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Quarz

BIF Bändererz
BIF Bändererz

BIF - (Banded iron formation; Bändererz),;
Karijini National Park, Western Australia

Graeme Churchard


Quarz als gesteinsbildendes Mineral



Quarz als gesteinsbildendes Mineral

Quarz kristallisiert oberhalb von 573°C hexagonal in Form typischer sechseitiger Bipyramiden mit fehlendem oder schwach ausgebildetem Prisma, unterhalb von 573 °C als trigonaler, in der Regel gestreckter Kristall. In den Gesteinen ist er meist gut kenntlich aufgrund seiner hohen Härte, seinem Fett- bis Speckglanz und der Transparenz bis hin zur Durchsichtigkeit. Gegen eine dunkle Grundmasse sieht er sehr hell, gegen eine helle Grundmasse dagegen oft dunkel bis fast schwarz aus. Er entsteht primär magmatisch in sauren bis intermediären Magmatiten und bleibt als chemisch sehr widerstandsfähiges Mineral bei deren Verwitterung nahezu unangegriffen erhalten. Quarz kristallisiert bei der Abkühlung SiO2-reicher Schmelzen und ist primärer Bestandteil von SiO2-reichen Plutoniten (Quarzreiche Granitoide, Granite, Granodiorite, Tonalite, Quarz-Syenite, Quarz-Monzonite, Quarz-Diorite), Gangesteinen (z. B. Aplite) sowie der entsprechenden Vulkanite (Rhyolithe, Dacite, Andesite, Quarz-Trachyte, Quarz-Latite). Die Quarzgehalte dieser Gesteine sind eines der Hauptkriterien zur Klassifikation magmatischer Gesteine nach dem > Streckeisendiagramm.

Durch mechanische Zerkleinerung, Transport und Zersetzung der anderen Gesteinskomponenten entstehen große Räume (Volumina) von klastischen Quarzsedimenten (Fluss-, Meeres-, Wüstensande; nach der Diagenese: Sandsteine, Quarzite, Arkosen usw.). Durch Verwitterung anderer Silikate, besonders der Feldspäte, in alkalischem Milieu, gelangt SiO2 in Lösung und fällt bei Erniedrigung des pH-Wertes als kryptokristalliner Quarz (Chalcedon) oder als gelförmiges, meist wasserhaltiges SiO2 (Opal) aus. Auf diese Weise entstehen chemische Kieselsedimente wie die Cherts. Besonders typisch sind Feuerstein-Knollen um verwesende organische Reste (z.B. Seeigel) oder Verkieselung von Baumstämmen.

Quarz ist in vielen metamorphen Gesteinen enthalten (z. B. in Schiefer und Gneisen) und wird über zahllose Mineralreaktionen während der Gesteinsmetamorphose abgebaut oder gebildet. So markiert zum Beispiel die quarzproduzierende Reaktion von Chloritoid und Alumosilikat zu Staurolith und Quarz die Grenze zwischen Grünschieferfazies und Amphibolithfazies bei Metapeliten.

Wegen seiner Härte und Verwitterungsbeständigkeit ist Quarz verbreitet in sedimentären Gesteinen wie Sandsteinen und Böden zu finden


Klassifizierung magmatischer Gesteine


Streckeisendiagramm - Die QAPF-Klassifizierung

Bei einem Streckeisendiagramm, auch QAPF-Diagramm genannt, handelt es sich um ein schematisches Diagramm zur Klassifizierung magmatischer Gesteine. Es ist nach dem Berner Petrographen Albert Streckeisen (1901–1998) benannt.

Der darstellende Punkt im Diagramm wird bestimmt anhand des modalen Bestandes der felsischen Minerale und dessen prozentualem Anteil am Gesteinsverband. Jeder Eckpunkt in dem Diagramm steht für 100% eines Minerals. Berücksichtigt werden beim Streckeisendiagramm folglich lediglich die Mineralphasen Quarz (Q), Alkalifeldspäte (A), Plagioklase (P) und Foide (F). Albit wird dabei dem Alkalifeldspat zugerechnet. Das Diagramm wird aus zwei Konzentrationsdreiecken gebildet. Die beiden Dreiecke berühren sich auf der Feldspat-Grundlinie, da freier Quarz und Foide in einem Magma nicht zugleich kristallisieren können, sondern zu Feldspat reagieren würden. Die Eckpunkte des Streckeisendiagramms werden durch Gesteine gebildet, in denen die jeweiligen Minerale den einzigen felsischen Anteil bilden, was jedoch weitere mafische Minerale nicht ausschließt. Unterteilt wird grundsätzlich in Plutonite und Vulkanite, wobei für beide Gesteinsarten jeweils ein eigenes Klassifikationsdoppeldreieck angewendet wird.

Die Zusammensetzung eines Gesteins ergibt sich aus der Entfernung des jeweiligen Punktes im Streckeisendiagramm zu den Eckpunkten, also den Gesteinen mit den jeweils reinen Grundmineralgruppen, und wird in der Regel durch die Auszählung von Kristallen in Dünnschliffen ermittelt. So würde ein Gestein mit 30 % Quarz, 50 % Alkalifeldspat und 20 % Plagioklas im Streckeisendiagramm für Plutonite als Granit klassifiziert, während ein Vulkanit der gleichen Mineralzusammensetzung als Rhyolith bezeichnet würde. Nomenklatur der vulkanischen Gesteine. Q: Quarz. A: Alkalifeldspäte. P: Plagioklase. F: Foide

Die Gesteine des Streckeisendiagramms für Plutonite sind: Granit, Quarzolit, Diorit, Gabbro, Tonalit, Monzonit, Syenit, Anorthosit, Foidolit und ihre vielfältigen Mischformen. Die dargestellten Vulkanite sind Rhyolith, Dazit, Trachyt, Latit, Basalt, Andesit, Phonolith, Tephrit, Foidit und Übergangsformen. Als grobe Orientierung kann die Regel dienen, dass der Anteil der mafischen Minerale von den Eckpunkten A (Alkalifeldspat) zum P (Plagioklas) und vom Q (Quarz) zum F (Foid) hin in der Regel zunimmt.


Vulkanite
Q = Quartz
A = Alkalifeldspat
F = Foide
P = Plagioklas

2 . Alkali-Feldspat-Rhyolith
3 . Rhyolith
4 . Dacit
5 . Dacit
6 . Alkali-Feldspat-Trachyt
6a. Quarz-Alkali-Feldspat-Trachyt
6b. Foid-führender Alkali-Feldspat-Trachyt
7 . Trachyt
7a. Quarz-Trachyt
7b. Foid-führender Trachyt
8 . Latit
8a. Quarz-Latit
8b. Foid-führender Latit
9 . Basaltandesit (Andelatit/Basalatit)
10. Basaltandesit (Andesit/Basalt)
11. Phonolith
12. Tephritischer Phonolith
13. Phonolithischer Tephrit
14. Tephrit/Basanit
15. Foidit
15a.Phonolithischer Foidit
15b.Basanitischer Foidit, Tephritischer Foidit
15c.Foidit

Plutonite
Q = Quartz
A = Alkalifeldspat
F = Foide
P = Plagioklas

1a. Quarzolith
1 . Quarz-reicher Granitoid
2 . Alkali-Feldspat-Granit (Alkaligranit)
3 . Granit
3a. (Syenogranit
3b. Monzogranit)
4 . Granodiorit
5 . Tonalit
6 . Alkali-Feldspat-Syenit
6a. Quarz-Alkali-Feldspat-Syenit
6b. Foid-führender Alkalifeldspatsyenit
7 . Syenit
7a. Quarzsyenit
7b. Foid-führender Syenit
8 . Monzonit
8a. Quarz-Monzonit
8b. Foid-führender Monzonit
9 . Monzodiorit/Monzogabbro
9a. Quarz-Monzodiorit/Quarz-Monzogabbro
9b. Foid-führender Monzodiorit/Foid-führender Monzogabbro
10 . Diorit/Gabbro
10a. Quarz-Diorit/Quarz-Gabbro
10b. Foid-führender Diorit/Foid-führender Gabbro/Foid-führender Anorthosit
11 . Foid-Syenit
12 . Foid-Monzosyenit
13 . Foid-Monzodiorit/Foid-Monzogabbro (Essexit)
14 . Foid-Diorit/Foid-Gabbro (Theralith)
15 . Foidolith

Nehmen wir als Beispiel Granodiorit im Feld 4. Der Plagioklas-Anteil liegt zwischen 65% und 90%, dementsprechend muss der Alkalifeldspat-Anteil zwischen 10% und 35% liegen. Alkalifeldspat und Plagioklas ergeben in Summe immer 100%. Der Quarzanteil liegt zwischen 20% und 60%. Foide gibt es dann selbstverständlich keine.


Magmatische Gesteine


Plutonische Gesteine

Batholith Adamello
Batholith Adamello

Das Adamello-Massiv Batholith in Südtirol von Westen

Merto Agesci Lodi
Pluton Brandberg
Pluton Brandberg

Der durch Erosion freigelegte Granitpluton Brandberg in Namibia (Brandbergmassiv) Namibia d Erosion freigelegt

USGS

Tiefengesteine oder auch Plutonite, Intrusiva bzw. Intrusivgesteine entstehen durch die Kristallisation von Magmen in großer Tiefe und dadurch verbunden unter großem Druck bei hoher Temperatur. Der Abkühlvorgang findet deutlich langsamer statt. Bedingt durch den langen Zeitraum der Abkühlung können sich größere Kristalle bilden, die meist mit bloßem Auge wahrzunehmen sind. Das Gefüge weist eine mittel bis grobkörnige Struktur auf.

