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Die Strichfarbe eines Minerals ist die Farbe der Spur, die das Mineral erzeugt, wenn man mit ihm über eine raue Oberfläche, wie eine unglasierte Porzellantafel, die sogenannte Strichtafel reibt. Sie ist für ein Mineral charakteristisch und daher ein wichtiges Bestimmungsmittel. Bei eigengefärbten, idiochromatischen Mineralen stimmt der Strich meist mit der Farbe des Minerals überein. Allochromatisch gefärbte Minerale haben oft eine Strichfarbe, die nicht mit der Eigenfarbe übereinstimmt. Optisch ähnliche Minerale können mittels der Strichfarbe oftmals voneinander unterschieden werden. Minerale die härter sind als die Strichtafel (Härte >6) sind, hinterlassen keinen echten Strich, sondern ritzen nur die Tafel. Wenn man sich bei der Strichfarbe nicht sicher ist, hilft oft der Vergleich mit der Strichfarbe eines bereits sicher bestimmten Mineralstücks.

Abbildung 6: Strichfarben von zwei verschiedenen Mineralen auf den typischen Testtafeln
(Ra'ike (see also: de:Benutzer:Ra'ike), CC BY-SA 3.0, via Wikimedia Commons)

26:T27e8,

Der Erdkern war die erste Struktur im Erdinneren, die nach der Erdentstehung differenzierte (nicht kristallisierte!!) → Differentiation lithophiler und siderophiler Elemente. Prozess war ca. 30 - 50 Myr nach CAI abgeschlossen (W-Hf-Isotopie; Rubie et al. 2007).

Perkolationsmodell (Metall floss entlang von Korngrenzen eines festen Mantels ins Zentrum) wäre zu langsam → Daher eher Erde mit tiefem Magmaozean (deep magma ocean model), in dem sich Metalle als Tröpfchen bis zu Diapire abschieden und durch einen flüssigen Mantel in Richtung Zentrum sanken (Rubie et al. 2003, Wade & Wood 2005).

Durch seismische Dichtemessungen erkannte man das Erdkern nahezu die Zusammensetzung einer Eisen-Nickel-Legierung hat (Jeffreys 1929). Jedoch negative Dichteabweichung von Fe-Ni-Legierung um ca. 5 - 15 % → Also leichtere Elemente im Erdkern.
Eisenmeteoriten sind das Analoga des Erdkerns, weswegen man aus ihnen die mittlere Zusammensetzung des Erdkerns bestimmen konnte (Tabelle 1). Modelle für Inneren und Äußeren Kern Zusammensetzung wurden durch Hochdruck-Experimente + Differentiationsmodelle berechnet.

Tabelle 1: Zusammensetzung des Inneren und Äußeren Erdkerns

Element	Innerer Kern (%)	Äußerer Kern (%)
Eisen (Fe)	~ 95	~ 85-90
Nickel (Ni)	~ 5	~ 5
O, Si, S, Cr, P, C, H	~ 0-5	~ 10-15

Magnetisierung in magnetischen Einschlüssen in Jack Hills Zirkonen zeigen 3.3 – 4.2 Ga altes Magnetfeld der Erde an (Tarduno et al. 2023). Existenz eines Magnetfelds impliziert Konvektion (Warmes Material steigt auf > kühlt ab > sinkt…) von Erdkern-Metallen (Geodynamo), was bedeutet: hoher Wärmefluss vom Erdkern zum Mantel → Überschreitung adiabatischer Wert, Mantel kühlt ab → Durch Plattentektonik oder massiven Vulkanismus an der Oberfläche.

Innerer Erdkern (4a)

Der Innere Erdkern kristallisierte vermutlich erst vor ca. 1000 bis 1500 Ma (z. B. Biggin et al. 2015), in manchen Modellen sogar ~ 500 Ma (Bono et al. 2019) → Erkannt durch Zunahme der Magnetfeldstärke in Gesteinen (Innerer Kern kristallisiert (ICN) ⇒ Anreicherung leichter Elemente (Si, S, O) im äußeren Erdkern ⇒ Schnellere Konvektion ⇒ Stärkeres Magnetfeld)

Kristallisation durch Homogene Keimbildung unwahrscheinlich: Braucht Unterkühlung zur spontanen Nukleation ⇒ Eher heterogene Keimbildung an Verunreinigungen. Druck an ICB: 136 GPa: Schmelzpunkt Fe (136 GPa) ~ 6200°C (< 6200 °C: Kristallisationsbeginn)

Innerer Erdkern wächst seitdem stetig [ca. 1 mm/Jahr (Nimmo 2015)] an der Inneren-Kern-Grenze (ICB).

Zusammensetzung: Fe-Ni-Legierung in hexagonal dichtester Kugelpackung (95 – 100%) + leichte Elemenmte, wie Si, S, C, O (< 5%)

Seismische Messungen zeigen Anisotropie im inneren Kern: Schallwellen sind entlang der Rotationsachse schneller sind als in Äquatorrichtung → Bevorzugte Ausrichtung der Eisenkristalle. Erklärung, durch

Asymmetrisches Wachstum (Cottaar & Buffett 2012)
Schnellere Drehung als der Mantel, Superrotation: Differenzdrehung begünstigte Ausrichtung der Eisenkristalle (Song & Richards 1996)
Schichtung im IC, durch Konvektion im festen inneren Kern (IC transition zone: Song & Helmberger 1998) oder durch viskose Deformation (Vidale et al. 2025)
Einfluss des Magnetfelds auf IC-Kristallisation (Buffett & Wenk 2001)

Heute hat IC einen Radius von 1220 km (6371 – 5150 km), Dichte: 12.8 – 13.1 g/cm³, Temperatur: 6000 °C, Druck: 330 GPa (Dziewonski & Anderson 1981).

Äußerer Erdkern (4b)

Übrig gebliebener schmelzflüssiger Rest der durch Kristallisation des Inneren Kerns mit der Zeit weniger wird. Zwischen Innerem und Äußerem Kern liegt die Lehmann-Diskontinuität.

Zusammensetzung: Fe-Ni-Legierung + leichte Elemente (siehe Tabelle 1)

Äußerer Kern (OC) ist durch starke Konvektionsströmungen geprägt, die das Magnetfeld erzeugen (Geodynamo). Es gibt zwei Hauptquellen für OC-Konvektion Strömungen:

Thermische Konvektion (Hitzeabgabe vom Erdkern an den Mantel).
Kompositionelle Konvektion (Freisetzung leichter Elemente bei der Kristallisation des inneren Kerns).

