Dunit

Benannt wurde Dunit von dem österreichischen Geologen Ferdinand von Hochstetter im Jahre 1864 nach der Typlokalität Dun Mountain bei Nelson in Neuseeland. Hochstetter schrieb dazu: „Nur am Dun Mountain selbst tritt ein sehr auffallendes Gestein auf, für welches ein besonderer Name gerechtfertigt erscheint, und das ich deshalb als Dunit bezeichne.“[1][2] Der Gebirgszug des Dun Mountain ist Teil eines ultramafischen Gürtels, der durch die Alpine Fault um 600 km rechtsseitig versetzt wird.

Dreiecksdiagramm Olivin-Orthopyroxen-Klinopyroxen mit dem Dunit-Feld hervorgehoben in grün

Definitionsgemäß bestehen die meist grobkörnigen (Korngröße 0,3 – 38 mm), phaneritischen Dunite zu mindestens 90 Volumenprozent aus dem Inselsilikat Olivin, im Unterschied zu den anderen Peridotiten, die nur 40 bis 90 Volumenprozent Olivin aufweisen. Feinkörnige Varianten sind jedoch auch bekannt. Auf Grund ihrer Olivinvormacht können Dunite als nahezu monomineralische Gesteine betrachtet werden. Der Olivin besitzt hierbei einen Forsteritgehalt, der sich generell zwischen 89 und 93 % bewegt und großteils 90 % überschreitet (Fo₉₀ und höher). Minimalwerte können bis 82 % herabreichen.[3] Restitische Dunite sind Magnesium-reicher und führen Fo_93-95, Kumulatdunite hingegen reichern Eisen an, ihre Olivine haben somit Fo_{87 - 90}.[4]

Weitere charakteristische Nebenbestandteile sind Ortho- und Klinopyroxen (häufig Chromdiopsid) mit 5 bis 1 Volumenprozent sowie die Oxide Chromit, Ilmenit und Rutil. Orthopyroxen und Klinopyroxen besitzen recht hohe Magnesiumzahlen Mg# von 0,9 bis 0,93. Gelegentlich treten auch noch interstitieller Plagioklas (Labradorit), der Granat Chrompyrop sowie Spinell (Chromspinell) hinzu. Chromspinell kann interstitiell oder als poikilitische Einschlüsse auftreten und in seltenen Fällen modal bis zu 4 % erreichen. In einigen Duniten wurden bis zu 15 cm große Forsteritkristalle angetroffen.

In Dunitknollen liegt manchmal interstitielles Glas vor, das offensichtlich vom ummantelnden Vulkangestein injiziert wurde. Auch Spuren von Wasser können in Duniten gegenwärtig sein, meist in Form von Amphibol (Pargasit), Phlogopit oder als Chlorit, Tremolit oder Talk. Gaseinschlüsse in Olivinen sind ebenfalls zu beobachten, hierbei handelt es sich meist um Kohlendioxid.

Aufgrund seines Mineralbestandes hat Dunit eine grasgrüne Farbe, durch die intensive Verwitterung von Olivin mit anschließender Limonitisierung an der Luft nimmt das Gestein eine ockergelbe bis rotbräunliche Farbe an.

Als Beispiel für den modalen Mineralbestand sei der Dunit des Great Dyke in Simbabwe herausgegriffen: er führt 93 Volumenprozent Olivin, 3 Vol.-% Orthopyroxen, 3 Vol.-% an Chromit und Chromspinell sowie 1 Vol.-% Eisen-Titan-Erze.[5]

Dunite zeigen porphyroklastische und körnige Gefüge. Die porphyroklastischen, relativ grobkörnigen (Korngröße 0,5 – 13 mm) Olivine werden in ersterem von wesentlich feinkörnigeren (Korngröße 0,025 – 1 mm), neuentstandenen Olivin-Neoblasten und gelegentlichen Oxidresten umringt. Die Porphyroklasten werden meist intensiv von Spaltrissen durchzogen, die Neoblasten sind jedoch frisch und unverändert. Abgesehen von Orthopyroxen haben sämtliche anderen Akzessorien entweder an Olivinkorngrenzen oder an Gefügebruchstellen als Amöboide kristallisiert. Die körnigen Gefüge sind gleichkörnig und besitzen Mosaiktextur. Sehr häufig werden auch tektonisch stark beanspruchte Gefüge angetroffen. Die Olivinporphyroklasten zeigen dann Brüche und Deformationslamellen.