Plutonite werden nach ihrer anteiligen Zusammensetzung aus Quarz, Alkalifeldspat, Plagioklas und Foiden in einem QAPF Diagramm oder auch Streckeisendiagramm dargestellt.


Quarzolit
Quarzolit

Fundort: Cap Creus, Girona, Spanien

Collector
Granit
Granit

Größe: 10,0 x 7,4 x 5,0 cm; Fundort: Clark and McCormack Quarry, Rockville, Stearns Co., Minnesota, USA

Dragon Minerals
Schriftgranit
Schriftgranit

Größe: 45x30x20 mm; Fundort: Adui, Mittlerer Ural, Ural, Russland

Pavel M. Kartashov
Granodiorit
Granodiorit

Stbr. Klunst/Ebersbach/Oberlausitz/Sachsen. BB:45cm.

Doc Diether
Tonalit
Tonalit

Oberlauf der Hill (Helle), Hohes Venn, Stavelot-Massiv, Belgien

Vberger
Lusitanit
Lusitanit

Alkali Feldspat Syenit - Varietät Lusitanit; Fundort: Alter Pedroso, Portugal (TL)

Collector

Pegmatite

Pegmatit
Pegmatit

Ein im oberen Paläozoikum (vor ca. 300 Ma) entstandener sehr quarzreicher Pegmatit-Dyke, welcher in präkambrische Schiefer intrudierte; eine der Scherzonen der Cala Prona am Cap de Creus, Provinz G...

Mikenorton

Pegmatit ist die Bezeichnung für die grobkörnige Varietät eines magmatischen Gesteins. Die typische Korngröße liegt bei mehr als einem Zentimeter, doch sind auch Kristalle mit Größen von weit über einem Meter keine Seltenheit.

Die weitaus meisten Pegmatite sind granitischer oder alkaligranitischer Zusammensetzung und bestehen hauptsächlich aus den Mineralen Quarz, Feldspäten (Orthoklas, Mikroklin und natriumreicher Plagioklas) und Glimmern wie Biotit, Muskovit oder Lepidolith. Mengenmäßig untergeordnet, jedoch zum Teil wirtschaftlich sehr bedeutend, sind mafische und syenitische Pegmatite. Pegmatite bilden typischerweise gang- oder linsenförmige Gesteinskörper mit Mächtigkeiten in der Größenordnung einiger Dezimeter bis einiger Zehnermeter. Die Gänge können intern zoniert sein, das heißt bestimmte Minerale treten eher am Rand, andere im Kern des Pegmatits auf.

Neben den häufigen Granitpegmatiten werden auch - je nach Abstammung - andere Pegmatite wie Syenit-, Diorit, und Gabbropegmatite unterschieden. Der Mineralbestand variiert entsprechend.

Da die Restschmelzen oft seltene Elemente enthalten, die aufgrund von ungangbaren Ionenradien nicht in die Hauptmineralien eingebaut werden können, werden in den Pegmatiten oft seltene Mineralien (z.B. Phosphate) angereichert. Man kann die Pegmatite nach ihrem Mineralgehalt (Phosphatpegmatite, Turmalinpegmatite, Granatpegmatite, Beryllpegmatite, ...) oder nach ihrer Form (Pegmatitstöcke, Pegmatitgänge) gliedern. Sie können zoniert sein, also beispielsweise einen Quarzkern enthalten. Metamorph überprägte Pegmatite bezeichnet man als Metapegmatite. Pegmatite wie Metapegmatite können wichtige Lagerstätten für Industrierohstoffe oder Edelsteine sein.

In der Rohstoffwirtschaft werden auch quarz- und feldspatreiche Sedimente wegen ihres ähnlichen Mineralgehalts als Pegmatite bezeichnet. Besser sollte man hier von Pegmatitsanden und entsprechend von Pegmatitsandgruben sprechen.

Ursprünglich war Pegmatit ein von Haüy vorgeschlagener Begriff als Synonym für Schriftgranit, wurde jedoch später für grobkörnige Fazies magmatischer Gesteine benutzt.


Pegmatit im Langesundfjord
Pegmatit im Langesundfjord

Pegmatite von Barkevikskjær, Barkevik-Gebiet, Langesundsfjorden, Larvik, Vestfold, Norwegen

Wilfried Steffens
Pegmatit-Intrusionen
Pegmatit-Intrusionen

Quarzreiche Granitpegmatite, welche im Karbon (ca. 300 Ma) in präkambrische (ca. 2500Ma) Schiefer intrudierten; Cap de Creus, Girona, Spanien

Peter Seroka
Pegmatit in Norwegen
Pegmatit in Norwegen

Pegmatit-Steinbruch bei Evje og Hornnes, Aust-Agder, Norway

Gerda Wimmer

Vulkanische Gesteine

Fuji
Fuji

Der 3776 m hohe Fuji ist ein potentiell aktiver Stratovulkan in der Provinz Shizuoka auf Honshu in Japan, der höchste Vulkan des Landes. Er entstand vor etwa 10.000 Jahren. Der letzte bekannte Ausb...

Peter Seroka
Dacit - Palisades Sills
Dacit - Palisades Sills

Die aus porphyritischem Dacit bestehenden Palisades Sills in New Mexico, USA wurden im Oligozän gebildet.

Billy Hathorne

Vulkanite (auch vulkanische Gesteine, Ergussgesteine, Eruptivgesteine, Effusivgesteine oder Extrusivgesteine) sind Gesteine, welche infolge vulkanischer Aktivität durch rasche Abkühlung einer Gesteinsschmelze an der Erdoberfläche entstehen. Vulkanite liegen als Lavastrom oder als Pyroklasten bzw. Pyroklastische Sedimente vor. Sie bilden gemeinsam mit den > Plutoniten (Tiefengesteinen), die aus langsam in tieferen Bereichen der Erdkruste abkühlender Schmelze (Magma) entstehen, die Gruppe der magmatischen Gesteine (Magmatite). Gelegentlich werden Gesteine, die im Übergangsbereich von Vulkaniten und Plutoniten erstarrt sind, als Subvulkanite bezeichnet.

Eruptivgesteine sind im Gegensatz zu den Tiefengesteinen oft sehr feinkörnig oder sogar glasig erstarrt, was zu einer gleichmäßigeren Färbung führt. Grund dafür ist die schnelle Abkühlung, aufgrund der zu wenig Zeit zum Wachstum großer Kristalle bleibt. Werden jedoch in der Magmakammer gebildete Kristalle mitgeführt und bei der Erstarrung der Schmelze als Einsprenglinge in der feinen Grundmasse eingeschlossen, spricht man von einem Gestein mit porphyrischem Gefüge, welches für viele Vulkanite charakteristisch ist. Als Lavastrom erstarrte Eruptivgesteine können viele durch vulkanische Gase gebildete Blasenhohlräume enthalten. Während des Ausfließens des Lavastroms kann es durch Einregelung von tafeligen oder stängeligen Kristallen parallel zur Fließrichtung zur Ausbildung einer so genannten Fließtextur bzw. eines trachytischen Gefüges kommen. Auf pyroklastischem Wege verteilte Vulkanite (Tephra, etwa Tuff, Bimsstein) lagern sich oft schichtweise ab und bilden so einen Übergang zu den Sedimenten und Sedimentgesteinen. Der Mineralbestand vulkanischer Gesteine ist sehr vielfältig und spiegelt eine Reihe von Prozessen der Magmenentstehung und der Abkühlungsgeschichte des Magmas (fraktionierte Kristallisation) wider. Häufig auftretende Minerale sind z. B. Quarz, Feldspat, Foide, Pyroxene, Olivin, Amphibole, Magnetit und andere Oxide. Oft enthalten Vulkanite auch Einschlüsse von Nebengestein (Xenolithe), das in die Magmenkammer gestürzt ist oder während des Magmenaufstieges von den Schlotwänden mitgerissen wurde.


Andesit
Andesit

Größe: 70x43x35 mm; Fundort: Valea Arsului, Brad, Kreis Hunedoara, Rumänien

slugslayer
Rhyolith
Rhyolith

Rhyolith mit eingesprengtem Olivin. Fundort: Collet du Reyran, Esterel-Massiv, Var, Frankreich

Collector
Dacit
Dacit

Biotite dacite von Dunabogdány, Ungarn (miozänisch).

Szilas

Sedimentäre Gesteine


Chert

Cherts sind sedimentär und diagenetisch entstandene Kieselgesteine. Der englische Fachbegriff Chert steht für die gesamte Gruppe der sedimentär und diagenetisch entstandenen Kieselgesteine, und hat sich in der deutschsprachigen geologischen Literatur fachsprachlich etabliert. Als deutsche Übersetzung für ‚Chert‘ wird oft ‚Hornstein‘ verwendet, auch wenn diese Bezeichnung mehrdeutig ist

Die Struktur von Cherts ist sehr feinkörnig, so dass sie sich nur unter dem Mikroskop (mikrokristallin) oder selbst dort kaum oder gar nicht (kryptokristallin) auflösen lässt. Das Gestein kann Mikrofossilien enthalten. Seine Farbe ist unterschiedlich und variiert zwischen Weiß und Schwarz, meist jedoch ist es grau, braun, graubraun oder hellgrün bis rostrot. Die Farbe geht auf Spuren von zusätzlichen Elementen oder Mineralen zurück. Die roten und grünen Farben sind in der Regel auf Beimengungen von Eisen in oxiderter oder reduzierter Form zurückzuführen. Cherts bilden sich infolge von Verdrängung von ursprünglichen Mineralen durch Siliziumdioxid bei den Gesteinsbildungsvorgängen (Diagenese) als ovale bis unregelmäßig geformte Knollen in Grünsand, Kalkstein, Kreide und Dolomit. Darüber hinaus kommen sie als sedimentäre Gesteine in oft dünnschichtigen Ablagerungen vor, die als durchgängige Schichten auftreten, so etwa in vielen Radiolarit-Vorkommen. Auch bei diesen spielen Umwandlungsvorgänge wie die von Opal in Quarz und die Bildung eines durchgängig dichten Gesteins eine wesentliche Rolle.

