Quarz
Chalcedon
Der Chalcedon (latinisierte Form des griechischen χαλκηδών) oder in eingedeutschter Schreibung Chalzedon ist eine faserige, mikrokristalline Gefügevarietät des Minerals Quarz.
Nach älteren Quellen gilt der Begriff Chalcedon für alle faserigen Formen von mikrokristallinem Quarz (einschließlich Quarzin), für alle schwach bis gar nicht gefärbten, massigen Vorkommen von mikrokristallinem SiO2 oder wird als Oberbegriff für alle Erscheinungsformen von feinkristallinem Quarz verwendet (Achat, Onyx, Jaspis ...). Dies sind genau genommen aber Gefügevarietäten des Quarzes, der SiO2-Modifikationen Mogánit sowie weiteren färbenden Verunreinigungen. In der modernen Mineralogie wird der Begriff Chalcedon enger gefasst (siehe Struktur).
Chalcedon ist farblos bis bläulich grau. Verunreinigungen bewirken verschiedenste Färbungen, meist braun, rötlich oder grün. Chalcedon ist durchscheinend, trüb, besitzt einen wächsernen Glanz und ist mit einer Mohshärte von 6,5–7 fast so hart wie Quarz.
Bei anderen Farbtönen verwendet man unterschiedliche Bezeichnungen. Rote bis braune Chalcedone sind bekannt als Karneol (Sarder), die grüne Vielzahl, die durch Nickeloxid gefärbt sind, nennt man Chrysoprase (künstlich gefärbte werden grüngebeizter Achat genannt) oder Plasma, smaragdgrüne Chalcedone erhalten durch Eisenoxid ihre dunkelgrüne Farbe. Plasma wird manchmal mit kleinen Jaspis-Punkten gefunden die Bluttropfen ähneln, weshalb er Heliotrop (Blutjaspis) oder irreführenderweise Blutstein genannt wird. Das weithin als Blutstein bekannte Mineral ist Hämatit, ein Eisenoxid.
Chalcedon bildet sich zusammen mit Quarzin und Mogánit oberflächennah sowohl in Spalten und Hohlräumen saurer und basischer Magmatite (Achat), in Spalten metamorpher Gesteine als auch in Sedimenten (Flint, Hornstein, versteinertes Holz). Bei der Bildung von Achaten geht man von einer Kristallisation aus einem SiO2-Gel oder SiO2-übersättigten Lösungen bei Temperaturen zwischen 25 und 200°C aus. Bei sedimentärer Bildung kristallisieren Chalcedon und Quarzin entweder aus SiO2-haltigen Lösungen (z. B. versteinertes Holz) oder bilden sich während der Diagenese aus den Opal-Skeletten von Diatomeen, Radiolarien (Radiolarit) oder Kieselschwämmen (Hornstein).
Ein massiges, granulares Gefüge zeichnet sich durch das Fehlen einer bevorzugten Orientierung der Chalcedonfasern aus. Die einzelnen Chalcedonfasern sind selten länger als 1–3 µm. Solcher granularer Chalcedon macht die Hauptmasse von Flint-Knollen aus.
Von sphärolithischem Gefüge spricht man, wenn die Chalcedonfasern ausgehend von einem Kristallisationskeim radialstrahlig wachsen und kugelige Aggregate bilden. Der Durchmesser dieser Sphärolithe beträgt meist 0,1–0,2 mm. Sphärolithischer Chalcedon bildet die horizontal geschichteten Bereiche in Achatdrusen und tritt vereinzelt in Flint und Hornstein auf. Unter dem Polarisationsmikroskop zeigen die Sphärolithe bei gekreuzten Polarisatoren ein charakteristisches Auslöschungsbild, das Bertrand’sche Kreuz.
Ein parabolisches Gefüge bildet sich, wenn die Chalcedonfasern radialstrahlig auf der Oberfläche eines Gesteinshohlraumes wachsen. Benachbarte Faserbüschel behindern sich in ihrem Wachstum gegenseitig. Schon in geringer Distanz zum Wachstumskeim wachsen so nur nahezu parallel ausgerichtete Faserbündel in den Hohlraum hinein. Parabolisch gewachsener Chalcedon bildet die konzentrischen Bänderungen in Achaten. Unter dem Polarisationsmikroskop zeigt sich in den parabolisch gewachsenen Chalcedonbändern die charakteristische Runzelbänderung. Sie ist charakteristisch für Chalcedon und fehlt beim Quarzin.
Der Begriff Chalcedon wird für alle senkrecht zur kristallografischen c-Achse entlang der Prismenflächen (110) oder (110) faserig gewachsenen Tiefquarze (FLÖRKE et al., 1991) verwendet. Die Fasern weisen eine Dicke von unter einem µm auf und sind typischerweise in Längsrichtung verdrillt. Der optische Charakter der Faserrichtung ist "length-fast". Dies bedeutet, dass die Achse mit dem höheren Brechungsindex im Kristall senkrecht zur Faserrichtung orientiert ist. Dies unterscheidet Chalcedon von einer weiteren faserigen Gefüge-Varietät des Tiefquarzes, dem Quarzin. Quarzin ist "length-slow", d. h. der höhere Brechungsindex des Quarzes liegt parallel zur Faserrichtung.
