Lamproit

Lamproite sind porphyrische dunkelgraue Gesteine, die zur Gruppe I der ultrapotassischen Gesteine gehören. Ihr Ursprungsort ist der Obere Erdmantel. In ihrer chemischen Zusammensetzung weisen sie niedrige Gehalte an Al₂O₃, CaO und Na₂O auf, ihre MgO-Gehalte sind relativ hoch. Sie besitzen ein hohes K₂O/Al₂O₃-Verhältnis und extrem angereicherte inkompatible Elemente. Anhand ihrer mineralogischen Zusammensetzung können mehrere Unterarten unterschieden werden.

Etymologie

Lamproit leitet sich von griech. λαμπρός ‚hell, glänzend‘ ab. Diese Eigenschaft bezieht sich auf die Reflektivität des für diese Gesteine charakteristischen Glimmerminerals Phlogopit.

Auftreten

Lamproite bilden vulkanische Ablagerungen (Aschenkegel, Pyroklastite) oder in geringer Tiefe erstarrte subvulkanische Vulkanschlote, Diatreme, Gänge und Lagergänge. Eng verwandte Gesteine sind Kimberlit, Orangeit sowie Lamprophyr.

Lamproite verwittern gewöhnlich zu Talk und Carbonaten oder zu Serpentin, Chlorit und Magnetit. Auch Quarz und Zeolithe können sich bei ihrer Zersetzung bilden.

Vorkommen

Lamproite sind räumlich weit verbreitet, in ihrem Volumen jedoch so gut wie insignifikant. Im Unterschied zu Kimberliten, die praktisch nur auf Kratonen des Archaikums vorkommen, können Lamproite ab dem Archaikum in allen Zeitstufen nachgewiesen werden (Proterozoikum, Paläozoikum, Mesozoikum und Tertiär). Das jüngste bekannte Vorkommen stammt aus dem Pleistozän und ist 56.000 ± 5.000 Jahre alt.

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Zirkel Mesa im Südosten der lamproitischen Leucite Hills: 6 erodierte Aschenkegel aus Wyomingit-Tuff

Mineralogische Zusammensetzung

Zur Klassifizierung von Lamproiten wird nach Mitchell und Bergman (1991) die Anwesenheit folgender Mineralphasen als Hauptbestandteile benützt, welche jedoch in ihrem jeweiligen Volumenanteil großen Schwankungen ausgesetzt sein können (5 bis 90 Volumenprozent):

charakteristisch für Lamproite ist ein meist deutlicher Anteil an titanreichen (2 bis 10 Gewichtsprozent TiO₂) und aluminiumarmen (5 bis 12 Gewichtsprozent Al₂O₃) Phlogopit-Phänokristallen.
in der Grundmasse tritt titanhaltiger (5 bis 10 Gewichtsprozent TiO₂) poikilitischer Tetraferriphlogopit auf
titanhaltiger (3 bis 5 Gewichtsprozent TiO₂) Kalium-führender (4 bis 6 Gewichtsprozent K₂O) Richterit
Forsterit-reicher Olivin (Fo_87-94)
aluminiumarmer (< 1 Gewichtsprozent Al₂O₃) und natriumarmer (< 1 Gewichtsprozent Na₂O) Diopsid
nicht-stöchiometrischer, eisenreicher Leucit (1 bis 4 Gewichtsprozent Fe₂O₃)
eisenreicher Sanidin (gewöhnlich 1 bis 5 Gewichtsprozent Fe₂O₃).

Die mineralogische Zusammensetzung variiert jedoch in sehr weiten Grenzen, so dass jedes dieser Minerale modal überwiegen kann und andere fehlen können. Nicht alle Mineralphasen müssen vorhanden sein, um ein Gestein als Lamproit zu klassifizieren. Ein jedes der angeführten Minerale kann vorherrschen und im Verbund mit ein bis zwei anderen Komponenten reicht dies für eine korrekte petrografische Bezeichnung vollkommen aus. Beispiel: Leucit-Richterit-Lamproit hat Richterit als Haupt- und Leucit als Nebenkomponente.

In geringeren Mengen treten neben Apatit, Chromit (Mg), Enstatit, Ilmenit, Magnetit und Titanit Spurenminerale wie Priderit, Wadeit, Perowskit, Thorit, Chayesit^[1]^[2] und Zirkon auf. Sehr Selten sind Shcherbakovit, Armalcolit, Jeppeit, Perrierit-Chevkinit. In einigen Lamproiten findet sich zudem Diamant, der als Mantelxenokristall angesehen werden kann.^[3]

Die Lamproitminerale besitzen außer Phlogopit eine nur minimale chemische Variationsbreite. Ihre chemische Zusammensetzung ist aber dennoch für die jeweiligen Vorkommen charakteristisch. Eigenartigerweise sind Lamproitglimmer recht arm an Barium, obwohl der Barium-Gehalt sehr hoch ist.