Die Chert-Familie

Der genaue Umfang des Begriffes Chert ist eine ständige Quelle der Verwirrung. Im eigentlichen Sinn umfasst der Begriff ausschließlich sedimentär-diagenetische Bildungen, die weit überwiegend aus mikro-/kryptokristallinem Siliziumdioxid bestehen.

  • Hornstein (Gewöhnlicher Hornstein) bildet sich in Kalksteinen infolge Verdrängung von CaCO3 durch SiO2.
  • Feuerstein ist ein dichtes, mikro-/kryptokristallines Gestein. Es findet sich in Kreide oder mergeligem Kalkstein und bildet sich durch die Verdrängung von CaCO3 durch SiO2. Es tritt als Knollen oder in mehr oder minder ausgedehnten Platten auf. Die Bezeichnung Feuerstein im engeren Sinne ist nach RAPP (2002) reserviert für Chert-Arten, die in Kreide, Kalkstein und Mergeln vorkommen.
  • Radiolarit (auch Lydit oder Kieselschiefer) ist ein aus Radiolarien¬schlamm hervorgegangenes Sedimentgestein
  • Novaculit, eine regionale, schwach metamorphe Variante der Radiolarite in den Ouachita Mountains, USA
  • Diatomit ist ein aus Diatomeen¬schlamm hervorgegangenes Sedimentgestein

Als Tiefseesediment können Cherts mächtige Schichten ausbilden, zum Beispiel in den Kulm-Kieselschiefern des Rheinischen Schiefergebirges und des Harzes. Andere Beispiele sind die Novaculite der Ouachita Mountains in Arkansas, Oklahoma und ähnlichen Vorkommen in Texas. Die Banded Iron Formations des Präkambriums bestehen aus abwechselnden Lagen von Chert und Eisenoxiden wie Magnetit (Fe3O4) und Hämatit (Fe2O3). Cherts kommen darüber hinaus als Diatomeen-Ablagerungen wie Kieselgur vor. Schichten solcher Diatomeen-Gesteine wurden zum Beispiel aus der miozänen Monterey-Formation Kaliforniens beschrieben.

Auch Spiculite (Sedimentgesteine mit hohem Anteil an Schwammskleren) können bei sehr hohem SiO2-Anteil in die Kategorie Chert fallen.

Chert Knollen der Drunka-Formation
Chert Knollen der Drunka-Formation

Chert-Knollen im Watermelon Valley “Wadi El Battikh”, New Valley Governorate, Ägypten, Drunka Formation (Unterres Eozän)

Geology page

Chert-Knollen der Drunka-Formation

Chert-Knollen der Drunka-Formation (Unteres Eozän) sind meist kugelförmig, haben Durchmesser von 40 bis 120 cm, sind in der Ebene der Einstreu quasi 2-3 m voneinander beabstandet, haben eine konzentrische innere Struktur und, bis auf seltene kleine (< 6 cm) feste Hornknötchen, sind weniger als 85% chertifiziert.

Knollen entstanden nach mäßiger Veränderung des Kalksteins durch meteorisches Wasser in flachen (<100 m) Bestockungstiefen; umfangreichere Veränderung von Kalkstein durch meteorisches Wasser folgte dem Knotenwachstum. Die Chertifikation erfolgte durch Meteorwasser bei niedrigen Temperaturen in geringer Tiefe. Meteorisches Wasser könnte in die Drunka-Formation in Verbindung mit der Progravierung von Regalen während des frühen Eozäns oder während der Entwicklung einer mittleren Eozän-Diskordanz eingedrungen sein. Der Ersatz von Karbonatschlamm durch mikrokristallinen Quarz war das vorherrschende Verfahren, Fossilien wurden jedoch teilweise durch feinkörniges Äquant-Megaquartz, Quarzin und Chalzedon ersetzt; der letzte davon tritt an Orten als Beekit auf. Opal A-sezernierende Meeresorganismen sind die abgeleitete Quelle von Siliciumdioxid, aber keine sind erhalten

Es gibt keine zwingenden Beweise für einen Opal-CT-Vorläufer, so dass Quarz durch direkte Fällung entstanden sein könnte. Selbstorganisationsprozesse rätselhaften Charakters etablierten das Abstandsmuster der Knötchen und auch die Liesegang-gebänderte innere Struktur der Hornknötchen.

Knötchen wuchsen hauptsächlich durch Diffusion von Siliziumdioxid, obwohl ein Ort langgestreckte Knötchen hatte, die wuchsen, wenn eine Porenwasseradvektion vorlag. Chertifikationsmuster und δ18O-Werte sowohl von Calcit als auch von Quarz zeigen, dass das Knotenwachstum komplex und variabel war. Einige Knoten sind wahrscheinlich von der Mitte nach außen gewachsen. Viele Knötchen wuchsen jedoch zunächst gleichzeitig über den gesamten Knoten, während das Wachstum in späten Stadien vorwiegend an den äußeren Rändern oder an ausgewählten internen Stellen erfolgte.

Quelle: www.geologypage.com/2017/04/watermelon-valley-egypt.html#ixzz53QfyW96V


Abgrenzung Cherts : Chalcedon

In der Petrologie wird der Begriff "Chert" generell für alle Gesteine gebraucht, welche primär aus mikrokristallinem, kryptokristallinem und mikrofaserigem Quarz bestehen. Der Begriff Chert wird nicht für das Gestein Quarzit angewendet. Cherts sind sedimentäre Gesteine und keine mikrokristallinen Quarzvarietäten. Chalcedon ist eine Varietät von Quarz, ein von der IMA anerkanntes Mineral. (IMA-Definition: Ein Mineral ist ein Element oder eine chemische Verbindung welche normal kristallin ist und welche als Resultat eines geologischen Prozesses gebildet wurde; Nickel, E.H.; 1995; The Definition of a Mineral; Can. Min., Vol. 33, 689-690).

Chalzedon ist eine feinfaserige (mikrokristallin mit einer faserigen Struktur) Quarz-Varietät, die petrographisch aufgrund dieses Aufbaus nicht als Chert gewertet wird. Die Abgrenzung ist allerdings unscharf, da Chalzedon meist aus einem Gemenge von feinfaserigem und körnig-richtungslosem mikrokristallinem Quarz besteht. Manch Geologe, resp. Petrologe, betrachtet Chalcedon wegen der faserigen Struktur manchmal getrennt von Chert. Da viele Cherts sowohl mikrokristallinen als auch mikrofaserigen Quarz enthalten, ist es manchmal schwierig, ein Gestein komplett als Chalcedon zu klassifizieren; aus diesem Grunde wird es als eine Varietät von Chert betrachtet. (wikipedia)


Hornstein

Hornstein
Hornstein

Hornstein, oberflächlich durch Fe-Oxide verfärbt. Fundort: Havelland, Brandenburg

Collector
Hornstein
Hornstein

in der Fundregion als Hohenloher Feuerstein benannt; ca. 45 * 35mm; Schuckhof, Kreis Schwäbisch Hall, Hohenloher Ebene, Baden Württemberg, Deutschland

Achim

Ursprünglich war Hornstein ein alter Bergmannsbegriff für muschelig brechende, zähe Gesteine, deren Bruchflächen besonders an Kanten in der Struktur einem Kuh-Horn gleichen. Heute wird Hornstein meist als deutsche Übersetzung des englischen Fachbegriffs Chert verwendet, der für die gesamte Gruppe der sedimentär und diagenetisch entstandenen Kieselgesteine steht. (REICHEL, LANGE, 2007) Ausgehend von dem alten Bergmannsbegriff unterlag der Begriff „Hornstein“ im Lauf der Zeit einer Bedeutungserweiterung, die einherging mit dem wachsenden Kenntnisstand über die Bildung solcher Gesteine. Im weitesten Sinne sind heute wie beim Chert allgemein sedimentär oder diagenetisch entstandene Gesteine aus Kieselsäure gemeint. Im engeren Sinne sind Hornsteine eine spezielle Art Kieselgestein, nämlich unreine, verschiedenfarbige Silikatgesteine, die sich in Kalksteinen, Sandstein oder Tuffen bilden und splitteriger spalten als Feuerstein. Hornstein im engeren Sinne wird auch als Gewöhnlicher Hornstein bezeichnet.

Eigenschaften des Gewöhnlichen Hornsteins
Die Struktur von Gewöhnlichem Hornstein ist sehr feinkörnig, sodass sie sich nur unter dem Mikroskop (mikrokristallin) oder selbst dort kaum oder gar nicht (kryptokristallin) auflösen lässt. Gewöhnlicher Hornstein ist durch Verunreinigungen wie Tonminerale nicht so gut spaltbar wie Feuerstein. Das Gestein enthält oft Fossilien. Seine Farbe ist unterschiedlich und variiert zwischen grau, braun oder grün bis rot, meist jedoch zwischen grau bis gelblich. Die Farbe geht auf Spuren von zusätzlichen Elementen oder Mineralen zurück.