Konvektion + Corioliskraft (durch Erdrotation) führen zu einer spiralförmigen, auf-absinkenden Bewegung (Helizität) des leitenden Metalls. Bewegung freier Elektronen im Eisen > Indukltion elektrischer Spannung > Magnetfeld (Dynamo-Effekt)

Polumkehr, ca. alle 200 ka bis 1 Ma (zufällig, kein Muster). Die letzte war die Brunhes-Matuyama-Umkehr vor 780 ka, danach begann das Brunhes-Chron. Jedoch gibt es Ausnahmen, wie die Laschamp-Exkursion vor 41 ± 2 ka, eine kurzzeitige Umkehrung die ca. 440 yr andauerte (Laj et al. 2014) oder die Mono-Lake-Exkursion vor 34 Ka (Dauer ~1800 yr). In Erdgeschichte auch lange Phasen gleicher Polung, wie das Cretaceous Normal Superchron (CNS) von 120 - 83 Ma (Ogg, 2020).

Magnetfeldumpolungen sind gut in remanent magnetisierten Mineralen (z.B. Magnetit) in ständig neu gebildeter Kruste am Mittelozeanischen Rücken (MOR) gespeichert.

Ursache für Magnetfeld Schwankungen, Exkursionen und Umpolungen sind nicht vollständig geklärt. Möglicherweise nur Strömungsveränderung im OC, aber vielleicht getriggert durch Abkühlung vom Mantel (z.B. durch Hot-Spot-Vulkanismus, Plattentektonik)

Äußerer Kern hat eine Dicke von 2260 km (5150 – 2890 km), Dichte: 9.9 – 12.2 g/cm³, Temperatur: 4000 – 5700 °C, Druck: 136 – 330 GPa (Dziewonski & Anderson 1981).

Literatur

Biggin, A. J., Piispa, E. J., Pesonen, L. J., Holme, R., Paterson, G. A., Veikkolainen, T., & Tauxe, L. (2015). Palaeomagnetic field intensity variations suggest Mesoproterozoic inner-core nucleation. Nature, 526(7572), 245-248.

Bono, R. K., Tarduno, J. A., Nimmo, F., & Cottrell, R. D. (2019). Young inner core inferred from Ediacaran ultra-low geomagnetic field intensity. Nature Geoscience, 12(2), 143-147.

Buffett, B. A., & Wenk, H. R. (2001). Texturing of the Earth's inner core by Maxwell stresses. Nature, 413(6851), 60-63.

Cottaar, S., & Buffett, B. (2012). Convection in the Earth’s inner core. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 198, 67-78.

Dziewonski, A. M., & Anderson, D. L. (1981). Preliminary reference Earth model. Physics of the earth and planetary interiors, 25(4), 297-356.

Laj, C., Guillou, H., & Kissel, C. (2014). Dynamics of the earth magnetic field in the 10–75 kyr period comprising the Laschamp and Mono Lake excursions: New results from the French Chaîne des Puys in a global perspective. Earth and Planetary Science Letters, 387, 184-197.

Ogg, J. G. (2020). Geomagnetic polarity time scale. In Geologic time scale 2020 (pp. 159-192). Elsevier.

Song, X., & Richards, P. G. (1996). Seismological evidence for differential rotation of the Earth's inner core. Nature, 382(6588), 221-224.

Vidale, J. E., Wang, W., Wang, R., Pang, G., & Koper, K. (2025). Annual-scale variability in both the rotation rate and near surface of Earth’s inner core. Nature Geoscience, 1-6.

27:Tb4e,

Während der Kristallisation von Magmen kommt es oft durch fraktionierte Kristallisation und liquide Entmischung zu einer Anreicherung von bestimmten Erzmineralen. Bei der fraktionierten Kristallisation reichern sich Kumulate in bestimmten Teilen der Magmakammer an und es kommt zur schichtigen Mineralisation von Gestein und Erz. Reichert sich das Kumulat am Boden der Schmelze an spricht man vom gravitativen Absaigern, daneben können leichtere (weniger dichte) Kristalle aber auch Aufschwimmen. Auch Prozesse, wie Konvektionsvorgänge, Fluidzirkulationen, Keim-Kristallisation und Dichteströmungen spielen bei der fraktionierten Kristallisation eine Rolle. Dabei kann der Erzkörper ein Frühkristallisat des Magmas darstellen muss es aber nicht. Fraktionierte Erzschmelzen, die aufgrund eines hohen Gehalts an volatilen Komponenten, wie CO₂ oder H₂O relativ mobil und wenig viskos sind, können vor ihrer Kristallisation ins Nebengestein "ausgedrückt" werden. Man spricht dabei von Filterpressung.

Durch diese Filterpressung kann es auch zu einer liquiden Entmischung eines Stamm-Magmas in Teilschmelzen kommen. Aber auch durch andere Prozesse kann eine homogene Schmelze mit zunehmender Abkühlung in zwei nicht mehr mischbare Teilschmelzen getrennt werden. Schmelzen mit begrenzter Mischbarkeit sind z.B. silikatische und sulfidische Schmelzen, sowie oxidische, karbonatische oder phosphatische Schmelzen. Wenn sich beispielsweise zwei Schmelzen unterschiedlicher chemischer Zusammensetzung mischen, können bestimmte Ionen oder Elemente bevorzugt in einer der beiden Schmelzen bleiben und zur Entmischung führen. Dies wird als Flüssig-Flüssig-Entmischung bezeichnet.

Titelbild: Stratiforme Chromit-PGE-Lagerstätte in Anorthositen aus Bushveld/ Südafrika (kevinzim / Kevin Walsh, Chromitite Bushveld South Africa, CC BY 2.0)

28:T25d0,

Calcium-Aluminium-Einschlüsse (CAI) in chondritischen Meteoriten sind die ältesten, festen Bestandteile, die sich aus dem Sonnennebel bildeten. Sie bestehen aus Mineralen, wie Anorthit, Melilith, Spinell, Perowskit und wurden mit Hilfe der Pb-Pb-Methode auf ein Alter von 4567.30 ± 0.16 Ma geschätzt (Amelin et al. 2010) = Alter des Sonnensystems

Das Alter der Erde zu bestimmen ist schwer, da aufgrund von Plattentektonik heute kaum Material vorliegt. Daher werden undifferenzierte, chondritische Meteorite benutzt, die eine ähnliche Zusammensetzung wie die Gesamt-Erde (Bulk Earth) haben. Pb-Pb-Datierungen ergaben ein Alter von 4550 ± 70 Ma (Patterson 1956).

Die Erde lag zunächst als partieller oder vollständiger Magmaozean vor (je nach Modell), wobei die Abkühlung durch (1) Einschläge (z.B. LHB: Late Heavy Bombardment), (2) radioaktiven Zerfall kurzlebiger Isotope (z.B. ²⁶Al → ²⁶Mg), (3) Gravitationskontraktion sowie (4) Kristallisations- und Differentiationswärme verhindert wurde.

Die Differenzierung der Erde in metallischen Kern und silikatischen Mantel dauerte bis ca. 30 - 50 Myr (Hf-W-Alter) nach der Entstehung des Sonnensystems an (Rubie et al. 2007). Die Vollständige Entstehung kleinerer planetarischer Objekte dauerte weniger als 1 Myr, terrestrische Planeten brauchten bis zu 100 Myr (Kleine et al. 2009).

