die Zeitabhängigkeit!)
oder da kein Fluid in ihnen vorhanden ist,
was für die intergranulare Diffusion nötig ist.
Andere Gesteine enthalten zwar Granat und
Biotit, die aber nicht direkt miteinander ver-
wachsen sind. Sie sind z.B. durch Quarz oder
Feldspatkörner voneinander getrennt und
können daher kein Fe und Mg mehr mitein-
ander austauschen. In solchen Fällen muss
man zwar sehr vorsichtig sein, um anhand
der Texturen sicherzustellen, dass beide auch
wirklich miteinander im Gleichgewicht stan-
den, doch ist dies häufig möglich und dann
kann man die Granat-Biotit-Thermometrie
verwenden, um geologisch relevante Tempe-
raturen zu berechnen, die z.B. die Grundlage
für tektonometamorphe Modellierungen bil-
den. Und schließlich kann man sich Folgendes
überlegen: Offensichtlich ist der Kern des
Granates von späterer Reequilibrierung rela-
tiv unbeeinflusst geblieben, der Rand dage-
gen wurde verändert. Will man daher Aussa-
gen über die frühe Metamorphose eines Ge-
steines machen, wird man Analysen aus dem
Granatkern verwenden, zusammen mit ei-
nem der abgeschirmten Biotite, die oben
schon angesprochen wurden.
stimmten Energie, also einer bestimmten Farbe
aussenden. Dies erzeugt so genannte Lumines-
zenz , die in Abschnitt 2.5.8 besprochen wird
(Abb. 2.43). Viele nicht kubische Minerale zeigen
übrigens unterschiedliche Färbungen in unter-
schiedlichen Richtungen. Dies wird Pleochrois-
mus genannt und ist makroskopisch besonders
bei Cordierit sehr bekannt (von blau nach braun),
mikroskopisch bei vielen weiteren Mineralen.
Die Färbung von Mineralen wird also im We-
sentlichen durch drei unterschiedliche Parame-
ter beeinflusst: die chemische Zusammenset-
zung eines Minerales, die Verwachsung mit an-
deren Mineralen oder Defekte im Kristallgitter
(so genannte Farbzentren ,Abb.2.44).Alledrei
VariantenkommeninderNaturhäufigvorund
es ist gar nicht leicht, sie zu unterscheiden.
Schauen wir sie uns genauer an:
1. Am wichtigsten für die Farbe eines Minerals
ist seine chemische Zusammensetzung.
Seine typische Eigenfarbe ( idiochromati-
sche Färbung) wird durch die in der Formel
angegeben Elemente und deren Elektronen-
konfiguration definiert. Entsprechend ihrer
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