Entstehung von Gewöhnlichem Hornstein
Gewöhnlicher Hornstein bildet sich (ähnlich wie wie Feuerstein) in Kalksteinen als ovale bis unregelmäßig geformte Knollen oder in unregelmäßigen Lagen und Platten infolge der Verdrängung von CaCO3 durch SiO2, oder oft auch durch Verkieselung von Pflanzenmaterial in siliziumdioxidreichen Sedimenten oder Pyroklastiten. Umwandlungsvorgänge wie die von Opal in Quarz und die Bildung eines durchgängig dichten Gesteins durch Ausfällung von SiO2 spielen eine wesentliche Rolle bei der Entstehung.


Feuerstein

Feuerstein
Feuerstein

Feuersteine, Breite der Steine ca. 20 bis 30 cm, Polen, Heiligkreuzgebirge, Ilza

dendrocopos

Während früher der Name "Feuerstein" oft als Überbegriff für unterschiedliche Kieselgesteine verwendet wurde, wird heute hingegen Feuerstein (Flint) als eine spezielle Form des Gesteins Chert angesehen und der "Chert-Familie" zugeordnet.

Die Entstehung von Feuerstein ist nach wie vor nicht vollständig geklärt.

In marinen Kalksedimenten der Kreide bildete sich vor 130 - 65 Mio. Jahren aus dem Kieselgel ein amorpher Opal, der schließlich zu feinkristallinem Chalcedon umgewandelt wurde. Vermutlich sorgen kieselsäurehaltige Lösungen bei der Diagenese (Kompaktions- und Umwandlungsprozesse während der Gesteinsbildung) für eine Verdrängung von Karbonaten. Relikte von Schalen und Skeletten von Kieselschwämmen und Diatomeen (Kieselalgen) in Feuerstein belegen den organischen Ursprung.

Feuerstein besteht primär aus dem faserigen Chalcedon, ähnlich wie Jaspis (einem kryptokristallinen, jedoch nicht faserigen, sondern körnigen Quarz (mit Korngröße kleiner 1 Mikrometer)). Die Feuerstein-Diagenese verläuft in der Regel über Opal-A (amorph), Opal-CT (wie Kreide leicht zu bearbeiten) zu Feuerstein.

Submikroskopische Einschlüsse von Luft und Wasser geben Feuerstein eine helle Farbe (sog. weißer Flint), Kohlenstoff färbt ihn schwarz. Kristallographisch lassen sich neben Chalcedon unterschiedliche SiO2-Modifikationen bzw. Varietäten nachweisen: Quarz, Jaspis, Opal, Achat. Die Dehydrierung der Kieselsäure erfolgt von innen nach außen, wodurch die Feuersteinknollen oft eine zwiebelartige Struktur aufweisen. Deutlich erkennbar ist oft die poröse helle Außenschicht (die so genannte Rinde oder Cortex). Es handelt sich um die diagenetische Vorstufe zu Feuerstein, (SiO2 x nH2O), das sog. Opal-CT. Diese ist leicht zu bearbeiten. Die Umwandlung von Opal-CT zu Feuerstein erfordert Jahrmillionen. Die äußeren Schichten können im geringen Maße Wasser aufnehmen, wodurch eine Verwitterung der Oberfläche begünstigt wird.

Feuerstein besitzt eine amorphe isotrope Struktur, das heißt, eine Vorzugsorientierung fehlt. Wenn großer Druck langsam ansteigend oder schlagartig auf einen Punkt des Feuersteins ausgeübt wird, wird die kinetische Energie vom Gestein aufgenommen und breitet sich konzentrisch kegelförmig vom Schlagpunkt ausgehend aus. Bei ausreichend hoher Schlagenergie wird das Gestein durch die sich ausbreitenden Schlagwellen gespalten. Die hierbei entstehende Bruchfront hat meist eine muschelige Form, wie sie auch an zerbrochenem Glas beobachtet werden kann.


Flint
Flint

Fundstelle: Nordrhein-Westfalen/Niederrhein/Kreis Viersen/Niederkrüchten; Größe 5 x 6 cm

daniel d.
Roter Flint
Roter Flint

Leuchtend roter Feuerstein, gefunden in den 80er Jahren; Fundort: Insel Helgoland, Schleswig-Holstein, Deutschland

smoeller
Feuerstein
Feuerstein

Kiesgrube bei Tharandt, Sachsen, Deutschland;
Größe: 16 x 11 cm

Gerd Wansner

Frischer Feuerstein hat meistens eine schwarze bis graue Färbung. Durch Verwitterung wird er zunehmend milchiger; außerdem können auch gelbliche Verfärbungen durch Eisenoxid auftreten. Roter Feuerstein ist eher selten. Er findet sich in Mitteleuropa zum Beispiel im Bereich der Düne von Helgoland. Die rote Färbung ist das Ergebnis von Einlagerungen dreiwertiger Eisenverbindungen. Primär anstehend kommt roter Feuerstein weltweit nur in der weißen Schreibkreide Helgolands (Oberkreide) vor. Auf Helgoland wird der rote Feuerstein als Schmuckstein verarbeitet gefasst und verkauft, als polierte Scheibe, als Ringstein (Cabochon) geschliffen oder kugelförmig als Kette aufgezogen. Typisch für Feuerstein ist seine weiße Rinde, die sich durch Wasserverlust bzw. Umwandlung von Opal zu Chalcedon bildet.

Verbreitung in Europa

Feuersteinvorkommen finden sich in zahlreichen jura- und kreidezeitlichen Ablagerungen. Meist liegen die Knollen mit einer Größe von bis zu 30 cm Durchmesser eingebettet in Kreideablagerungen. Es kommen auch Platten mit Dicken bis zu 20 cm vor. Durch spätere Umlagerungsprozesse finden sie sich auch herausgelöst aus ihrem ursprünglichen stratigraphischen Entstehungszusammenhang. So sind Feuersteine in eiszeitlichen Sedimenten als Bestandteil von Grund- und Endmoränen sowie auch innerhalb von Schmelzwasserablagerungen sehr häufig.


Radiolarit (Lydit)

Radiolarit
Radiolarit

Anstehender Radiolarit (in kieseligem Tonschiefer/Tonstein bis Kieselkalk). Florianikogel, Gipfelbereich, Bürg-Vöstenhof, NÖ, 2014.

oliverOliver

Radiolarit ist ist ein aus Radiolarienschlamm hervorgegangenes Sedimentgestein, welches hauptsächlich aus Quarzmasse besteht. Schwarzer Radiolarit wird als Lydit bezeichnet Radiolarite sind biogene, marine Sedimentgesteine mit schichtweisem Aufbau. In ihnen wechseln sich Lagen mit klastischem Glimmer, gelegentlichen Carbonatanteilen, Radiolarien-Skelettmaterial und organischem Pigment ab. Radiolarite bestehen vorwiegend aus Radiolarien-Skeletten und ihren Trümmern, also aus SiO2. Radiolarien (Strahlentierchen) sind marine, planktonisch lebende, einzellige Tiere, die ein Innenskelett aus amorphem SiO2 besitzen und deren Größe zwischen 0,1 und 0,5 Millimetern variiert. Mit der Zersetzung der organischen Substanz beginnt die Auflösung des Kieselsäureskeletts. Die Lösungsvorgänge sind im Ozean am effektivsten in den obersten 750 Metern, darunter wird nur noch wenig SiO2 gelöst. Nach Absetzen des Radiolarienschlammes beginnen diagenetische Prozesse, auf das Sediment einzuwirken. Es kommt an den Kieselskeletten zu An- und Auflösungen und zur allmählichen Umformung des amorphen Ausgangsmaterials aus Opal-A zu Opal-CT (Opal mit Kristallkeimen von Cristobalit und Tridymit) und bei steigender Temperatur und wachsendem Druck zu Chalzedon und schließlich zu stabilem, kryptokristallinem Quarz.

Die ältesten bekannten Radiolarite stammen aus dem Oberkambrium Kasachstans. Im Mittleren Ordovizium Schottlands wurden ebenfalls Radiolarite gebildet, so bei Ballantrae. lagern hier auf Spiliten und Vulkaniten. Im Vogtland, im Fränkisch-thüringischen Schiefergebirge und im Frankenwald sowie im Nordsächsischen Schiefergebirge sind Ablagerungen von dunkelgrauen bis schwärzlichen Kieselschiefern (Lyditen) aus dem Silur weit verbreitet. Im Mississippium entstanden im Rheinischen Schiefergebirge ebenfalls Lydite. Während der Trias wurden im Tethysraum so genannte Hornsteinplattenkalke sedimentiert, beispielsweise in den Südkarawanken (Frauenkogel-Formation). In den Alpen bildeten sich während des Juras (Zeitraum Oberbajoc bis Untertithon) Radiolarite in den Nördlichen Kalkalpen und im Penninikum Frankreichs und Graubündens. An der Westküste der Vereinigten Staaten entstanden Radiolarite ab dem mittleren Jura, beispielsweise im Franciscan Complex. Die Radiolarite in der Great Valley Sequence sind etwas jünger, sie stammen aus dem Oberjura. Aus der Oberkreide kommen die Radiolarite im Zagros und aus dem Troodos in Zypern (Campanium) sowie die roten, mit Manganknollen assoziierten Radiolarientone von Borneo, Rotti, Seram und Westtimor.