Ca. 62⁺⁹⁰_-10 Myr nach CAI (Hf-W; Touboul et al. 2007) kam es zur Kollision eines Mars-großen Protoplaneten (Theia) mit der Erde. Die Folge war eine Veränderung der Rotationsachse der Erde, zu 23.5° (Halliday 2000) und die Akkretion des Mondes aus der Trümmerwolke.
Durch andere(n) Impakt(e) kam es außerdem zur Anreicherung von HSE (Highly Siderophile Elements) → Late Veneer Event (datiert auf > 100 Myr nach CAI). Die vollständige Homogenisierung der HSE dauerte aber bis ca. 3800 Ma (Li 2022).

Unbekannt ist wann sich die erste feste Erdkruste bildete (Durch Plattentektonik heute keine Relikte). Die älteste Gesteinseinheit ist der Acasta-Gneis (tonalitischer Gneis eines TTG), der eine eine Fläche < 1 km² (Carlson et al. 2019) im kanadischen Slave Kraton bedeckt und U-Pb-Alter von 4019.6 ± 1.8 Ma lieferte (Reining et al. 2016).

Das ältestes terrestrisches Material sind Zirkon-Körner aus einem 3000 Ma alten Quarzit des australischen Yilgarn-Kratons (Jack Hills) mit einem U-Pb-Alter von 4374 ± 6 Ma (Valley et al. 2014). An ihnen lassen sich folgende Beobachtungen machen

Sehr variable εHf-Werte (stark negativ bis positiv) lassen auf Magmen-Mischung von älterer, aufgeschmolzener, kontinentaler (angereicherter) Kruste und juvenilem (chondritischen) Mantel schließen (Bell et al. 2014).
O-Isotopie belegt außerdem Wasseranteil im alten recycelten Krustenanteil [entweder Hydrosphäre (Ozean) oder mit Wasserdampf angereicherte Atmosphäre (Mojzsis et al. 2001)].
Umstritten ist, ob JH-Zirkone frühe Plattentektonik (Subduktionszonen) beweisen (Turner et al. 2020).

Außer dem Acasta und Jack Hills Material, zeigen die meisten archaischen Gesteine/Minerale eine chondritische initiale Isotopenzusammensetzung (z.B. εHf _(i)), dies beweist die Erdkruste bildete sich im Archaikum direkt aus dem primitiven Erdmantel, ohne Recycling älterer Kruste (Salerno et al. 2021). Erst in 3800 - 3600 Ma Gesteinssignaturen zeigt sich ein deutlich positiver ε_{Hf (i)}-Trend eines verarmten Mantels, was bedeutet angereicherte, kontinentale Erdkruste wurde erst ca. 700 Myr nach Erdentstehung aus dem primitivem Erdmantel extrahiert (Vervoort & Kemp 2025). Andere Modelle mit erhöhten Manteldurchmischungsraten können jedoch eine kontinentale Kruste + einen verarmten Mantel schon im Hadaikum erklären (Guo & Korenaga 2023).

Literatur

Amelin, Y., Kaltenbach, A., Iizuka, T., Stirling, C. H., Ireland, T. R., Petaev, M., & Jacobsen, S. B. (2010). U–Pb chronology of the Solar System's oldest solids with variable 238U/235U. Earth and Planetary Science Letters, 300(3-4), 343-350.

Bell, E. A., Harrison, T. M., Kohl, I. E., & Young, E. D. (2014). Eoarchean crustal evolution of the Jack Hills zircon source and loss of Hadean crust. Geochimica et Cosmochimica Acta, 146, 27-42.

Carlson, R. W., Garçon, M., O’neil, J., Reimink, J., & Rizo, H. (2019). The nature of Earth’s first crust. Chemical Geology, 530, 119321.

Guo, M., & Korenaga, J. (2023). The combined Hf and Nd isotope evolution of the depleted mantle requires Hadean continental formation. Science Advances, 9(12), eade2711.

Halliday, A. N. (2000). Terrestrial accretion rates and the origin of the Moon. Earth and Planetary Science Letters, 176(1), 17-30.

Kleine, T., Touboul, M., Bourdon, B., Nimmo, F., Mezger, K., Palme, H., ... & Halliday, A. N. (2009). Hf–W chronology of the accretion and early evolution of asteroids and terrestrial planets. Geochimica et Cosmochimica Acta, 73(17), 5150-5188.

Li, C. H. (2022). Late veneer and the origins of volatiles of Earth. Acta Geochimica, 41(4), 650-664.

Mojzsis, S. J., Harrison, T. M., & Pidgeon, R. T. (2001). Oxygen-isotope evidence from ancient zircons for liquid water at the Earth's surface 4,300 Myr ago. Nature, 409(6817), 178-181.

Patterson, C. (1956). Age of meteorites and the earth. Geochimica et Cosmochimica Acta, 10(4), 230-237.

Reimink, J. R., Davies, J. H. F. L., Chacko, T., Stern, R. A., Heaman, L. M., Sarkar, C., ... & Pearson, D. G. (2016). No evidence for Hadean continental crust within Earth’s oldest evolved rock unit. Nature Geoscience, 9(10), 777-780.

Rubie, D. C., Nimmo, F., & Melosh, H. J. (2007). Formation of Earth's core. Evolution of the Earth, 9, 51-90.

Salerno, R., Vervoort, J., Fisher, C., Kemp, A., & Roberts, N. (2021). The coupled Hf-Nd isotope record of the early Earth in the Pilbara Craton. Earth and Planetary Science Letters, 572, 117139.

Touboul, M., Kleine, T., Bourdon, B., Palme, H., & Wieler, R. (2007). Late formation and prolonged differentiation of the Moon inferred from W isotopes in lunar metals. Nature, 450(7173), 1206-1209.

Turner, S., Wilde, S., Wörner, G., Schaefer, B., & Lai, Y. J. (2020). An andesitic source for Jack Hills zircon supports onset of plate tectonics in the Hadean. Nature Communications, 11(1), 1241.

Valley, J. W., Cavosie, A. J., Ushikubo, T., Reinhard, D. A., Lawrence, D. F., Larson, D. J., ... & Spicuzza, M. J. (2014). Hadean age for a post-magma-ocean zircon confirmed by atom-probe tomography. Nature Geoscience, 7(3), 219-223.

Vervoort, J. D., & Kemp, A. I. (2025). Isotope Evolution of the Depleted Mantle. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 53.