Zur Veranschaulichung die durchschnittliche chemische Zusammensetzung von Duniten basierend auf 93 Analysen, die Zusammensetzung des Great Dyke, eines Amphibol-Dunits von Zabargad,[6] sowie die Normierung der Durchschnittswerte:[7]

Dunite sind somit extrem Olivin-normative, Quarz-untersättigte Gesteine. Sie sind überdies Hypersthen- und geringfügig Korund-normativ.

Ihre Magnesiumzahl Mg# mit Werten um 0,9 ist sehr hoch. Die Chromzahl Cr# ist sehr variabel und kann sich von 0,2 bis 0,95 bewegen. Ophiolitdunite besitzen ein Cr# von 0,2 bis 0,9, wohingegen Kumulatdunite beispielsweise aus Hawaiʻi einen wesentlich engeren Bereich von 0,4 bis 0,6 aufweisen. Kumulatdunite der Magmatischen Großprovinzen (z. B. Karoo) verzeichnen 0,65 bis 0,95. Die höchsten Werte veranschlagen jedoch Xenolithknollen von Mantelduniten mit 0,95 bis nahezu 1.

Die Werte von NiO sind generell sehr hoch und schwanken zwischen 0,15 und 0,40 Gewichtsprozent. Auch in diesem Fall erzielen die Manteldunite erneut die höchsten Werte (um 0,4 Gew. %).

Beim Aufstieg in seichte Krustenbereiche durchlaufen Dunite eine retrograde Metamorphose, in Oberflächennähe ist ihr Mineralbestand thermodynamisch instabil und die Gesteine serpentinitisieren. Einmal an der Erdoberfläche angelangt verwittern ihre mafischen Minerale sehr schnell.

Zusammen mit anderen Peridotiten ist Dunit ein typisches Gestein des Oberen Erdmantels und bis 400 Kilometer Tiefe stabil. Dunitknollen, die im Zuge vulkanischer Aktivität als Xenolithe zur Erdoberfläche befördert und z. B. als vulkanische Bomben (auch als Olivinbombe bezeichnet) ausgeworfen wurden, finden sich in Deutschland in der Vulkaneifel und im Kaiserstuhl. Wirtsgesteine sind hier insbesondere Glieder der Alkalibasalt-Basanit-Nephelinit-Reihe, deren Magmen sehr reich an gelösten Gasen sind.

Dunitgesteine sind ebenfalls mit obduziertem Material im Bereich von Subduktionszonen (so beispielsweise im zentralen Troodos-Gebirge in Zypern) vergesellschaftet. Auch in Akkretionskeilen sind sie gegenwärtig (z. B. tiefere Sohlen der Steinbrüche bei Kraubath an der Mur, Steiermark). Dunite werden auch in alpinen Peridotitmassiven angetroffen, welche als Teil von Mantelspänen während der Kontinentalkollision ins Orogen inkorporiert wurden.

Dunite sind meist schichtig bzw. lagig (Kumulatslagen) anzutreffen und mit anderen Mantelperidotiten und Ultramafiten vergesellschaftet, gewöhnlich Harzburgit und Lherzolith, aber auch Assoziationen mit Wehrlit, Websterit, Chromitit, Gabbro, Basalt und Serpentinitmelange sind bekannt. Dunit kann auch Gänge bilden, beispielsweise in Harzburgit, die meist gefaltet sind. Bei weiterer tektonischer Beanspruchung wird das Gestein zerschert und liegt dann als Scherlinsen (Phakoide) im Wirtsgestein vor.