Aufschluß von Radiolarit
Aufschluß von Radiolarit

tektonsiche Faltenbildung im Radiolarit. FO: Straßenaufschluß Nähe Santa Caterina/Elba.

Moni
 Lydit
Lydit

Typischer schwarzer Lydit (Unterkarbon), von weißen Quarzgängen durchzogen Fundort: Benkhausen, Adorf, Nordhessen

Erik
Radiolarit
Radiolarit

Ein Radiolarit aus der Innerste nördlich von Lautenthal. Das Gestein ist sehr hart und hat einen blockigen, scharf-kantigen Bruch. Im Anschliff und im Dünnschliff lassen sich die Reste der Radiolar...

aca

Novaculit

Novaculit
Novaculit

Novaculit (Arkansas Novaculite, Devonian-Mississippian);
Hot Springs Mountain Anticline, Zig Zag Mountains, Arkansas, USA

James St John

Novaculit (von lat.: novacula = Rasiermesserstein) ist eine schwach metamorphe Variante von Chert (bzw. Feuerstein), welcher in den Ouachita Mountains von Arkansas und Oklahoma sowie in den Marathon Uplift von Texas vorkommt. Novaculite sind dünnbankige, milchig-weiß gefärbte Kieselgesteine, die im Verlauf der Ouachita-Orogenese schwach metamorphosiert wurden. Sie bestehen vorwiegend aus Mikroquarz (5-35 µ), der aus Schwammskleren und Radiolarien hervorgegangen ist.

Novaculit ist eine Form von mikrokristallinem oder kryptokristallinem Quarz. Die Farbe variiert von weiß bis grau-schwarz, das spez. Gewicht ist 2,2 bis 2,5. Man nimmt an, dass Novaculit ein Produkt der niedriggradigen Metamorphose von Chert-Betten ist. Die Schichten wurden im Devon bis zur frühen Mississippi-Subperiode abgelagert und während der Ouachita-Orogenese der frühen Pennsylvanischen Subperiode angehoben und gefaltet. Novaculit ist sehr widerstandfähig gegenüber Verwitterung, was u.a. die freistehenden Novaculit-Rücken in den Ouachita-Bergen beweisen.


Diatomit (Kieselgur)

Diatomit
Diatomit

Diatomit aus dem Miozän, südlich von Lompoc Santa Barbara Count, Kalifornien, USA;
Größe: 6,8 cm

James St. John

(Kieselgur, Bergmehl, Diatomeenerde, Diatomeenpelit, Diatomit, Infusorienerde, Kieselmehl, Novaculit, Tripel, Tripolit, Celit) ist eine weißliche, pulverförmige bis kompakte Substanz, die hauptsächlich aus den Siliziumdioxidschalen fossiler Kieselalgen (Diatomeen) besteht.

Die Schalen bestehen zum größten Teil aus amorphem (nicht-kristallinem) Siliciumdioxid (SiO2) und weisen eine sehr poröse Struktur auf. Ein Milliliter reine Kieselgur enthält etwa eine Milliarde Diatomeenschalen und deren Bruchstücke.

„Gu(h)r“ ist ein niederdeutscher Volksausdruck mit der Bedeutung „feuchte, aus dem Gestein ausgärende Masse“. Aus geologischer Sicht ist Kieselgur ein aus fossilem Diatomeenschlamm entstandenes Sedimentgestein, sehr fein geschichtet wird es als „Tripel“ bezeichnet. Aufgrund seiner Materialeigenschaften, leicht und hochporös, ist Kieselgur ein geschätzter Rohstoff und wird industriell genutzt.


Sandstein

Navajo Sandstein
Navajo Sandstein

Sandsteinklippen im Lower Antelope Canyon, Utah, USA

Stefan

Sandstein ist ein klastisches Sedimentgestein mit einem Anteil von mindestens 50 % Sandkörnern. Die Sandkörner sind per Eigendefinition zwischen 0,063 und 2 mm groß und bestehen aus verschiedenen Mineralen, meistens jedoch aus Quarz.

Klastische Sedimentgesteine sind Gesteine, die aus unterschiedlich großen Mineral- und Gesteinsbruchstücken zusammengesetzt sind. Die kleineren dieser Bruchstücke werden als Sedimentkörner, oder kurz: Körner, bezeichnet. Jener Anteil von Körnern in einem Sedimentgestein, der einen Äquivalentdurchmesser innerhalb des Größenspektrums von Sand (0,063–2 mm) besitzt, wird als Sandanteil oder Sandfraktion bezeichnet. Alle klastischen Sedimentgesteine, in denen die Sandfraktion den überwiegenden Anteil (> 50 %) der Mineral- und Gesteinsbruchstücke stellt, werden unter dem Oberbegriff Sandstein zusammengefasst.

Bei einem Sandstein, dessen Sandfraktion zu mindestens 90 % aus Quarz besteht, spricht man von einem Quarzsandstein oder auch Sandstein im engeren Sinne. Ab einem Anteil von 25 % Feldspäten spricht man von Arkose, bei einem hohen Anteil an toniger Matrix und einem Anteil von weniger als 75 % Quarz in der Sandfraktion von Grauwacke. Die entsprechenden Übergangsformen (Quarzanteil in der Sandfraktion jeweils zwischen 90 und 75 %) heißen Subarkose bzw. Subgrauwacke. Sandsteine mit einem hohen Anteil an primärem Kalziumkarbonat werden auch Kalksandsteine genannt. Diese dürfen nicht mit den identisch bezeichneten, künstlich hergestellten Kalksandsteinen verwechselt werden. Ein Gestein, dass aus einem Lockersediment hervorgegangen ist, das überwiegend aus sandgroßen Kalkkörnern bestand, wird in der Regel nicht als „Kalksandstein“ bezeichnet, sondern als Kalkstein, wenngleich für das entsprechende Lockermaterial die Bezeichnung Kalksand oder Karbonatsand geläufig ist.

Überwiegt im Gestein der Anteil an Körnern, die größer als 2 mm sind, handelt es sich um ein Konglomerat (bei abgerundeten Körnern = Geröllen) bzw. um eine Brekzie (bei eckigen Körnern = Fragmenten). Im Gegensatz zu Arkosen, Grauwacken und Kalksandsteinen gelten Konglomerate und Brekzien auch im weiteren Sinn nicht als Sandsteine. Die Übergänge von einem grobkörnigen Sandstein zu einem feinkörnigen Konglomerat bzw. einer feinkörnigen Brekzie sind jedoch fließend. Entstehung

Sandstein entsteht durch die Verkittung (Zementation) von lockerem Sand und Beimengungen groberer oder feinerer Sedimentpartikel (Ton, Silt, Gerölle). Er ist, im Gegensatz zu chemischen und biogenen (überwiegend aus Resten von Lebewesen zusammengesetzten) Gesteinen, wie Kalkstein oder Kohle, klastischen (detritischen) Ursprungs, besteht also aus Kleinsttrümmern verwitterter und abgetragener Gesteine. Quarz kommt in sehr vielen magmatischen Gesteinen primär vor. Da Quarz zudem relativ resistent gegen chemische Verwitterung ist, können sich sandkorngroße Quarzpartikel im Gesteinskreislauf (exogener Zyklus) stark anreichern, während andere potenziell sandkornbildende Minerale relativ schnell chemisch zerfallen. Deshalb bestehen die meisten Sandsteine überwiegend aus Quarz.

Sandstein
Sandstein

Schräg-, Kreuzschichtung und Belastungsmarken im Unteren Buntsandstein bei Kieselbach/Dorndorf, Thüringen; Bildbreite etwa 1,50 m

Erik
Sandstein
Sandstein

Navajo Quarz-sandsteinklippen mit Schrägschichtung (cross bedding);
Pine Creek Canyon, Zion National Park, Utah, USA

James St John
Sandstein
Sandstein

Sandstein mit deutlicher Schrägschichtung (Cross-bedding);
Zion National Park, Utah, USA

Roy Lucky
Buntsandstein
Buntsandstein

Gemünden, Mainfranken, Bayern

Collector
Sandstein
Sandstein

Verkieselter Feinsandstein, Handstück ca. 11 x 8 x 11 cm. Bisamberg, Niederösterreich, Bezirk Korneuburg. Flyschzone, Kahlenberger Decke, Oberkreide.

oliverOliver
Sandstein
Sandstein

Sandstein aus Schottland

Siim Sepp (Sandatlas)

Quarzarenit

Quarzarenit
Quarzarenit

Ein fast aus reinem Quarz bestehender Quarzarenit-Hügel in Estland

Siim Sepp (Sandatlas)

Quarzarenit ist ein monomineralisches Gestein, bzw. eine Sandsteinvarietät, welche aus bis zu 95-99 % Quarz besteht. Die Quarzkörner sind kantengerundet und dicht gepackt. Es sind ausschließlich Quarzkörner angehäuft und mit einem verschwindend geringen Anteil an Grundmasse verkittet worden.