Als Sekundärminerale fungieren Analcim (sehr häufig, ersetzt Leucit und Sanidin), Carbonat, Chlorit, Zeolithe und Baryt. Olivine werden meist von Serpentin, Iddingsit, Carbonat oder Quarz pseudomorphosiert. Auch frischer Leucit kommt nur selten vor – er wird von Sanidin, Analcim, Quarz, Zeolith oder Carbonat pseudomorph ersetzt.

Folgende Minerale sind mit Lamproiten unverträglich: primär gebildeter Plagioklas, Melilith, Monticellit, Kalsilit, Nephelin, natriumreicher Alkalifeldspat, aluminiumreicher Augit, Sodalith, Nosean, Hauyn, Melanit, Schorlomit und Kimzeyit. All diese Minerale sind aber charakteristisch für die Gruppe II und die Gruppe III der ultrapotassischen Gesteine.

Die Mineralogie von Lamproiten wird von ihrer eigenartigen geochemischen Zusammensetzung beherrscht – mit einer Vormacht an seltenen Silicium-untersättigten und seltenen aus dem Erdmantel stammenden Mineralen.

Unterschied zu Kimberliten

Die Unterschiede gegenüber Kimberliten lassen sich wie folgt zusammenfassen:

Lamproite enthalten Glas
Kaliumreicher Richterit tritt in der Grundmasse auf
Lamproit-Glimmer sind angereichert an Ti, Fe und Na, aber abgereichert in Al
Diopside in der lamproitischen Grundmasse sind titanreicher
Calcit fehlt fast vollständig in Lamproiten

Olivinreiche Lamproite zeigen aber dennoch Ähnlichkeiten zu den Kimberliten der Gruppe II.

Geochemische Zusammensetzung

Kriterien

Lamproite unterliegen folgenden chemischen Kriterien:

ihr Molekularquotient K₂O/Na₂O > 3, sie sind somit ultrapotassisch
ihr Molekularquotient K₂O/Al₂O₃ > 0,8, meistens sogar > 1
ihr Molekularquotient (K₂O + Na₂O)/Al₂O₃ ist typischerweise > 1 und sie sind somit peralkalisch.

Als Konzentrationen sind für Lamproite charakteristisch:

FeO und CaO: < 10 Gewichtsprozent
TiO₂: 1 bis 7 Gewichtsprozent
Ba: > 2000 ppm und gewöhnlich > 5000 ppm
Sr: > 1000 ppm
Zr: > 500 ppm
La: > 200 ppm.

Hauptelemente

Die angeführten Analysetabellen sollen die geochemische Zusammensetzung von Lamproiten verdeutlichen:^[4]

Oxid Gew. %	Durchschnitts- Lamproit	Sisco- Lamproit	Orciatico- Orendit	Montecatini- Orendit	Gaußberg	Leucite Hills	Smoky Butte
SiO₂	53,30	56,74	56,90	58,50	52,20	52,70	53,50
TiO₂	3,00	2,27	1,42	1,37	3,50	2,40	5,60
Al₂O₃	9,10	10,84	11,25	12,61	10,10	10,80	9,80
Fe₂O₃			2,00	3,25	0,81
FeO	6,30	2,42	2,92	2,84	6,10	5,10	5,40
MnO	0,10	0,06	0,08	0,10	0,09	0,09	0,12
MgO	12,10	6,63	8,29	7,15	8,20	8,40	7,40
CaO	5,80	3,12	4,40	3,74	4,70	6,70	6,40
Na₂O	1,40	1,02	1,36	1,20	1,70	1,30	1,50
K₂O	7,20	10,73	7,68	7,91	11,90	10,40	7,40
P₂O₅	1,30	0,67	0,70	0,92	1,50	1,50	1,70
LOI	2,70	2,09	3,16	2,43
Mg#	0,79	0,82		0,72	0,73	0,77	0,73
K/Na	3,38	6,90	3,72	4,33	4,61	5,26	3,25
K/Al	0,86	1,07	0,74	0,68	1,28	1,04	0,82
(Na + K)/Al	1,11	1,22	0,94	0,84	1,56	1,24	1,07

Bei den Hauptelementen bestehen Lamproite zu etwa 45-55 (bis maximal 61) Gewichtsprozent aus Siliciumdioxid und sind daher als mafisch bis intermediär einzustufen. Zudem haben sie einen sehr hohen Kalium-Anteil von 6 bis 8, gelegentlich bis 12 Gewichtsprozent K₂O; sie sind somit ultrapotassisch und gehören deshalb zur Gruppe der Alkaligesteine. Kennzeichnend ist ein sehr hohes Verhältnis von Kalium zu Natrium. Die Gehalte an Eisen, Calcium und Titan können bedeutend sein.