Vulkanische Bombe aus schwarzem Basanit mit eingeschlossenem Dunitfragment

Zur Entstehung von Duniten bestehen mehrere Erklärungen:

• Sie können einmal als restitische Gesteine angesehen werden, welche bei der Absonderung von basaltischen Schmelzen im Oberen Erdmantel zurückblieben. Die partielle Aufschmelzrate war hierbei sehr hoch. Beispiel hierfür sind basale Dunite in Ophiolithfolgen. Diese residuellen Dunite sind erkennbar an ihrer sehr hohen Magnesiumzahl, Chrom-reichem Olivin, Chrom-reichem Spinell und Magnesium-reichem Pyroxen. Sie sind sehr verarmt an Kalzium- und Aluminium-reichen Phasen.

Mit Kimberliten zu Tage geförderte Xenolithen zeigen eine Abfolge von Granatlherzolith über Granatharzburgit und Harzburgit hin zu Duniten. Hierbei lässt sich eine zunehmende Abreicherung der Elemente Al, Ca, Ti, Na und K sowie eine stetige Zunahme der Magnesiumzahl und der Chromzahl beobachten.[8]

• Eine weitere Bildungsmöglichkeit bemittelt die Einwirkung von silikatischen Schmelzen auf Lherzolite und Harzburgite des Oberen Mantels, wobei Orthopyroxene des Ausgangsgesteins herausgelöst werden und folglich ein sukzessiv an Olivin angereichertes Restgestein zurückbleibt.
• Auch die kumulative Absonderung in basaltischen oder pikritischen Magmenkammern kann als Entstehungsmodell für Dunite herangezogen werden. Hierbei sinken neugebildete Olivinkristalle gravitativ zum Boden der Magmenkammer. Es entstehen so mächtige Lagen von Kumulatduniten in so genannten Geschichteten Intrusionen (engl. layered intrusions), welche mit Kumulatlagen von Wehrlit, Olivinpyroxenit, Harzburgit und sogar Chromitit assoziiert sind. Kumulatdunite kommen in Vergesellschaftung von Wehrlit, Pyroxenit und Gabbro auch in Ophiolithen vor.

Hier herein fallen die recht eisenreichen Kumulatdunite, die sich nach metasomatischer Veränderung der in Frage kommenden Ausgangs-Mantelgesteine unter Magmatischen Großprovinzen wie z. B. dem Karoo des Kaapvaal-Kratons gebildet haben.[9]

Partielles Aufschmelzen und Kumulatabsonderung führen oft zu einer Abfolge von Dunit an der Basis mit darüberfolgendem Harzburgit und schließlich Orthopyroxenit. Im Gegensatz zu Residualduniten können Kumulatdunite jedoch durchaus Magnesium-ärmere Olivine und Pyroxene sowie Chrom-ärmere Spinelle als die darüberfolgenden Harzburgite und Orthopyroxenite vorweisen. Als Beispiel hierfür möge die kryptische Lagerung im Bushveld-[10] und im Stillwaterkomplex[11] dienen.

• Eine etwas andere Variante sieht Dunite als Absonderungsprodukt von Pikriten oder Tholeiiten in vulkanischen Magmenkammern. Als Beispiel dient der Koʻolau-Schildvulkan auf Oʻahu, der in seinem Zentralbereich Dunitbomben aus relativ geringer Tiefe gefördert hat (Unterste Ozeanische Kruste bzw. oberster Erdmantel).

Dunite sind aufgrund ihrer stellenweisen Anreicherung von Schwermetallen, insbesondere der Platingruppe sowie der Platinmetalle, und ihrer erhöhten Konzentrationen an Chromit und Magnetit wertvolle Rohstoffträger für Chrom, Gold, Iridium, Nickel, Osmium, Palladium, Platin, Rhodium und Ruthenium.