Der Begriff Quarzarenit ist abgeleitet von den beiden Hauptbestandteilen Quarz und Arenit, einem lateinischen Begriff für ein Gestein aus sandgroßen Körnern. In manchen Veröffentlichungen wird Quarzarenit auch als Orthoquarzit bezeichnet, was verwirrend ist, da hier der Eindruck ensteht, es handelt sich um das metamorphe Gestein Quarzit, obwohl die meisten metamorphen Quarzite diagenetisch aus Quarzareniten entstanden sind. Quarzarenite sind die höchstgradigen (reifsten) aller möglichen sedimentären Gesteine und werden oft als ultrahochgradig- oder superhochgradig bezeichnet. Sie sind gewöhnlich durch Siliziumdioxid zementiert (verkittet). Sie stellen oft den höchsten Reifegrad in Textur und in der Zusammensetzung dar. Die beiden primären sedimentären Ablagerungsbereiche, durch welche Quarzarenite gebildet werden, sind Strände und Küstenlinien sowie äolische Prozesse wegen ihrer langen Ablagerungszeit, der hohen Transportdistanz und/oder hohe Energie des Ablagerungsbereiches. Die meiste Zeit werden diese Sedimente wieder aufgearbeitet, oft sogar bereits lithifizierte Gesteine erodiert, um ein neues Sediment und Gestein zu werden. (auch als multizyklischer Sand bezeichnet).


Bändererze (BIF)

BIF - Bändererz
BIF - Bändererz

BIF Moories Group, Barberton Greenstone Belt, Südafrika;
Die Gruppe wird auf 3.15 Ga mio Jahre datiert;
K. Lehmann and prof. J.D. Kramers.

Woudloper
BIF aus Nordamerika
BIF aus Nordamerika

Ein 2x3 m großer Bändererz-Block im Staatlichen Museum für Mineralogie und Geologie in Dresden.

Andre Karwath aka Aka

Bändererze sind eisenhaltige, marine Sedimentgesteine, welche hauptsächlich im Präkambrium(Paläozoikum, vor ca. 2,5-1,8 Ga) abgelagert wurden und durch metallhaltige Lagen eine charakteristische Schichtstruktur besitzen. Im zur Schichtung senkrechten Schnitt erscheinen die vor allem aus Eisenmineralen bestehenden Schichten als Bänderstruktur, der das Erz im Deutschen wie auch im Englischen (Banded Iron Formation, abgekürzt BIF) seinen Namen verdankt.

Anmerkung
Das paläozoische Bändererz ist nicht identisch mit dem karbonischen Kohleneisenstein (englisch: (black) banded ironstone


Entstehung der Bändererze

BIF - Bändererz
BIF - Bändererz

Charakteristisches Erz aus einer BIF;
(banded iron formation)

Illuminaughy

Die Entstehung der Bändererze wurde intensiv untersucht, sie ist jedoch bis heute nicht abschließend geklärt. Einer der Hauptdiskussionspunkte betrifft die Rolle von Bakterien bei der Entstehung der Bändererze sowie die zeitliche Entwicklung der Sauerstoff-Konzentration in Verbindung mit der Frage, ob der Sauerstoff zum Zeitpunkt der Entstehung der Bändererze in ausreichend hohen Konzentrationen in der damaligen Atmosphäre vorhanden war.

Bändererze entstanden im Archaikum (vor 3,8 Ga bis 2,5 Ga) und im Proterozoikum (vor 2,5 Ga bis 1,8 Ga). Das im Zuge untermeerischen Vulkanismus in das Meer abgegebene Eisen sowie möglicherweise das durch verschiedene Ursachen in den freien Verwitterungskreislauf der Erde geratende Eisen wurde nicht wie heute durch den freien Sauerstoff (O2, Dioxygen) in Meer und Atmosphäre sofort oxidiert, sondern konnte sich wegen des in der frühen Atmosphäre der Erde fehlenden O2 in hohen Konzentrationen im Meerwasser anreichern, bis es durch unterschiedliche Vorgänge gebunden wurde und sich in dünnen Schichten am Meeresboden sammelte.

Vor etwa 3,8 Ga entwickelten oxygen phototrophe Mikroorganismen, wahrscheinlich Vorfahren der heutigen Cyanobakterien, eine Form der Photosynthese, bei der O2 als Abfallprodukt gebildet wurde (sogenannte oxygene Photosynthese). Von dieser Zeit an wurde das zweiwertige Eisen zu dreiwertigem oxidiert und in Form von Hydroxiden und Oxiden gefällt, die in Schichten abgelagert wurden. Dieser Prozess verzehrte den in großen Mengen mikrobiell produzierten Sauerstoff. Der Vorgang verlief zyklisch über einen Zeitraum von mehreren 100 Mio. Jahren, in welcher der mikrobiell gebildete freie Sauerstoff stets vollständig durch die Oxidation des vorhandenen gelösten Eisens gebunden wurde. Die Ursachen des zyklischen Verlaufs der Eisenfällung sind nicht bekannt. Durch Diagenese bildeten sich aus den Ablagerungen die Bändereisenerze.

Erst als das zweiwertige Eisen erschöpft und deshalb die Bändererzentstehung abgeschlossen war, konnte der Sauerstoffgehalt im Meerwasser und in der Erdatmosphäre auf Werte oberhalb von 0,2 bis 0,5 Prozent steigen. Dies wird die große Sauerstoffkatastrophe genannt. In begrenztem Maße bildeten sich Bändererze noch im Cryogenium (vor 750 bis 600 Ma) und im Ordovizium (vor etwa 450 Ma) Der Prozess verlief zyklisch über einen Zeitraum von mehreren 100 Mio. Jahren, in der der freie Sauerstoff der Atmosphäre und des Meeres stets komplett durch die Oxidation des vorhandenen freien Eisens gebunden wurde. Die Ursachen des zyklischen Verlaufs der Eisenfällung sind nicht bekannt.


Generell wird angenommen, dass das Eisen vulkanischen Ursprungs war und durch Exhalation an den Mittelozeanischen Rücken und entlang von Tiefseegräben dem Meerwasser zugeführt wurde. Die Untersuchung der Verteilung und der Gehalte an Seltenen Erden ergab einen anormal hohen Gehalt an Europium im Gestein, welcher die vulkanische Herkunft bestätigt, ebenso die Nd-Isotopenzusammensetzung der Hornsteinlagen. Gegen die These, dass das Eisen aus der Verwitterung kontinentaler Gesteine stammt, spricht ebenfalls der geringe Gehalt an Aluminium in manchen BIFs und die Tatsache, dass meistens keine klastischen Sedimente wie Tone zusammen mit den Bändererzen auftreten.

Eine weitere Erklärung für die Entstehung der BIF-Erze ist ein Zusammenspiel von biologischer Aktivität und durch vertikale Strömungen in die oberen Wasserschichten und ins Flachwasser gelangtes Eisen.

Durch die Sauerstoffproduktion aus der oxygenen Photosynthese der zu dieser Zeit existierenden Cyanobakterien wurde das im Meerwasser gelöste Eisen unmittelbar oxidiert und es bildeten sich schwer wasserlösliche hydroxidische und oxidische Verbindungen des dreiwertigen Eisens (Hämatit, Magnetit; bzw. Eisen(III)hydroxid und Eisen(III)oxihydrate). Diese schwer wasserlöslichen Minerale sedimentierten, durch Wasserabgabe entstanden bei der Diagenese daraus die Minerale Magnetit und Hämatit. Es wird angenommen, dass die Aufnahme des Sauerstoffs durch das im Meerwasser gelöste Eisen immer nur eine gewisse Zeit andauerte, nämlich so lange, bis das verfügbare Eisen aufgebraucht war und der frei werdende Sauerstoff nicht mehr durch Eisen gebunden wurde. Dadurch soll eine für die Cyanobakterien schädliche Sauerstoffkonzentration entstanden sein, die zum Absterben der Bakterien führte. Nachfolgend kam es dann zur Sedimentation der Hornsteine. Diese sind anscheinend durch direkte abiotische Ausfällung von Siliziumdioxid und durch Siliziumdioxid abscheidende Organismen gebildet worden.

Eine weitere Möglichkeit der Oxidation zweiwertigen Eisens ist die Tätigkeit anoxygen phototropher Bakterien, die mit Licht als Energiequelle Biomasse aus Kohlendioxid und Wasser erzeugen, indem sie zweiwertiges Eisen als Reduktionsmittel verwenden und dieses dadurch zu dreiwertigem Eisen oxidieren, dabei aber keinen Sauerstoff (Dioxygen, O2) bilden. Modellrechnungen haben ergeben, dass eine verhältnismäßig dünne Schicht freischwebender derartiger anoxygen phototropher Bakterien ausreicht, um alles gelöste Eisen im Meerwasser zu oxidieren und somit auszufällen.

Auch eine abiotische Entstehung wird für möglich gehalten: Ionen des zweiwertigen Eisens werden durch UV-Strahlung und Blaulicht bis zu einer Wellenlänge von etwa 400 nm zu dreiwertigen Eisen-Ionen oxidiert, wobei die Elektronen auf Wasserstoff-Ionen übertragen werden und damit molekularer, elementarer Wasserstoff (H2) entsteht: 2 Fe2+ + 2 H+ → 2 Fe3+ + H2. Die dreiwertigen Eisen-Ionen bilden zusammen mit Wasser Hämatit oder zusammen mit zweiwertigen Eisen-Ionen und Wasser Magnetit.