Spurenelemente

Spurenelemente ppm	Durchschnitts- Lamproit	Sisco- Lamproit	Orciatico- Orendit	Montecatini- Orendit	Gaußberg	Leucite Hills	Smoky Butte
Cr	580	340	500	380	310	460	501
Ni	420	230	280	140	230	253	344
Zn			80	90	100
Rb	272	318	612	792	300	253	102
Sr	1530	640	577	421	1830	2840	3160
Zr	922	1040	749	491	1000	1440	1660
Ba	5120	1460	1400	1370	5550	6600	9810
Ce	400	367	352	206	420	427	774
Nd	207	146	193	133	150	166	304
Sm	24	19,1	26,9	23,5	19	21	36
Hf	39	32,1	21,4	13,4			64
Th	46	37,9	119	112	30		6,5

Charakteristisch bei den Spurenelementen sind hohe Konzentrationen an Chrom und Nickel.

Isotopenverhältnisse

Neodym-Strontium-Isotopendiagramm mit der Position verschiedener Lamproite

Folgende Initialverhältnisse wurden für die Radioisotopen von Sr, Nd und Pb ermittelt:

Isotopen	Sisco	Orciatico	Montecatini	Leucite Hills	Smoky Butte
⁸⁷Sr/⁸⁶Sr	0,71227	0,7160	0,71580	0,70563-0,70591	0,70587-0,70633
¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd	0,512149	0,51210	0,51209	0,51188-0,51208	0,51128-0,51143
²⁰⁶Pb/²⁰⁴Pb	18,786	18,697	18,624-18,670	17,273-17,583	16,025-16,146
²⁰⁷Pb/²⁰⁴Pb	15,692	15,698	15,638-15,642	15,482-15,504	15,190-15,218
²⁰⁸Pb/²⁰⁴Pb	39,181	39,062	38,947-38,965	37,280-37,523	36,195-36,680

Im Isotopendiagramm ¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd gegenüber ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr kommen Lamproite im angereicherten Quadranten zu liegen, zeigen aber eine sehr weit verstreute Verteilung. Generell lassen sich zwei Trends erkennen: ein steiler, an ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr verarmter Trend und ein flacher Trend in Richtung ⁸⁷Sr/⁸⁶Sr–reicher Krustenkomponente. Am steilen Trend liegen die Orendite und Madupite der Leucite Hills und die Lamproite vom Smoky Butte, wobei Smoky Butte extrem an ϵ Nd und an den Bleiisotopen abgereichert ist. Dem flachen Trend folgen die Lamproite der Toskana, Südostspaniens und Westaustraliens (West Kimberley). Der Lamproit vom Gaußberg in der Antarktis nimmt eine Mittlerstellung ein.

Neubezeichnungen

Lamproite besaßen eine Vielzahl historischer Gesteinsnamen, die meist auf ihre jeweilige Typlokalität Bezug nahmen, petrologisch aber von minimaler Aussagekraft waren. Diese historischen Gesteinsnamen wurden mittlerweile von der IUGS durch Neubezeichnungen ersetzt, die dem Schema von Mitchell und Bergman (1991) Rechnung tragen^[5] und den tatsächlich vorhandenen Mineralbestand berücksichtigen:

Historischer Gesteinsname	Neubezeichnung
Wyomingit	Diopsid-Leucit-Phlogopit-Lamproit
Orendit	Diopsid-Sanidin-Phlogopit-Lamproit
Madupit	Diopsid-Madupit-Lamproit
Cedricit	Diopsid-Leucit-Lamproit
Mamilit	Leucit-Richterit-Lamproit
Wolgidit	Diopsid-Leucit-Richterit-Madupit-Lamproit
Fitzroyit	Leucit-Phlogopit-Lamproit
Verit	Hyalo-Olivin-Diopsid-Phlogopit-Lamproit
Jumillit	Olivin-Diopsid-Richterit-Madupit-Lamproit
Fortunit	Hyalo-Enstatit-Phlogopit-Lamproit
Cancalit	Enstatit-Sanidin-Phlogopit-Lamproit

Es bestehen somit zwei Grundtypen von Lamproiten: Phlogopit-Lamproite und Madupit-Lamproite. Madupit-Lamproite (bzw. madupitische Lamproite) führen Phlogopit in der Grundmasse.