Strukturell unterscheidet sich Chalcedon kaum vom Tiefquarz. Elektronenmikroskopische Untersuchungen ergaben aber für alle mikrokristallinen Quarzvarietäten eine sehr große Dichte an Gitterdefekten. Charakteristisch ist eine dichte Abfolge von Verzwillingungen nach dem Brasilianer Gesetz. Dies kann man sich als eine Stapelung von (101)-Lagen aus Rechts- und Linksquarz vorstellen. In mikrokristallinem Quarz weisen diese Lagen variable Dicken von einigen Elementarzellen auf. Strukturell betrachtet nehmen Chalcedon und auch Quarzin somit eine Zwischenposition zwischen unverzwillingtem Tiefquarz (Rechts- oder Linksquarz) und Mogánit ein. Diese erst 1994 von der IMA als eigene SiO2-Modifikation anerkannte Phase kann man sich als Tiefquarz mit der maximal möglichen Anzahl von Brasilianer Zwillingen vorstellen. Lagen von Rechts- und Linksquarz der kleinstmöglichen Dicke von nur einer Elementarzelle bilden im Mogánit eine regelmäßige Abfolge. Diese enge strukturelle Beziehung ist der Grund dafür, dass Chalcedon immer auch signifikante Mengen an Mogánit enthält. Eine weitere charakteristische strukturelle Eigenschaft von Chalcedon, die Quarzin fehlt, ist die Verdrillung der Fasern um ihre Längsrichtung. Diese Verdrillung findet innerhalb eines kontinuierlichen Kristalls statt und ist auf spiralförmiges Kristallwachstum entlang von Gitterfehlern (Schraubenversetzungen) zurückzuführen.
Zahlreiche weitere Bilder und Ausbildungsformen
Eine seltene (und dementsprechend bei Sammlern begehrte) Ausbildungsform von Chalcedon sind botryoidale oder globulare Aggregate, welche sowohl kristallin als auch kryptokristallin in unregelmäßigen Klumpen (Zusammenballungen vieler Kugeln) vorkommen. Die Chalcedone werden im Gebiet Mamuju (Manakarra) in der Provinz West-Sulawesi (Celebes) in Indonesien gefunden. Das Gebiet um Mamuju gehört geologisch zu polygenetischen Vulkan- und Caldera-Typen /Stratovulkan-Subtypen.
Die Farbe der Chacedone variiert von amethystfarben über traubenrot bis zu blattgrün; grün gefärbte Chalcedone sollen Celadonit-haltig sein.
Der genaue Fundort sowie Beschreibungen der Entstehung sind bisher nicht erhältlich (Status 9/2016)
Die Chalcedone werden unter den Namen „Traubenchalcedon“ oder „Traubenachat“, aber auch Manakarra-Stone gehandelt.
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Die meisten schwärzlichen und roten Chalcedone sind künstlich gefärbt, wobei die Steine erst ein paar Wochen in Honig und nachher in Schwefelsäure gelegt werden.
- Braitsch, O. (1957) Über die natürlichen Faser- und Aggregationstypen beim SiO2, ihre Verwachsungsformen, Richtungsstatistik und Doppelbrechung. Heidelberger Beiträge zur Mineralogie und Petrographie: 5: 331-372.
- Cady, S.L., Wenk, H.R., Sintubin, M. (1998) Microfibrous quartz varieties: characterization by quantitative X-ray texture analysis and transmission electron microscopy. Contributions to Mineralogy and Petrology: 130: 320-335.
- Correns, C.W., Nagelschmidt, G. (1933) Über Faserbau und optische Eigenschaften von Chalzedon. Zeitschrift für Kristallographie: 85: 199-213.
- Flörke, O.W., Graetsch, H., Martin, B., Röller, K., Wirth, R., 1991; Nomenclature of micro- and noncrystalline silica minerals, based on structure and microstructure. Neues Jahrbuch Miner. Abh., 163: 19-42
- Frondel, C. (1978) Characters of quartz fibers. American Mineralogist: 63: 17-27.
- Frondel, C. (1982) Structural hydroxyl in chalcedony (type B quartz). American Mineralogist: 67: 1248-1257.
- Gíslason, S.R., Heaney, P.J., Veblen, D.R., Livi, K.J.T. (1993) The difference between the solubility of quartz and chalcedony: the cause? Chemical Geology: 107: 363-366.
- Graetsch, H. (1994) Structural characteristics of opaline and microcrystalline silica minerals. Reviews in Mineralogy, Vol.29, Silica - Physical behavior, geochemistry and materials applications.
- Heaney, P.J., Veblen, D.R., Post, J.E., 1994; Structural disparities between chalcedony and macrocrystalline quartz; Am. Mineral., 79: 452-460 (PDF-Datei; 1016 kB)
- Maleev, M.N. (1972) Diagnostic features of spherulites formed by splitting of a single-crystal nucleus. Growth mechanism of chalcedony. Tschermaks Mineralogische und Petrographische Mitteilungen: 18: 1-16.
- Michel-Lévy, A., Munier-Chalmas, C.P.E. (1892) Mémoire sur diverses formes affectées par le réseau élémentaire du quartz. Bulletin de la Société Française de Minéralogie: 15: 159-190.
- Monroe, E.A. (1964) Electron optical observations of fine-grained silica minerals. American Mineralogist: 49: 339-347.
- Wahl, C., 2002; Charakterisierung innerer Grenzflächen in mikrokristallinem SiO2 mit Transmissionselektronenmikroskopie; Dissertation an der TU Darmstadt
- White, J.F., Corwin, J.F. (1961) Synthesis and origin of chalcedony. American Mineralogist: 46: 112-119.
- Xu, H., Buseck, P.R., Luo, G. (1998) HRTEM investigation of microstructure in length-slow chalcedony. American Mineralogist: 83: 542-545.