Die Entstehung der nach langer Zeit am Ausgang des Proterozoikums auftretenden Bändererze ist ebenfalls nicht völlig geklärt. Einerseits werden sie als Beleg für die Schneeball Erde-Hypothese gesehen: Die vollständige Eisbedeckung der Ozeane ist bei den damals schon hohen Sauerstoffkonzentrationen in Meer und Atmosphäre die Bedingung dafür, dass das Meerwasser anoxisch wird und gelöstes Eisen in großer Menge aufnehmen kann. Das Eisen wird mit dem Schmelzen des Eises oxidiert und scheidet sich als Sediment ab. Andererseits werden sie als Bildung von metallreichen, anoxischen Meereswässern erklärt. Ihr Metallgehalt ist vulkanischen Ursprungs, ihr Bildungsort sind Rift-Becken tektonischen Ursprungs, deren bodennahen Wasserschichten oft anoxisch sind. Für das Verschwinden der gebänderten Eisenerze vor rund 1,8 Mrd Jahren wird eine bessere Durchmischung des Ozeans mit Sauerstoff vermutet, möglicherweise im Gefolge des Sudbury-Impaktes. (Quelle: wikipedia)


Charakteristik

Die wichtigsten der vor 2,5 - 1,8 Ga (Proterozoikum) entstandenen Gesteine sind Jaspilite (feingebänderte Eisenquarzite aus Magnetit, Hämatit sowie Martit), Taconite (mit Grünsteinen gebänderte Jaspilite mit Magnetit, Hämatit, Siderit und Greenalith), sowie Itabirite (regionalmetamorphe Hämatit-Quarz-Gesteine, bzw. Eisenglimmerschiefer, welche chemisch fast nur aus SiO2 und Fe2O3 bestehen und deren Quarz-Hämatitschichten wechselgelagert sind).

Im zur Schichtung senkrechten Schnitt erscheinen die vor allem aus Eisenmineralien bestehenden Schichten als Bänderstruktur, der das Erz im Deutschen (Bändererz) wie auch im Englischen (Banded Iron Formation, abgekürzt BIF) seinen Namen verdankt.

Bändererze haben einen geschichteten Aufbau, wobei sich eisenhaltige Lagen mit Hornsteinlagen (engl. chert, mikro-kryptokristalliner Quarz von < 30μm Korngröße) abwechseln. Die in den eisenhaltigen Lagen hauptsächlich auftretende Minerale sind Magnetit (Fe3O4) und Hämatit (Fe2O3) (auch Grunerit, Limonit, Siderit und Pyrit). Einige bekannte Bändererze bestehen zusätzlich noch aus Tigeraugen-Quarz, der sich bildet, wenn Quarz das faserige Mineral Krokidolith (bekannt als blauer Asbest) ersetzt. Die einzelnen Lagen sind einige Millimeter bis einige Zentimeter dick und verleihen dem Gestein die namengebende Bänderung. Sie können in vielfacher Wiederholung auftreten, so dass Bändererzformationen Mächtigkeiten (Schichtdicken) von etwa 50–600 m aufweisen können, sie sind damit wirtschaftlich bedeutsame Eisenerzlagerstätten

Die einzelnen Lagen sind von wenigen mm bis einige cm mächtig. Die bekanntesten BIF- Schichten sind zwischen 50-500 m mächtig und bilden wichtige Eisenerzlagerstätten.


BIF-Typen Es gibt drei Typen von BIF:

  • Algoma-Typ - Linsenförmig und mit Grauwacken und Vulkaniten (Lagerstätten zum Beispiel in Canada und Australien). Die vulkanische Aktivität war submarin.
  • Superior-Typ - Großflächigere Ausdehnung wegen seiner Entstehung in Schelfgebieten. Eine Beziehung zu vulkanischen Aktivitäten ist bei diesem Typ nicht offensichtlich.
  • Rapitan-Typ - welcher am Ende des Neoproterozoikums (Riphäikum/Sinium/Keweenavan) in Zusammenhang mit glazialen Sedimenten auftreten (Bsp. in Menhouhou, SE-Marokko).

Itabirit

Itabirit
Itabirit

BIF Krivoy Rog, Ukraine;
(alkalisch alterierte BIF, die Ägirin-Hämatit- Quarz oder Riebeckit-Magnetit-Quarz als Mineral-Paragenese führen. Eisen liegt als Hämatit, Magnetit und/oder Martit vor)...

Siimi Seep
Itabirit
Itabirit

Serra dos Carajas, Pará, Brasilin

aca

Itabirite sind präkambrische, regionalmetamorphe, metamorphisierte, in Oxidfazies vorliegende gebänderte Hämatit-Quarz-Gesteine bzw. Eisenglimmerschiefer, welche chemisch fast nur aus SiO2 und Fe2O3 bestehen und in der die primär als Chert abgesetzten Lagen zu makroskopisch sichtbaren Kristallen von Quarz rekristallisiert wurden. Sie bilden ausgedehnte, bis zu mehreren 100 m mächtige BIF-Schichten. Die Hämatit- und Quarzschichten sind im mm- bis cm-Bereich wechselgelagert. Das Eisen liegt als Hämatit, Magnetit und/oder Martit vor. Ursprünglich wurde der Begriff Itabirit nur für die hochwertigen Eisenerze von Itabira (Brasilien) verwendet; zwischenzeitlich hat der Begriff weite Verbreitung erfahren.

In den USA werden Itabirite als Taconit bezeichnet. Wirtschaftliche Bedeutung haben Vorkommen bei Krivoy Rog und Kursk in der Ukraine, in der oberen See-Region (USA), in Mauretanien und bei Itabira (Brasilien). (Quelle: geoDZ)


Jaspilit

BIF Bändererz - Jaspilit
BIF Bändererz - Jaspilit

BIF-Lagerstätte Hajigak, Afghanistan

Ahshay Mahayan
Jaspilit
Jaspilit

Jaspilit - Gebänderter Fe-Hornstein der BIF; Hämatit, feinstkörniger Quarz, Chalcedon (Jaspis); Siderit (untergeordnet); Alter: Neoarchaikum 2,3 bis 2,5 G.A. (Transvaal Supergroup); Fundort: 30 km ...

Collector

Jaspilite sind rot-schwarze bis blutrote, meist gebänderte, aus rotem Jaspis (Chalcedon) und Fe-Oxiden (meist Hämatit) bestehende marine (sedimentäre) Gesteine mit Lagen in Intervallen von mehreren cm. Jaspilite sind typische Bändererze der BIF. Sie sind verwandt mit Itabiriten (gebänderte Quarz-Hämatit-Schiefer des Präkambrium der Alten Schilde) sowie mit Eisenquarzit.


Metamorphe Gesteine


Quarzit

Quarzit
Quarzit

Quarzit von Sollières, Flanke der Dent Parrachée, Haute Maurienne, Vanoise, Savoie, Frankreich.

Gabriel Haute Marienne

Quarzite sind fein- bis mittelkörnige metamorphe Gesteine, die mit Quarzgehalten ab 98 Prozent definiert sind. Sie zeichnen sich durch relativ große Beständigkeit gegenüber Umwelteinflüssen aus. Reiner Quarzit besitzt in vielen Fällen eine weißgraue oder weiße Farbe, so etwa der aus Italien stammende Silberquarzit. Gelbe und rote Farben werden durch Beimengungen von Eisenmineralien verursacht. Die häufig vorkommenden gelben Varianten werden durch das oft in den Ursprungsgesteinen vorhandene Mineral Limonit verursacht. Durch Verunreinigungen von Magnetit und Pyrit ist Quarzit manchmal braun oder grau gefärbt, seltener sind Farben wie dunkelgrün oder graublau. Das Mineral Dumortierit oder Kyanit färbt die Quarzite bläulich bis blau.

Quarzit besteht im Wesentlichen aus miteinander verbundenen, rekristallisierten Quarzkörnern, die durch Drucklösung an den Korngrenzen versintert sind. Je nach Metamorphosegrad können zum Teil sehr harte und spröde Gesteine entstehen, bei schwach metamorphen Quarziten kann es jedoch durchaus zu geringer Abrieb- und Frostresistenz kommen. Auch können Sedimentstrukturen des Ursprungsgesteins, wie z.B. Rippelmarken oder Schrägschichtung, erhalten geblieben sein.

Quarzit entsteht durch Metamorphose meistens aus Sandstein, aber auch Kieselschiefer, Radiolarite oder Hornstein sind als Ausgangsgestein möglich. Durch eine Kombination von Druck, Temperatur und mechanischer Belastung werden die einzelnen Quarzkörner dabei durch Drucklösung deformiert, und ihr Kristallgitter beginnt, sich neu zu ordnen. Bei dieser Rekristallisation wachsen sie über ihre ursprünglichen Korngrenzen hinaus (siehe das Dünnschliff-Bild der ehemalige Quarzkörner) und bilden eine dicht vernetzte Struktur. Die ursprünglichen Porenräume und das Sedimentgefüge sind, je nach Grad der Metamorphose, fast vollständig verschwunden. Sind im Ursprungsgestein Tonbestandteile enthalten, entstehen Glimmerminerale, wie silbriger Muskovit oder grünlicher Phengit. Dabei entsteht durch eine ausgerichtete Druckrichtung das lagige Gefüge, das sich aufspalten lässt. Im Ursprungsgestein vorhandene organische Bestandteile (kohlige Anteile) werden unter anderem in Graphit umgewandelt. Die übrigen aus anorganischer Substanz bestehenden Fossilienteile werden „abgebaut“ und sind in echten Quarziten nicht mehr vorhanden. Entsprechend geologischer Forschung beginnt die „quarzitische Metamorphose in einer Versenkungstiefe von 600 Metern und bei über 200 °C“ (FUCHS, K.F., 1997)


Quarzit
Quarzit

Quarzitgeröll; Oberösterreich, Steyr, Schotterbank der Enns, 2014.

oliverOliver
Quarzitgang in präkambrischem Gestein
Quarzitgang in präkambrischem Gestein

Resultat der variskischen Orogenese - ein stark verdrehter Quarzitgang in präkambrischen Metaturbiditen; Puig Culip, Cap de Creus, Girona, Spanien

Carlos Monje
Quarzit
Quarzit

Ordovizischer Quarzit-Aufschluss im Cache County, Utah, USA

Mark A. Wilson

Neben der Farbe ist die Spaltbarkeit ein wichtiges Unterscheidungsmerkmal von Quarzitvarianten. Blockquarzit, wie er zum Beispiel in der Nähe von Wasa (Schweden) abgebaut wird, oder der blaue Azul Macaubas aus Brasilien, ist schwer spaltbar. Spaltbare Quarzite entstehen in der Regel durch Regionalmetamorphose: orthogonal zur Druckrichtung bilden sich Glimmer, die hinterher als dünne Trennlagen die Spaltrichtung vorgeben, ein Prozess, wie er ähnlich bei der Bildung von Schiefer abläuft. Die Ablagerungsrichtung ist relevant für die Spaltrichtung und Nutzbarkeit, die Frostbeständigkeit wird dadurch nicht beeinflusst.