• Gregor Markl: Minerale und Gestein. Eigenschaften, Bildung, Untersuchung. S. 78. Elsevier, München 2004. ISBN 3-8274-1495-4

• Seite über Peridotite der Uni Köln (PDF-Datei; 872 kB)

1. F. Hochstetter: Geologie von Neuseeland. Beiträge zur Geologie der Provinzen Auckland und Nelson. Wien 1864, S. 218.
2. F.J. Loewinson-Lessing, E.A. Struve: Petrografitscheski Slowar. Moskwa 1937, S. 122–123.
3. Sen, G. und Presnall, D. C.: Petrogenesis of Dunite Xenoliths from Koolau Volcano, Oahu, Hawaii: Implications for Hawaiian Volcanism. In: Journal of Petrology. 27, Part 1, 1986, S. 197–217.
4. Gurney, J. J. und Harte, B.: Chemical variations in upper mantle nodules from southern Africa kimberlites. In: Philosophical transactions of the Royal Society of London. A297, 1980, S. 273–293.
5. Worst, B. G.: Differentiation and structure of the Great Dyke of Rhodesia. In: Transact. geol. Soc. South Africa. Band 61, 1958, S. 283–354.
6. Schmidt, G. u. a.: Are highly siderophile elements PGE, Re and Au fractionated in the upper mantle of the earth? New results on peridotites from Zabargad. In: Chemical Geology. Band 163, 2000, S. 167–188.
7. Best, M. G. und Christiansen, E. H.: Igneous Petrology. Blackwell Science, 2001, ISBN 0-86542-541-8.
8. Wilson, M.: Igneous Petrogenesis. Chapman & Hall, 1989, ISBN 0-412-53310-3.
9. Rehfeldt, T. u. a.: Fe-rich Dunite Xenoliths from South African Kimberlites: Cumulates from Karoo Flood Basalts. In: Journal of Petrology. 48, Number 7, 2007, S. 1387–1409.
10. Eales, H. V. und Cawthorn, R. G.: The Bushveld Complex. In: Cawthorn, R. G. (Hrsg.): Layered Intrusions. Elsevier Science, Amsterdam 1996, S. 181–229.
11. Jackson, E. D.: Primary Textures and Mineral Associations in the Ultramafic Zone of the Stillwater Complex. In: U. S. Geological Survey Professional Paper #358. 1961.
12. Suhr, G.: Upper mantle peridotites in the Bay of Islands Ophiolite, Newfoundland: formation during the final stages of a spreading centre? In: Tectonophysics. Band 206, 1992, S. 31–53.
13. Miller, R.B. und Mogk, D.W.: Ultramafic rocks of a fracture-zone ophiolite, north Cascades, Washington. In: Tectonophysics. Band 142, 1987, S. 261–289, doi:10.1016/0040-1951(87)90127-2.
14. Kruhl, H. J. und Voll, G.: Deformation and metamorphism of the western Finero Complex. In: Mem. Sci. Geol. Band 33, 1979, S. 85–109.
15. Sarwar, G.: Tectonic setting of the Bela Ophiolites, southern Pakistan. In: Tectonophysics. Band 207, 1992, S. 359–381.
16. Dubois-Côté, V. u. a.: Petrological and geochemical evidence for the origin of the Yarlung Zangbo ophiolites, southern Tibet. In: Chemical Geology. Band 214, 2005, S. 265–286, doi:10.1016/j.chemgeo.2004.10.004.
17. Nasir, S.: The lithosphere beneath the northwestern part of the Arabian plate (Jordan): evidence from xenoliths & geophysics. In: Tectonophysics. Band 201, 1992, S. 357–370.
18. McGuire, A. V.: The mantle beneath the Red Sea margin: xenoliths from western Saudi Arabia. In: Tectonophysics. Band 150, 1988, S. 101–119.
19. Helz, R. T.: Diverse olivine populations in lavas of the 1959 eruption of Kilauea volcano, Hawaii. In: EOS Trans. Am. geophys Un. Band 64, 1983, S. 900.