Entstehung

Lamproite entstehen im Oberen Erdmantel als partielle Schmelzen, wobei die Entstehungstiefe unterhalb von 150 Kilometer liegen kann. Die Schmelze steigt in vulkanischen Röhren zur Oberfläche. Bei ihrem Aufstieg kann sie Diamanten und Gesteinseinschlüsse der umgebenden peridotitischen Mantelgesteine mitreißen (meist Harzburgit, aber auch Eklogit, der die Diamantbildung stabilisiert).

Die komplexen mineralogischen und chemischen Zusammensetzungen von Lamproiten im Vergleich zu den gewöhnlichen, im IUGS-System einfach klassifizierbaren Magmatiten erklären sich durch sehr variable Metasomatosen in ihrer Aufschmelzzone, durch unterschiedliche Tiefenbereiche und Ausmaße des partiellen Aufschmelzens und durch eine weit fortgeschrittene Magmendifferentiation.

Neuere Forschungsergebnisse, insbesondere der Bleiisotopen-Geochemie, deuten darauf hin, dass Lamproite womöglich Schmelzen aus der Übergangszone zur subduzierten Lithosphäre darstellen, welche unterhalb des Lithosphärenmantels eingekeilt wurde. Diese Vermutung bringt die recht große Aufschmelztiefe und die eigenartige geochemische Zusammensetzung von Lamproiten besser in Einklang, d. h. das Aufschmelzen von Gesteinen mit noch felsischen Zusammensetzungen jedoch unter den Bedingungen des tieferen Mantels.

Ökonomische Bedeutung

Diamant aus einem kreidezeitlichen Lamproit, Crater of Diamonds State Park, Arkansas

Diamanthaltige Lamproite sind eine wichtige Quelle der Diamantproduktion. Die wirtschaftliche Bedeutung von Lamproiten war 1979 durch die Entdeckung der Argyle-Diamantenmine in Kimberley, Westaustralien offensichtlich geworden. Dies führte weltweit zu einer Neuuntersuchung und Neueinstufung bereits bekannter Lamproitvorkommen. Zuvor galten nur Kimberlite als ökonomische Ausgangsgesteine der Diamantenproduktion.

Bis jetzt ist die Argyle-Diamantenmine die einzige wirtschaftliche Diamantenmine auf Lamproitbasis. Ihr Diamantgehalt ist sehr hoch, aber die Mehrzahl der gefundenen Steine besitzt nur mindere Qualität. Die meisten Steine gehören zum E-Typus und stammen ursprünglich aus Eklogiten. Sie wurden bei sehr hohen Temperaturen um 1400 °C gebildet. Recht selten kommen auch rosafarbene Steine vor.

Diamanten finden sich auch gelegentlich in pyroklastischen Ablagerungen lamproitischer Zusammensetzung sowie in lamproitischen Ganggesteinen. Die Diamanten liegen in ihnen als Fremdkristalle (Xenokristalle) vor und wurden durch die Lamproitintrusionen bis kurz unter oder direkt an die Oberfläche befördert.

Weitere Vorkommen diamanthaltiger Lamproite sind beispielsweise Prairie Creek im Crater of Diamonds State Park bei Murfreesboro in Arkansas, Majhgawan in Indien und Bobi-Segeula in der Elfenbeinküste.

Fundstellen

Antarktis:
- Gaußberg
Australien:
- Argyle-Diamantenmine, Kimberley, Westaustralien
- Fitzroy River, Kimberley, Westaustralien – Fitzroyit
- Mamilu Hill, Kimberley, Westaustralien – Mamilit
- Mount Cedric, West Kimberley, Westaustralien – Cedricit
- Wolgidee Hills, Kimberley, Westaustralien – Wolgidit
Elfenbeinküste:
- Bobi-Segeula
Frankreich:
- Korsika (Korsische Magmenprovinz):
  - Sisco-Lamproit – 14,2 Millionen Jahre BP^[6]
Indien:
- Majhgawan
Italien:
- Toskanische Magmenprovinz:
  - Montecatini Val di Cecina – 4,1 Millionen Jahre BP
  - Orciatico – 4,1 Millionen Jahre BP
  - Monte Cimino – 1,43 bis 0,97 Millionen Jahre BP
  - Torre Alfina – 0,88 Millionen Jahre BP