29:T4efc,

Unterer Erdmantel (3)

Zwischen Erdkern und unterem Mantel (Tiefe: 2890 km, 136 GPa, 3.500 °C) liegt die Core-Mantle-Boundary (CMB) mit der darauffolgenden D″-Schicht (ca. 200 – 300 km dick). Die D″-Schicht weist heterogene Bereiche auf (erkannt durch seismische Messungen), die als Large Low Shear Velocity Provinces (LLSVP) bezeichnet werden. Diese haben eine geringere Dichte als der Erdkern, aber eine höhere Dichte als der Untere Mantel und dadurch Auswirkungen auf Hot Spots und Mantelkonvektion. Erklärt werden sie durch:

Reaktion von Mantelmaterial mit Erdkernmaterial (gemischte Metall-Silikat-Phase; Kito et al. 2004)
Subduzierte Lithosphärenplatten sinken in die Schicht ab (Plattenfriedhof; Ding et al. 1997)
Umwandlung einer Mineralphase in eine andere Kristallstruktur mit höherer Dichte (Bridgmanit → Post-Perowskit; Oganov & Ono 2004)

Als Modellzusammensetzung des gesamten Mantels wird der sogenannte Pyrolit (Ringwood 1962) angenommen, mit 60% Peridotit + 40% Basalt/Eklogit Komponente an der Oberfläche. Durch die Druck- und Temperaturzunahme kommt es mit der Tiefe zur Phasenumwandlung des Modellgesteins. Dabei werden vor allem monokline/trigonale/tetragonale Elementarzellen zu orthorhombischen umgewandelt. Die größere Elementarzelle sorgt für eine effektivere Stapelung und dadurch für eine kleinere Packungsdichte.

Die genauere Mineralzusammensetzung des Erdmantels erkannte man durch (1) Hochdruck-Diamantstempelzellen-Experimenten (LHDAC), (2) Einschlüsse in sublithosphärischen Diamanten, die durch kratonische Kimberlite an die Oberfläche kommen und (3) Mineralbildungen in Impaktkratern und Meteoriten.

Im Unteren Mantel sind folgende Hauptphasen präsent (Wicks & Duffy 2016):

Bridgmanit: (Mg,Fe)SiO₃, Anteil ca. 80%, orthorhombisch verzerrte Perowskit-Struktur, mit eckenverknüpften SiO₆-Oktaedern und Mg,Fe-Kationen in den Oktaederlücken (12-8 Koordination); Gefunden in Diamanten und Meteoriten
Ferroperiklas: (Mg,Fe)O, Mischkristall aus Magnesiowüstit (MgO) und Wüstit (FeO), Anteil ca. 15%, kubisch-flächenzentriertes NaCl-Typ-Gitter mit oktaedrischer Koordination für Sauerstoff und Mg/Fe; Gefunden in Diamanten
Ca-Perowskit (Davemaoit): CaSiO₃, Anteil ca. 10%, kubische Perowskit-Struktur mit SiO₆-Oktaedern und Ca-Kationen in den Oktaederlücken (12 Koordiantion)

Daneben treten weitere Nebenphasen in geringeren Anteilen auf, die teils durch Subduktion in den Mantel induziert wurden (Kaminsky 2017, Wicks & Duffy 2016):

Post-Perowskit: (Mg,Fe)SiO₃, nur an D″-Schicht (aus Bridgmanit, ab ca. 125 GPa = 2600 km), orthorhombische CaIrO₃-Typ-Struktur mit SiO₆-Oktaedern in Schichten und Kationen dazwischen (Volumenreduktion zu Bridgmanit um 1-1.5%); Gefunden in Hochdruck-Diamantstempelzellen-Experimenten (LHDAC)
Stishovit: SiO₂, stabil von ~ 7 - 50 GPa, tetragonale Rutil-Typ-Struktur, mit eckenverknüpften SiO₆-Oktaedern; Gefunden in Impaktkratern und Meteoriten
Post-Stishovit: SiO₂, stabil von ~ 50 - 70 GPa, orthorhombische CaCl2-Typ-Struktur, mit kantenverknüpften SiO₆-Oktaedern; Gefunden in Impaktkratern und Meteoriten
Seifertit: SiO₂, stabil bei > 70 GPa, orthorhombische α-PbO₂-Typ-Struktur, mit kanten- und eckenverknüpften SiO₆-Oktaedern (höchste Packungsdichte); Gefunden in Impaktkratern und Meteoriten, möglicherweise nur präsent an der D″-Schicht
Magnesit II (MgCO₃) der erst in orthorhombische Pyroxen-Struktur und dann in Perowskit-Struktur umgewandelt wird (damit stabil bis 200 GPa, darüber hinaus → MgO + Diamond)
Post-Aragonit (CaCO₃) mit orthorhombischer Pyroxen-Struktur (> 137 GPa)
Dolomit-II und Dolomit-III mit noch unbekannter Struktur (40 GPa)
Diamant: Hauptträger für Einschlüsse des Unteren Erdmantels sind sogenannte “Superdeeep“ oder “Sublithospheric“ Diamonds. Gebildet durch tiefe Platten-Subduktion, Freisetzung von C-O-H Fluiden oder Reaktion von Fluiden mit Carbonaten des Unteren Erdmantels
Weitere theoretisch postulierte Phasen, wie NAL-Phase (Natrium-Aluminium-Silikat: NaAlSi₂O₆), CAS-Phase (Calcium-Aluminium-Silikat: CaAl₄Si₂O₁₁) CF-Phase (Ca-Ferrit: CaFe₂O₄) oder Phase PhH (MgSiH₂O₄)

Spin transition zone (STZ): Wechsel des Fe²⁺ in Bridgmanit, Ferroperiklas von einem high-spin (HS) zu einem low-spin (LS) Zustand, ab Drücken von ca. 50 GPa = 1200 km Tiefe (Kaminsky 2017). Eisen (Fe) ist ein Übergangsmetall mit ungepaarten Elektronen in den d-Orbitalen. In Bridgmanit/Ferroperiklas sitzt das Eisen in einer oktaedrischen Koordination zum Sauerstoff. Die fünf d-Orbitale von Fe sind energetisch aufspalten in 3 energetisch niedrigere Orbitale (t₂g) und 2 energetisch höhere Orbitale (e₁g), was als Kristallfeldaufspaltung bezeichnet wird. Die Druckzunahme führt dazu, dass der Abstand zwischen Fe und O kleiner wird, was das elektrische Feld der O^2--Ionen auf das Fe-Ion verstärkt und somit in eine größere Kristallfeldaufspaltung resultiert. Dadurch finden sich mehr gepaarte Elektronen in energieärmeren t₂g Oribitalen, es gibt weniger ungepaarte Elektronen und somit einen niedrigerer Gesamtspin. Die Elektronenkonfiguration wird also kompakter und damit auch die Ionenradien, was in einer höheren Dichte des Mantels resultiert. Diese durch den Übergang ausgelöste Dichteanomalie ist zu sehen in den seismischen Messungen und hat direkte Auswirkungen auf Differentiations- und Mantelkonvektions-Prozesse (Kaminsky 2017).

Unterer Erdmantel ist die Quelle für ca. 10 – 20% der Hot Spots (z.B. Hawaii). Geologische Marker (Courtillot et al. 2003) sind z.B. (1) hohe ³He/⁴He Verhältnisse (niedrige Differentiation), (2) seismische Anomalien (LLSVPs), (3) eine hohe lokale Stabilität der Hot Spots, (4) höhere Temperaturen (5) niedrigere ¹⁸²W/¹⁸⁴W-Verhältnisse die auf Kern-Mantel-Interaktion hindeuten (6) hohe Fe/Mn-Verhältnisse, typisch für eine reduzierende Umgebung und (7) niedrige ¹⁸⁷Os/¹⁸⁸Os-Verhältnisse.

