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a) eine
Umkristallisation
,alsoeineMineralneu-
bildung und/oder Kornvergrößerung (
Blaste-
se
), und häufig (aber nicht immer!).
b) eine
Schieferung
, also eine Einregelung der
Minerale. Schieferung ist das Resultat eines
gerichteten Druckes, der vor allem blättrige
und stängelige Minerale parallel zueinander
und senkrecht zur Hauptdruckrichtung aus-
richtet. Die Schieferung ist die typische
Struktur insbesondere der Regional-Meta-
morphite. Ausnahmen sind Granulite und
Eklogite, die meist nicht geschiefert sind,
sondern sehr massig erscheinen.
Die Umkristallisation erfolgt in der Regel über
die Auflösung eines nicht mehr stabilen Mine-
rals im Porenfluid (das deshalb unbedingt vor-
handen sein muss) und die gleichzeitige Kris-
tallisation eines unter den neuen P-T-Bedin-
gungen stabilen, metamorphen Minerals.
Oberhalb von ca. 650 °C beginnt relativ unab-
hängigvomDruck,abersehrstarkabhängig
vom Vorhandensein von Wasser, die Anatexis,
das ist die partielle Aufschmelzung der Ge-
steine. Sie führt zur Bildung von teilweise
geschmolzenen Gesteinen, den Migmatiten,
und kann schließlich zur
Palingenese
führen,
zur Neuentstehung magmatischer Gesteins-
schmelzen. Die verschiedenen Druck- und
Temperaturbereiche der Metamorphose wer-
den in verschiedene P-T-Felder - so genannte
metamorphe Fazien
(
1
Abschnitt 3.8.1) - ein-
geteilt, die in jedem Gestein durch charakteris-
tische
hen, wenn sie unter verschiedenen Bedingun-
gen rekristallisiert sind.
Leider gibt es für die metamorphen Gesteine
noch kein verbindliches nomenklatorisches
System wie für die Magmatite. Daher hat man
es für die verschiedenen Zusammensetzungen
und für die verschiedenen Druck- und Tempe-
ratur-Bedingungen mit unterschiedlichen Na-
menzutun.DieswirdinKasten1.10verdeut-
licht, wo die wichtigsten chemischen Klassen
von Gesteinen mit den jeweiligen Namen ihrer
metamorphen
Äquivalente
zusammengestellt
sind.
1.6.3 Sedimentgesteine
Sedimente und Sedimentgesteine werden prin-
zipiell in drei große Gruppen eingeteilt, die
klastischen, chemischen und biogenen Sedi-
mentite (Abb. 1.18). Wesentliches Texturmerk-
mal der meisten Sedimentite ist die
Schich-
tung
, hervorgerufen durch Material- und/oder
Korngrößenunterschiede. Ob Material in Flüs-
sen erodiert oder abgelagert wird, läßt sich aus
dem
Hjulström-Diagramm
ablesen (Abb. 1.19):
Unverfestigte Sedimente mit hoher Porosität
(„Schlämme“) werden schon bei sehr geringen
Fließgeschwindigkeiten über 0,25 m/s erodiert
und transportiert, während verfestigte Tone
und
Silte
(klastische Sedimente unterschiedli-
cher Körnung) erst bei deutlich höheren Ge-
schwindigkeiten erodiert werden. Es ist offen-
sichtlich, dass sowohl extrem feinkörnige, spe-
ziell tonige Sedimente und sehr grobe Sedi-
mente besonders schlecht erodiert werden: ers-
tere wegen ihrer Zusammenhaftung, letztere
wegen ihres Gewichts.
Klastische Sedimentite
entstehen durch Abla-
gerung und Verfestigung von Gesteins- und
Mineralbruchstücken, die häufig mit einem
feinkörnigen Bindemittel verkittet sind. Sie
sind oft polymineralisch und können, wie in
Kasten 1.11 gezeigt, sehr verschiedene Ausbil-
dungsformen haben. Je nach ihren Hauptbe-
standteilen klassifiziert man die klastischen
Se-
dimentite mit Hilfe von handlichen Dreiecksdia-
grammen (Abb. 1.20 und 1.21), von denen ei-
Mineralvergesellschaftungen
definiert
werden.
In einem Gestein ist die Paragenese (Gleichge-
wichtsvergesellschaftung,
1
Abschnitt 3.5)
nicht nur von Druck und Temperatur abhän-
gig, sondern vor allem von der Gesamtge-
steinszusammensetzung - es ist trivial, dass
z. B. in einem Ca-freien Gestein kein Calcit vor-
kommen kann. Dies macht die metamorphen
Gesteine so kompliziert, denn bei gleichen äu-
ßeren Bedingungen können Gesteine ganz un-
terschiedlich aussehen, weil sie völlig unter-
schiedliche chemische Zusammensetzungen
haben, wohingegen Gesteine identischer Zu-
sammensetzung völlig unterschiedlich ausse-