Der lamproitische Vulkan Cabezo Negro de Zeneta bei Murcia

Spanien:
- Cabezo Negro de Zeneta
- Cancarix, Sierra de las Cabras – Cancalit – 7,0 Millionen Jahre BP
- Fortuna bei Murcia – Fortunit – 7,1 Millionen Jahre BP
- Jumilla bei Murcia – Jumillit – 6,8 Millionen Jahre BP
- Vera, Cabo de Gata – Verit – 6,4 Millionen Jahre BP
Vereinigte Staaten von Amerika:
- Arkansas:
  - Crater of Diamonds State Park
- Montana:
  - Smoky Butte
- Utah:
  - Moon Canyon
- Wyoming:
  - Leucite Hills – Wyomingit
  - Orenda Butte, Leucite Hills – Orendit
  - Sweetwater County (Leucite Hills) – Madupit

Literatur

R. H. Mitchell (Hrsg.) 1996: Undersaturated alkaline rocks. Mineralogy, petrogenesis and economic potential. Mineralogical Association of Canada, Nepean 1996, ISBN 0-921294-24-7 (Mineralogical Association of Canada – Short course series 24).

Einzelnachweise

↑ D. Velde, O. Medenbach, C. Wagner, W. Schreyer: Chayesite, K(Mg,Fe2+)4Fe3+[Si12O30]: A new rock-forming silicate mineral of the osumilite group from the Moon Canyon (Utah) lamproite. In: American Mineralogist. Band 74, 1989, S. 1368–1373 (minsocam.org [PDF; 489 kB]).
↑ E. Alietti, M. F. Brigatti, S. Capredi AND L. Poppi: The roedderite-chayesite series from Spanish lamproites: crystal-chemical characterization. In: Mineralogical Magazine. Band 58, Dezember 1994, S. 655–662 (rruff.info [PDF; 556 kB]).
↑ Scott-Smith, B. und Skinner, E. M. W.: Diamondiferous lamproites. In: Journal of Geology. Band 92, 1984, S. 433–438.
↑ Bergman, S. C.: Lamproites and other potassium-rich igneous rocks: a review of their occurrence, mineralogy and geochemistry. In: Fitton, J. G. und Upton, B. G. J., Alkaline igneous rocks (Hrsg.): Geol. Soc. Sp. Publ. Band 30, 1987, S. 103–189.
↑ Mitchell, R. H. und Bergman, S. C.: Petrology of Lamproites. Plenum Press, New York 1991, ISBN 0-306-43556-X.
↑ Civetta, L. u. a.: Eastwards migration of the Tuscan anatectic magmatism due to anticlockwise rotation of the Apennines. In: Nature. Band 276. London 1978, S. 604–606.

[Velde_et_al._1989-1] D. Velde, O. Medenbach, C. Wagner, W. Schreyer: Chayesite, K(Mg,Fe2+)4Fe3+[Si12O30]: A new rock-forming silicate mineral of the osumilite group from the Moon Canyon (Utah) lamproite. In: American Mineralogist. Band 74, 1989, S. 1368–1373 (minsocam.org [PDF; 489 kB]).

[Alietti_et_al._2000-2] E. Alietti, M. F. Brigatti, S. Capredi AND L. Poppi: The roedderite-chayesite series from Spanish lamproites: crystal-chemical characterization. In: Mineralogical Magazine. Band 58, Dezember 1994, S. 655–662 (rruff.info [PDF; 556 kB]).

[3] Scott-Smith, B. und Skinner, E. M. W.: Diamondiferous lamproites. In: Journal of Geology. Band 92, 1984, S. 433–438.

[4] Bergman, S. C.: Lamproites and other potassium-rich igneous rocks: a review of their occurrence, mineralogy and geochemistry. In: Fitton, J. G. und Upton, B. G. J., Alkaline igneous rocks (Hrsg.): Geol. Soc. Sp. Publ. Band 30, 1987, S. 103–189.

[5] Mitchell, R. H. und Bergman, S. C.: Petrology of Lamproites. Plenum Press, New York 1991, ISBN 0-306-43556-X.

[6] Civetta, L. u. a.: Eastwards migration of the Tuscan anatectic magmatism due to anticlockwise rotation of the Apennines. In: Nature. Band 276. London 1978, S. 604–606.

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