Der untere Mantel (LM) hat eine Dicke von 2.230 km (660 – 2.890 km), Dichte: 4,5 – 5,6 g/cm³, Temperatur: 1.900 – 4.000 °C, Druck: 23 – 136 GPa (Dziewonski & Anderson 1981, Katsura 2025).

Übergangszone

Die Mantel-Übergangszone (Mantle-Transition-Zone: MTZ) erstreckt sich von 410 – 660 km Tiefe (Frost 2008) und enthält eine Reihe von seismischen Diskontinuitäten (seismische Geschwindigkeitsanomalien), die durch Mineralphasenumwandlungen entstehen (Agee 1998). Die wichtigste Umwandlung findet an der Grenze zwischen Unterem Mantel und Mantel-Übergangszone, der 660-km-Diskontinuität satt (Zhang et al. 2021):

Bridgmanit (Mg,Fe)SiO₃ + Ferroperiklas (Mg,Fe)O ⇒ Ringwoodit β(Mg,Fe)₂[SiO₄]

Ringwoodit hat eine kubische Spinell-Typ-Struktur mit den O-Anionen in der kubisch dichtesten Kugelpackung und den Kationen (Mg, Fe, Si) in Tetraeder- und Oktaederlücken (Price & Parker 1984). Ringwoodit ist von 18 – 23 GPa (520 – 660 km) stabil. Die nächste Umwandlung findet daher an der 520-km-Diskontinuität statt (Zhang et al. 2021):

Ringwoodit β(Mg,Fe)₂[SiO₄] ⇒ Wadsleyit γ(Mg,Fe)₂[SiO₄]

Wadsleyit ist von 13 – 18 GPa (410 – 520 km) stabil und hat eine modifizierte, orthorhombische Spinell-Struktur mit Mg,Fe auf drei unterschiedlichen oktaedrischen Gitterpositionen (M1, M2 und M3), Si auf einer tetraedrische Position und O auf vier Gitterpositionen. Eines der O-Atome ist nicht Silizium-gebunden und kann hydratiisert werden (Bildung OH), wobei zum Ladungsuasgleich eine Leerstelle auf der M3-Kationen Position (2H⁺ = Mg²⁺) entsteht (Das et al. 2018). Bei gegebenen Drücken (> 9 GPa) und einem Wassergehalt > 0.25 wt% wandelt sich die orthorhombische Struktur durch Verzerrung in eine monokline Kristallstruktur um (Wang et al. 2023).

Die “nominally anhydrous minerals (NAMS)“ können als “Hydrous-Ringwoodite (h-Rw)“ und als “Hydrous-Wadsleyite (h-Wd)“ unter Manteübergangs-Bedingungen sogar bis zu 1.4 bzw. 1.0 wt% Wasser aufnehmen (Pearson et al. 2014 bzw. Fei & Katsura 2021) ⇒ Übergangszone Speicher für große Mengen an Wasser, das aus Subduktionszonen stammt, denn ältere (> 100 Ma), kältere Lithosphären-Platten (cold subduction slabs) bringen wasserhaltige Phasen (3- 18 wt%), sogenannte “Dense Hydrous Magnesium Silicates (DHMS)“ in die Mantelübergangszone, vielleicht sogar bis zur 660-km-Diskontinuität und in den Unteren Manel (PhH, Walter et al. 2015). In Hochdruck-Experimenten wurden folgende nachgewiesen (Ohtani et al. 2001, Xu et al. 2021, Ishii & Ohtani 2025):

Hydrous Phase A (PhA): Mg₇Si₂O₁₄H₆
Super “Hydrous Phase B (sPhB, SUB): Mg₁₀Si₃O₁₈H₄
Hydrous Phase D (PhD) = Phase G: MgSi₂O₆H₂
Hydrous Phase E (PhE): MgSiO₆H₄
Hydrous Phase H (PhH): MgSiO₄H₂

Abtauchende Platten (Subduktion) bilden Wadati-Benioff-Zonen aus (immer tiefer reichende Hypozentren von Erdbeben entlang einer subduzierenden Platte. Die WBZ reicht dabei bis in 700 km Tiefe (Frohlich 1989). In der Übergangszone bei ca. 500 km Tiefe gibt es einen Anstieg dieser Erdbeben (Omori et al. 2004), welche als “Deep Earthquakes“ klassifiziert werden und welche vermutlich durch Phasenumwandlungen von wasserhaltigen DHMS erzeugt werden: “Extended Dehydration-induced Earthquake (EDIE)“ Hypothese (Omori et al. 2004).

Die zweithäufigste (~ 40%) Phase nach Ringwoodit/Wadsleyit (60%) in der Übergangszone ist der Granat-Vertreter Majorit Mg₃(SiMg)(SiO₄). Majorit bildet sich progressiv aus subduzierten Pyroxenen (z.B. Enstatit MgSiO₃) in Tiefen von 300 bis 500 km (10 – 17 GPa; Yoshino et al. 2008). Majorit selbst zerfällt ab ca. 25 GPa in Bridgmanit, Ca-Perowskit und NAl/CF-Phasen (Stagno et al. 2023, Wijbrans et al. 2016).

In der Mantel-Übergangszone ist die stabile Quarz-Phase der Stishovit (SiO₂).

Die MTZ hat eine Dicke von 250 km (410 – 660 km), Dichte: 3.9 – 4,3 g/cm³, Temperatur: 1.400 – 1.900 °C, Druck: 13 – 23 GPa (Dziewonski & Anderson 1981).

Literatur

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2a:Tbf7,

Die Toxizität ist eine relative Größe, die Aufschluss darüber geben soll, wie schädlich ein Mineral für den menschlichen Organismus ist. Die Art der Exposition mit einem giftigen Mineral spielt dabei eine große Rolle. Insbesondere der Zustand in dem das Mineral vorliegt ist dabei entscheidend. Stäube oder feine Fasern (z.B. bei Asbest) lassen sich viel leichter über die Atmungsorgane oder die Haut aufnehmen. Im Falle des Verschluckens (z.B. bei Kleinkindern) bestimmter Minerale ist äußerste Vorsicht geboten und es sollte umgehend eine der Giftnotrufzentralen oder der Rettungsdienst kontaktiert werden.