Quarzit ist weltweit verbreitet und in metamorph überprägten Orogenkomplexen ein häufiges Gestein. Vorkommen in Europa sind etwa die zahlreichen Quarzitvorkommen in den Alpen oder zum Beispiel die Quarzitvorkommen in Spanien (Córdoba, Segovia), Bulgarien (Balkangebirge) oder in Skandinavien. Quarzite kommen in vielen der alten Kratone vor, so unter anderem etwa am Jebel-Uweinat im Ost-Sahara-Kraton in Ägypten, im São-Francisco-Kraton in Brasilien oder in der Kaniapiskau-Supergroup des Labradorbeckens am Nordostrand des Superior-Kratons in Nordamerika. Quarzite findet man auch gelegentlich als eiszeitliches Geschiebe in Norddeutschland, sie stammen aus metamorphen Serien in Schweden und Norwegen. Die im Natursteinsektor von Deutschland am häufigsten verwendeten Gesteine dieser Gruppe sind der Alta Quarzit aus Alta (Norwegen) und die exklusiven und hochpreisigen blauen Sorten aus dem Bundesstaat Bahia in Brasilien (Azul Do Macaubas, Azul Imperial) sowie aus Skandinavien (Caribbean Blue).

Viele der gemeinhin als Quarzit bezeichneten Gesteine sind keine echten Quarzite, sondern durch Kieselsäure verfestigte Sandsteine. (Die Bezeichnung Quarzit wird in vielen Fällen nicht ganz zutreffend auf Sandsteine angewendet, deren Körner nach der Zementation durch Kieselsäure (Verkieselung) ähnlich hart sind wie echter Quarzit).

In Deutschland sind solche „Quarzite“ oder „Felsquarzite“ unter anderem im Rheinischen Schiefergebirge zu beiden Seiten des Mittelrheintales im Taunus und im Hunsrück, so zum Beispiel an der Goldgrube und in den Steinbrüchen im Köpperner Tal im Taunus zu finden. Weitere Vorkommen befinden sich in der Eifel, im Westerwald und östlich davon in der Hörre. Des Weiteren ist Quarzitsandstein im Westharz aufgeschlossen; dort ist er leicht rötlich gefärbt und wird als Acker-Bruchberg-Quarzit bezeichnet. Außerhalb Deutschlands tragen ebenfalls viele verkieselte Sandsteine den Namen Quarzit, so etwa in der Bretagne (Armorikanischer Quarzit) oder die „Quarzite“ des Kambriums in der Montagne Noire (Mur quartzeux).

Eine seltene Varietät des Quarzits ist der (bedingt durch einen hohen Gehalt an Schichtsilikaten) biegsame Itakolumit oder Gelenkquarz. (Quelle: Der Text ist unter der Lizenz „Creative Commons Attribution/Share Alike“ verfügbar/ CC 3.0)


Gneis

Gneis
Gneis

Vinsnes, Nesvatn, Telemark, Norwegen

Geröllheimern
Gneis
Gneis

Intensiv verfalteter Gneis; Breite des Handstücks ca 12cm. Fundort: Balıkesir, Türkei

Erik

Gneise sind metamorphe Gesteine mit Paralleltextur, die mehr als 20 % Feldspat enthalten.

Gneise entstehen durch Metamorphose, also unter relativ hohen Temperatur-Druck-Bedingungen; dabei wird das Ausgangsmaterial von vielen Gesteinsschichten überlagert. An der Oberfläche kommt Gneis folglich nur dann vor, wenn entweder das überliegende Material erodiert ist oder ehemals tiefliegende Schichten durch Tektonik an die Oberfläche gehoben wurden.

Gneise sind weltweit verbreitet und finden sich häufig in den alten Kernen (Kratonen) der Kontinente, wo sie durch tief reichende Erosion freigelegt wurden. In der Regel haben diese Gesteine seit ihrer Entstehung gleich mehrere Phasen der Gesteinsumwandlung (Regionalmetamorphosen) mitgemacht. Sie bilden die ältesten Gesteinsformationen der Erde, so den Acasta-Gneis aus dem Hadaikum von 4.030 mya aus dem westlichen Kanadischen Schild und den Gneise enthaltende Nuvvuagittuq-Grünsteingürtel aus dem östlichen Kanadischen Schild. Gneise treten auch in den Kristallinzonen jüngerer Faltengebirge auf, z. B. im Alpenhauptkamm der Zentralalpen sowie in den östlichen Pyrenäen.


Schiefer, Phyllite und Glimmerschiefer

Muskovitschiefer
Muskovitschiefer

Fundort unbekannt

James St John
Phyllit
Phyllit

Phyllit aus dem Steinbruch Hormersdorf im Westerzgebirge; 15x20 cm

Chadmull

Geologisch handelt es sich bei diesen Schiefern (engl. schist) um metamorphe Gesteine, bei denen sich unter hohem Druck und hohen Temperaturen aus den Tonmineralen neue Schichtsilikate wie Muskovit, Biotit und Chlorit gebildet haben, die allesamt parallel ausgerichtet sind und dadurch die gute Spaltbarkeit des Gesteins bedingen. Die Bildung des typischen Aufbaus metamorphogener (kristalliner) Schiefer nennt man Kristalloblastese.

Bestimmte Minerale, wie Glaukophan oder die Minerale der Granat- und Amphibolgruppe, lassen Rückschlüsse auf die Druck-Temperatur-Bedingungen der Metamorphose zu. Die senkrecht zur Druckrichtung der Metamorphose ausgerichtete Schieferungsebene hat nichts mit der ursprünglichen sedimentären Schichtung zu tun; Schieferungs- und Schichtungsebene können in beliebigem Winkel zueinanderstehen.

Phyllit (von altgriechisch φύλλον phýllon „Blatt“), Phyllitschiefer, Tonglimmerschiefer oder Urtonschiefer ist ein feinkristalliner, dünnschiefriger, meist blättriger Metapelit mit einem Serizit-Anteil von mehr als 50 %, der neben Glimmer auch Quarz, Feldspat, Chlorite, Augit, Turmaline und Eisenoxide als Mineralphasen enthalten kann.

Glimmerschiefer ist ein Sammelbegriff für geschieferte Metamorphite. Vom Gneis unterscheiden sie sich durch das Zurücktreten von Feldspat und das häufige Auftreten bestimmter, bezeichnender Minerale. Ausgangsgestein sind vor allem tonreiche Gesteine, also Tonsteine oder tonige Sandsteine, sie gehören damit zur Gruppe der Metapelite oder Metapsammite. Glimmerschiefer sind mittel- bis grobkörnige Gesteine mit meist gut sichtbarem metamorphem, parallel ausgerichtetem Gefüge (metamorphe Paralleltextur). Der Anteil an Schichtsilikaten (vor allem Muskovit und Biotit, untergeordnet auch Paragonit) liegt über 50 %, der Feldspatanteil unter 20 %. An weiteren Gemengteile können neben Quarz unter anderem Granat, Staurolith, Turmalin und Disthen vorkommen. Die Mineralkörner sind zumeist mit bloßem Auge oder zumindest mit der Lupe erkennbar, sie können in manchen Fällen mehrere Zentimeter lang werden


Weitere glasartige Gesteine

Basaltglas
Wesentlich die abgequetschte glasige Grundmasse basaltischer Gesteine.

Buchit
Buchit ist ein kontaktmetamorphes Gestein, ein am Basaltkontakt verglaster Sandstein von der Blauen Kuppe bei Eschwege sowie vom Hohen Hagen bei Dransfeld nahe Göttingen

Hyalomylonite / Pseudotachylyte
Starke Kataklase kann in Silikatgesteinen (während eines extremen tektonischen Vorgangs, wie z.B. Auffaltungen, Überschiebungen, Impakte) zu einer so starken Erwärmung führen, dass eine Aufschmelzung eintritt. Bei rascher Abkühlung kann die so gebildete Reibungsschmelze als Hyalomylonit glasig erstarren. Gesteinsbildungen dieser Art werden ihrer Ähnlichkeit mit Tachylyt (s.o.) als Pseudotachylyte bezeichnet.



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