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Steine bestimmen - wie geht das?

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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     (Seite 1)
    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)     (Seite 2)
    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 -

Alles auf einer Seite
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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 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 SiO₂ abhängt. (Als Mineral ist das Quarz.) Wenig SiO₂ lässt eine Schmelze gut fließen, während ein hoher SiO₂-Gehalt zu extremer Zähflüssigkeit führt. Deshalb bleibt ein granitisches Magma, das immer viel SiO₂ 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.

 

Fortsetzung auf Seite 2

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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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