Die Toxizität hängt primär (Ausnahme z.B. Asbest) von den im Mineral enthaltenen problematischen Elementen ab. Bestimmte Elemente können mit unserem Körper in negativer Art und Weise interagieren. Sie binden zum Beispiel an bestimmte Enzyme oder Zerstören den Organismus auf Zellebene. Zu den schädlichen Elementen gehöhrt Quecksilber (Hg), Nickel (Ni), Kupfer (Cu), Chrom (Cr), Cadmium (Cd), Blei (Pb), Arsen (As), Antiomon (Sb) und Thallium (Tl). Daneben finden sich noch vereinzelt Ausnahmen mit hoher Giftigkeit, wie Villiaumit (NaF), Witherit (BaCO₃), sowie leicht lösliche Verbindungen mit Barium (Ba), wie z.B. Bromellit (BeO) oder Behoit [Be(OH)2]. Auch die Asbest-Minerale Chrysotil, Aktinolith, Anthophyllit, Grunerit, Riebeckit oder Tremolit stellen, aufgrund von Fasern auf nm-Skala, die in die Lunge eindringen können, ein Risiko dar.

Daneben sind auch alle radioaktiven Elemente und Minerale schädlich für den menschlichen Organismus. Da die meisten Minerale hauptsächlich α-Strahlung emittieren ist insbesondere die orale oder inhalativ Aufnahme problematisch. Die beiden im Mineralreich am häufigsten vorkommende radioaktive Elemente sind Uran (U) und Thorium (Th). Da Thorium meist mit anderen Seltenen-Erd-Elementen (REE) substituiert wird, können auch REE wie Cer (Ce), Lanthan (La), Neodym (Nd) oder Yttrium (Y) ein Anzeiger für einen geringen Uran(U)/Thorium (Th)-Gehalt und damit auch ein Zeichen für Radioaktivität und vor allem Toxizität im Mineral sein.

Die Radioaktivität kann in verschiedenen Einheiten gemessen werden. Becquerel (Bq) ist die SI-Einheit für die Aktivität einer radioaktiven Quelle und wird verwendet, um die Anzahl der Zerfälle pro Sekunde in einer Probe anzugeben. Sievert (Sv) wird zur Messung der effektiven Strahlendosis verwendet, die die biologische Wirkung der absorbierten Strahlung auf den menschlichen Körper berücksichtigt. Weitere Einheiten sind Gray (Gy), Curie (Ci), Rad oder Rem.

Gerade beim Arbeiten (Schleifen, Polieren, Montieren) mit den oben genannten Mineralen sollten Labor-artige Sicherheitsbedingungen herrschen. Bedeutet ein gut durchlüfteter Raum, das Tragen von Handschuhen, Schutzbrillen und einem Atemschutz, sowie die Aufbewahrung in beschrifteten und verschlossenen Behältern.

2b:T86a,

Die kristallchemische Summenformel ist eine empirische Annäherung an die eigentliche Zusammensetzung eines Minerals. So hat ein Mineral mit der Formel Fe₃Al₂[SiO₄]₃ bei genauer Messung eigentlich die Formel (Ca_0,7Fe²⁺_2,0Mg_0,3Mn_0,1)₃(Al_2,0)(Si_2,9Al_0,1)₃O₁₂. In Mineralen finden sich oftmals sowohl kovalente als auch ionische Bindungen zwischen den einzelnen Atomen/Ionen oder Molekülen. In der kristallchemischen Summenformel werden die sich substituierenden, ionischen Kationen (positiv geladen, z.B. Fe, Ca, Mg, Mn, …) meist in runden Klammern und die Anionenkomplexe (-) mit intern, kovalenter Bindung in eckigen Klammern geschrieben (wie [SiO₄]^2-). Zwischen Kationen (+) und den Anionenkomplex(en) besteht meist ebenfalls eine ionische Bindung. In vielen Mineralen finden sich auch volatile Anionenkomplexe, wie (OH^-,F^-,Cl^-) die sich ebenfalls substituieren. Bestimmte Minerale, wie z.B. Schichtsilikate zeigen außerdem teils intermolekulare Van-der-Waals-Kräfte zwischen ihren mineralischen Schichten. Da Reinmetalle, wie Gold (Au), Platin (Pt) oder Osmium (Os) auch zu den Mineralen gehören finden sich ebenfalls Metallbindungen im Mineralreich. Aber auch in anderen Mineralen (z.B. Sulfiden) finden sich Metallbindungen zwischen bestimmten Elementen. Die chemischen Bindungstypen eines Minerals haben direkte Auswirkungen auf viele andere Eigenschaften darunter die Löslichkeit, Härte oder den Schmelzpunkt.

Minerale werden in den meisten Systematiken anhand ihrer chemischen Zusammensetzung klassifiziert und katalogisiert. Die Benennung erfolgt dabei anhand des Anionenkomplexes mit dem größten Anteil, Fe₃Al₂[SiO₄]₃ ist also ein Silikat. Die berühmtesten Systematiken ist die im amerikanischen Bereich verwendete Systematik nach James Dwight Dana (1837) und die am meisten in Europa verwendete Systematik nach Hugo Strunz (1941).

2c:T82c,

Die Dichte, auch spezifisches Gewicht genannt, beschreibt das Verhältnis zwischen der Masse eines Objekts und seinem Volumen (ρ = m/V). Auch die Dichte eines Minerals ist abhängig von dessen chemischer Zusammensetzung. Dabei sorgen Elemente mit größerer Atommasse, wie Blei, Gold oder Barium für Minerale mit höherem spezifischem Gewicht. Genaue Dichte-Berechnungen lassen sich mittels Röntgendiffraktometrie anfertigen. Dazu werden die Gitterkonstanten der Kristallstruktur gemessen, um das Volumen der Elementarzelle zu bestimmen. Danach werden die molaren Massen der Atome einer Elementarzelle durch das Volumen geteilt, um die Dichte des Minerals zu erhalten.

Die Dichte eines Minerals lässt sich mit einfachen Mitteln nur sehr schwer genau bestimmen. Eine Möglichkeit ist die Dichtebestimmung mittels hydrostatischer Wägung. Dafür muss die mineralische Probe jedoch nur aus einem einzigen, dichten Mineral ohne Poren oder Hohlräume bestehen. Das Mineral wird dann trocken gewogen. Das Gewicht, in Gramm wird notiert. Um das Volumen zu messen, nimmt man einen Messbecher, füllt diesen mit Wasser auf und tariert die Waage. Danach wird die Probe an einem dünnen Seil ins Wasser gehalten. Dabei muss darauf geachtet werden, dass die Probe weder den Boden noch den Rand berührt. Da Wasser eine Dichte von 1 g/cm3 hat, entspricht das Gewicht des verdrängten Wassers in Gramm genau dem Volumen des eingetauchten Steins in cm3. Da wir den trockenen Stein schon gewogen haben und jetzt sein Volumen kennen, teilen wir das Gewicht durch das Volumen Das Ergebnis ist die Dichte in g/cm3. In unserer Mineral-Systematik haben wir alle Minerale zur groben Abschätzung in vier Bereiche unterteilt:

Leicht (< 2 g/cm³)
Normal (2 – 3,5 g/cm³)
Schwer (3,6 – 6 g/cm³)
Sehr schwer (> 6 g/cm³)

Dadurch sollten sich zu mindestens auch normale von sehr schweren Mineralen, mit grober Abschätzung per Hand bestimmen lassen.

2d:T7a9,

Die Spaltbarkeit beschreibt die bevorzugte Richtung oder Form in der ein Mineral, unter mechanischem Stress bricht. Das Mineral kann ebene, glatte Spaltflächen zeigen oder in regelmäßige, geometrische Körper zerfallen. So zerfällt Galenit in kleine Würfel oder Calcit in rhomboedrische Bruchstücke. In der Beschreibung des Minerals steht dann "sehr vollkommen" oder "sehr perfekt" nach {100}, dem Würfel oder nach {1011}, dem Rhomboeder. Die Spaltbarkeit kann verschiedene Grade von "sehr vollkommen" bzw. "Perfekt" über "gut", "kaum erkennbar" bis "nicht erkennbar" aufweisen. Einige Minerale sind überhaupt nicht spaltbar. Ob es sich bei einer Fläche eines Minerals um eine Kristall- oder eine Spaltfläche handelt lässt sich oftmals anhand des Glanzes oder durch bestimmte kristallographische Auffälligkeiten (z.B. Flächenstreifung) erkennen.

Wichtig für die Bestimmung ist oft auch der Spaltwinkel, also in welchem Winkel sich die Spaltflächen auf der Fläche eines Minerals schneiden. So haben Pyroxene einen Spaltwinkel von ca. 90° und unterscheiden sich dadurch von den sehr ähnlichen Amphibolen die einen Spaltwinkel von 120° aufweisen (siehe Bild).

Abbildung 3: Bild eines Amphibol-Mineralkorns unter dem Polarisationsmikroskop.
Eindeutig zu sehen sind die Spaltflächen, die in einem Winkel von 120° zueinander stehen

2e:T5f4,

Die Tenazität sagt etwas darüber aus, wie sich ein Mineral beim Ritzen und Biegen verhält. Wie bei der Härteprüfung wird das Mineral mittels einer Stahlnadel geritzt. Springt der Ritzstaub weg, ist das Mineral spröde. Dies ist bei 99% der Minerale der Fall. Eine milde Tenazität liegt vor, wenn der Ritzstaub nicht wegspringt, sondern neben der Ritzspur liegen bleibt. Beispiele hierfür sind Galenit oder Stibnit. Bei einer schneidbaren Tenazität dringt die Nadel ein, hinterlässt aber keinen Staub. Beispiele sind Akanthit, gediegen Gold oder Bismut. Akanthit und gediegen Gold kann man außerdem zu Blättchen hämmern, sie sind geschmeidig. Wieder andere Minerale sind elastisch biegsam, sie kehren nach dem Biegen wieder in ihre Ausgangstellung zurück. Andere sind wiederum unelastisch biegsam und bleiben nach dem Biegen in der neuen Stellung, wie z.B. Gips oder Stibnit (siehe Bild).

Abbildung 5: Das Mineral Stibnit ist eines der Sonderfälle, die eine unelastisch-biegsame Tenazität aufweisen.

2f:Tccb,

Die Farbe eines Objekts (Minerals) ist keine wirkliche Stoffeigenschaft. Farbe ist eine Wahrnehmung und hängt von der Lichtquelle und unserem Sehsystem ab. Wird ein Mineral (z.B. Azurit) von einer Lichtquelle (Photonenquelle), wie z.B. der Sonne bestrahlt, werden in der Kristallstruktur bestimmte Atome/Ionen, bzw. deren Elektronen angeregt und in ein höheres Energieniveau gehoben. Im Azurit geschieht dies hauptsächlich in den d-Orbitalen der Cu²⁺-Ionen. Entspricht die Energie eines Photons also genau dem Unterschied zwischen zwei Energieniveaus eines Elektrons, wird das Photon absorbiert, und das Elektron springt auf das höhere Energieniveau. Photonen mit anderen Energien (Wellenlängen) werden nicht absorbiert und stattdessen reflektiert. In Azurit absorbieren diese Cu²⁺-Ionen Photonen aus dem roten und gelben Bereich des Lichtspektrums. Das übrigbleibende Licht (Photonen), das hauptsächlich aus den blauen Wellenlängen besteht, wird abgegeben und erscheint für unser Auge als Blau.

Eine weitere Ursache der Farberzeugung von Mineralen sind Gitterfehler in der Kristallstruktur, sogenannte Farbzentren. Ein häufig vorkommendes Beispiel sind F-Zentren, die entstehen wenn in der Struktur des Mineral bestimmte Atome/Ionen fehlen (Leerstellen). Die leeren Stellen werden durch ein oder mehrere Elektronen besetzt, welche für eine spezifische Absorption bestimmter Wellenlängen sorgen und das jeweilige Mineral dadurch Färben. Eine häufige Ursache dieser Gitterfehler in der Natur ist radioaktive Bestrahlung (meistens α-Teilchen), z.B. durch vergesellschaftete Minerale, mit radioaktiven Nukliden in ihrer Struktur. Weitere Beispiele für Farbzentren sind M-, R- oder N-Zentren.

Man unterscheidet allgemein unter der idiochromatischen und der allochromatischen Färbung. Idiochromatisch sind Minerale, deren Farbe aufgrund ihrer chemischen Zusammensetzung eindeutig und charakteristisch ist. Das bedeutet, dass die Farbe auf das Vorhandensein bestimmter chemischer Elemente zurückzuführen ist, die ein integraler Bestandteil der Kristallstruktur des Minerals sind. Ein Beispiel für ein idiochromatisches Mineral ist Malachit, dessen charakteristische grüne Farbe auf das Vorhandensein von Kupfer zurückzuführen ist, welches wiederum ein fester Bestandteil der Kristallstruktur ist. Im Gegensatz dazu haben allochromatische Minerale eine variable Farbe aufgrund von Spurenelementen, Einschlüssen oder Defekten in der Kristallstruktur, wie zum Beispiel Quarz, der je nach Art der Beimengung und Reinheit unterschiedliche Farben aufweisen kann.

In einigen Fällen kann das Sonnenlicht eine Auswirkung auf die Farbveränderung von Mineralen haben, insbesondere der hochenergetische UV-Anteil. So kann die Strahlung mit derartig geringer Wellenlänge Farbzentren zerstören, Ionen reduzieren oder oxidieren (z.B. Fe²⁺ zu Fe³⁺) oder sogar feste chemische Bindungen in der Kristallstruktur zerstören. Um Verfärbungen durch Sonnenlicht zu vermeiden, sollten Mineralien idealerweise nicht direkt der Sonne ausgesetzt werden und in dunklen oder kühlen Räumen aufbewahrt werden.

30:T838,

Wird ein Objekt (z.B. ein Mineral) von einer Lichtquelle bestrahlt (z.B. der Sonne) wird ein Teil des Lichts an der Oberfläche reflektiert und ein Teil ins Mineral gebrochen. Der Grad der Lichtbrechung lässt sich durch eine materialabhängige Stoffkonstante der beiden Medien (hier Luft und Mineral) quantifizieren, dem sogenannten "Brechungsindex (n)". Je höher der Brechungsindex, desto langsamer wird das Licht und die Wellenlängen werden beim Durchgang enger gestaucht. In der Regel haben Mineralien mit höherer Dichte einen höheren Brechungsindex, da sie eine größere Anzahl von Atomen und Molekülen pro Volumeneinheit aufweisen, es gibt jedoch auch zahlreiche Ausnahmen (siehe z.B. Abbildung 7). Der Zusammenhang zwischen den Brechungsindizes der Stoffe (n₁, n₂) und den Einfalls- bzw. Ausfallswinkeln (θ_E, θ_A) wird durch das Snelliussche Brechungsgesetz beschrieben:

Abbildung 7: Die Auswirkungen von unterschiedlichen Brechungsindizes der beiden Minerale
Kassiterit (SnO₂) und Rutil (TiO₂) auf die Wellenlänge des Lichts. Obwohl Kassiterit das Mineral mit höherer Dichte ist, weißt es den geringeren Brechungsindex auf.

31:Te35,

Minerale sind unterschiedlich hart, abhängig von ihrer Zusammensetzung und dementsprechend auch von ihrer Kristallstruktur und Bindungsart. Besonders Minerale mit einer sehr regelmäßigen Struktur und kovalenten Bindungen zeigen eine hohe Härte (z.B. Korund). Zur Quantifizierung der Härte eines Minerals wird in den Geowissenschaften meist die 1812 von Friedrich Mohs (1773–1839) entwickelte Mohs´sche Härteskala verwendet. Mohs fand raus, das härtere Stoffe weichere Stoffe ritzen. Er ordnete ausgehend von dieser Überlegung 10 Minerale in einer Ordinalskala an.

Zur Bestimmung der Mohshärte einer unbekannten Probe nimmt man ein Mineral mit bekannter Härte zur Hand (z.B. Quarz) und testet, ob sich die Probe ritzen lässt. Ist dies der Fall (wie im Bild), weiß man, dass es sich um ein Mineral geringerer Härte als 7 handeln muss. Lässt sich die Probe nicht ritzen, muss Sie härter als 7 sein. Danach arbeitet man sich entweder stufenweise runter oder hoch, bis sich die Probe ritzen oder nicht mehr ritzen lässt. Im Gelände kann man auch mit Fingernagel, Messer und Glas arbeiten. Aufgrund der unterschiedlichen Glas- und Stahlsorten sinkt die Genauigkeit dabei natürlich.

Abbildung 2: Das hier gezeigte Mineral konnte durch ein anderes Mineral oder
ein Hilfsmittel eindeutig geritzt werden und ist daher weicher als das verwendete Prüfmaterial

Bei der Mohshärte-Bestimmung müssen außerdem noch ein paar Sachen beachtet werden. Es ist meist notwendig die geritzte Stelle nach der Durchführung abzuwaschen und/oder unter einer Lupe zu betrachten, um zu erkennen ob wirklich die Probe geritzt oder nur das Test-Mineral Pulverrückstände hinterlassen hat. Auch sollte klar sein, dass sich gleichharte Minerale meist nicht ritzen. Desweiteren ist es so, dass viele Minerale eine mal mehr oder weniger ausgeprägte Anisotropie (Richtungsabhängigkeit der Eigenschaften) aufweisen. Dies bedeutet, dass sich die Härte eines Minerals oft nach der Richtung in der geritzt wird, unterscheidet. Kyanit hat beispielsweise in Längsrichtung eine Härte von 4,5 - 5 und quer eine von 6,5 - 7. Wie wir außerdem sehen, kann die Mohshärte von bestimmten Mineralen auch mal gerne um 0,5 - 1 variieren.

Um genauere Ergebnisse in der Härteprüfung zu bekommen, kann ein Ritzprüfgerät (Sklerometer) eingesetzt werden. Dieses Gerät, aus der Werkstoffkunde, misst die Härte durch eine mit Gewicht belastete Diamantspitze. Das Auflagegewicht, bei dem das Mineral gerade noch geritzt wird, entspricht der Härte des Minerals.

32:T84f,

Die Löslichkeit ist die Eigenschaft eines Stoffes, in einem bestimmten Lösungsmittel (meistens Wasser) eine Lösung zu bilden. Sie wird oft in Einheiten wie Gramm pro Liter (g/L) oder Molarität (mol/L) ausgedrückt und ist abhängig von Faktoren wie Temperatur, Druck und der Art des Lösungsmittels. Zum Vergleich gewöhnliches Steinsalz (NaCl) hat eine Löslichkeit in Wasser unter Standardbedingungen von 357 g/l, bei Fluorit (CaF₂) hingegen beträgt die Löslichkeit ca. 0.016 g/l.

Daneben wird auch oft das Löslichkeitsprodukt (K_sp) angegeben. Dabei handelt es sich um eine dimensionslose, temperaturabhängige Gleichgewichtskonstante zwischen Feststoff und gelösten Ionen, die sich aus dem Produkt der Konzentrationen der gelösten Stoffe in einer equilibrierten Lösung berechnet. Bei der Reaktion AgCl ↔ Ag⁺ + Cl^- also z.B. K_sp = [Ag⁺][Cl^-]. Das Löslichkeitsprodukt gibt an, welche Menge Ionen in Lösung gehen können, bevor die Lösung gesättigt ist und sich Feststoff und Lösung im Gleichgewicht befindet. Ein hohes Löslichkeitsprodukt bedeutet, das eine große Menge an Feststoff gelöst werden kann, bevor eine gesättigte Lösung und damait ein Gleichgewicht erreicht wird, ein niedriges Löslichkeitsprodukt zeigt, dass der Feststoff schwer löslich ist und dass sich nur eine geringe Menge des Feststoffs in Wasser lösen muss, bevor eine gesättigte Lösung (im Gleichgewicht) erreicht wird. Daher gibt das Löslichkeitsprodukt auch Aussage darüber, ob es zur Ausfällung/Kristallisation kommen kann. Wenn das Produkt der Ionenkonzentrationen größer ist als das Löslichkeitsprodukt (z.B. durch eine lokale Anreicherung), ist die Lösung übersättigt. Dies führt dazu, dass der überschüssige gelöste Stoff ausfällt, um das Gleichgewicht wiederherzustellen. Unter Standardbedingungen beträgt das Löslichkeitsprodukt von Steinsalz (NaCl) beispielsweise 37,21 und das von Fluorit (CaF₂) 2,51*10^-11.

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Trennungsflächen an einem Mineral, die keine glatten Spaltflächen sind, werden unter dem Begriff „Bruch“ klassifiziert. Genauso wie bei der Spaltbarkeit erfolgt die Überprüfung meist nur durch die kontrollierte Zerstörung der Probe. Die häufigsten Brüche sind muschelig (z.B. Quarz), uneben (Feldspat) oder hakig (Gold).

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Abbildung 4: Muscheliger Bruch, zu sehen an einem Amethyst-Kristall

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