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Zeolithe

Heulandit
Heulandit

Val di Fassa (Fassa-Tal), Trentino-Alto Adige, Dolomiten, Italien. Kristall 4 mm.

Fernando Metelli

Englisch: Zeolites; Französisch: Zéolites; Spanisch: Zeolitas


Kapitelübersicht


Die Mineralien der Zeolith-Gruppe (Status: Juni 2013)


(kursiv: Zeolithe, welche einen Status als Serie erhielten; definierend ist das häufigste Kation (K, Na, Ca, Mg, Sr).

Wenngleich diese Spezies der akzeptierten Zeolith-Serien neue anerkannte Mineralien sind, beschäftigt sich dieses Mineralienportrait nur mit den "klassischen" Zeolithen, welche als solche mit bloßem Auge erkennbar sind und nicht durch chemische Analysen bestimmt werden müssen.


Verfasser

Einordnung


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Zeolithe

Natürliche Zeolithe


Bisherige Definition

Bis zum Jahr 1997 wurden natürliche Zeolithmineralien nach folgenden charakteristischen Merkmalen definiert:

  • Mineralien mit der Eigenschaft, sich beim Erhitzen aufzublähen und bei einer bestimmten Temperatur zu kochen (sieden).
  • Die Abgabe von Wasser bei hohen Temperaturen (150 bis 400 °C) und die Re-Adsorption des Wassers bei Raumtemperatur.
  • Beschränkung, dass Zeolithe Aluminiumsilikate sind
  • Relativ leichter Kationenaustausch bei relativ niedrigen Temperaturen
  • Die Gitterdichte, definiert als die Anzahl von Tetraederplätzen in 100 nm3

Zeolithe sind sehr gewöhnliche Mineralien, welche nicht selten als schöne, hydrothermal gebildete Kristalle in Geoden und Spalten vulkanischer Gesteine sowie als mikrokristalline Massen sedimentärer Herkunft vorkommen.


Warum wurden Zeolithe neu definiert?

Das Subkomitee für Zeolithe der International Mineralogical Association (IMA) hat 1997 im Rahmen der Nomenklaturempfehlung den Standpunkt vertreten, dass Zeolithe im historischen und mineralogischen Sinne natürlich vorkommende Mineralien sind, ungeachtet, wie der Begriff auf synthetische Materialien anwendbar ist. Unter Berücksichtigung der Fortschritte der Mineralogie befand man jedoch die bis dato allgemein gültige Definition von HEY (1930) zu restriktiv. Das Subkomitee basierte seine Entscheidung, Zeolithe neu zu definieren, auf den Fragen:

  • Ist ein Austausch von mehr als 50 % von Elementen, welche weder Si noch Al sind, möglich in einem Tetraeder?
  • Ist die Gegenwart von H2O und zusätzlichen Gitter-Kationen absolut essentiell?
  • Können unterbrochene Kristallgitter-Strukturen als Zeolithmineralien qualifiziert werden?

Aktuelle Definition eines Zeolithminerals

  • Ein Zeolithmineral ist eine kristalline Substanz mit einer Struktur, welches wie folgt charakterisiert ist:

    • ein Kristallgitter miteinander verbundener Tetraeder aus vier Sauerstoffatomen, welche ein Kation umgeben.
    • Dieses Gerüst enthält offene Hohlräume in der Form von Kanälen und Käfigen.
    • Diese sind normal von H2O-Molekülen und zusätzlichen Gitter-Kationen besetzt, welche leicht bei niedrigen Temperaturen austauschbar sind.
    • Die Kanäle sind groß genug, um Gastmolekülen den Zugang zu erlauben.
    • In wasserreichen Phasen findet eine Dehydratierung bei Temperaturen meist unter 400 °C statt und ist im weitesten Sinne reversibel.
    • Das Kristallgitter kann durch OH- oder F-Gruppen unterbrochen sein; diese besetzen eine Tetraederspitze, die nicht mit einem benachbarten Tetraeder verbunden ist.

Natürliche und synthetische Zeolithe

Natürliche Zeolithe sind Gerüst-Alumosilikate, deren Struktur mit Wasser gefüllte Kanäle und austauschbare Kationen enthält. Ein Ionenaustausch findet bei niedrigen Temperaturen (maximal 100 °C); das Wasser geht bei ca. 250 °C verloren und wird bei Raumtemperatur re-adsorbiert.

Wie bekannt, sind die Grundbausteine (PBU - primary building units) von Silikaten TO4-Tetraeder, wobei T wesentlich Silizium ist. Die Gerüstsilikate bilden dreidimensionale räumliche Gitter aus SiO4-Tetraedern, wobei alle Sauerstoffatome gleichzeitig 2 Tetraedern angehören. Das kennzeichnende Anionenradikal heißt wie bei den SiO2-Modifikationen (SiO2)+o. Da jedoch die Si4+-Ionen in den Tetraedern stets zu einem Teil durch Al3+ ersetzt werden (Alumosilikate), treten freie negative Valenzen auf, welche durch ein- oder zweiwertige Kationen wie Na+, K+, Ca2+, seltener auch Mg2+, Ba2+, Li2+, Cs2+, Sr2+ und Mn2+ ausgeglichen werden.

In synthetischen Zeolithen kann die Zusammensetzung erheblich abweichen, mit Ga, Ge, Be und P als tetraedrische Kationen und allen Alkali-, Alkalischen Erden und REE-Elementen (Seltene Erden) sowie organischen Komplexen (z.B. Tetramethylammonium) als Extra-Gerüstkationen.


Nomenklaturregeln für Zeolithmineralien

Das Subkomitee für Zeolithe der IMA hat folgende Regeln zur Aufstellung neuer Zeolithe definiert, welche, so ausdrücklich betont, eher als Richtlinie, jedoch nicht als starre Verordnung gesehen werden sollten.

  • 1a) Ein oder mehrere Zeolithmineralien, welche eine topologisch deutliche Kristallstruktur der Tetraeder und eine Zusammensetzung besitzen, die bei Zeolithen mit der gleichen Kristallstruktur bezeichnend ist, sind separate Spezies.
  • 1b) Zeolithe, welche die gleiche topologische Kristallstruktur der Tetraeder besitzen, bilden eine Serie, wenn sie einen substantiellen Bereich in der Zusammensetzung der austauschbaren Kationen aufweisen. Diese Kationen können verschiedene Gitterplätze besetzen. Solche Serien bestehen aus zwei oder mehr Spezies, die auf Basis des am häufigsten vorhandenen freien Kations unterschieden werden.
  • 2a) Unterschiede in der Symmetrie von Raumgruppen und im Ordnungs-Störungsverhältnis bei Zeolithen mit der gleichen topologischen Kristallstruktur ergeben nicht in jedem Fall einen Grund zur Anerkennung als eigene Spezies. Jedoch sollte jeder Fall für sich alleine behandelt werden.
  • 2b) Bei der Einschätzung solcher Fälle sollten andere Faktoren wie Verhältnisse zur chemische Zusammensetzung in die Überlegungen mit aufgenommen werden.
  • 3) Zeolithe sollten nicht alleine auf Grund des Si-Al-Verhältnisses im Kristallgitter unterschieden werden. Eine Ausnahme wird bei Heulandit und Klinoptilolith gemacht; Heulandit ist definiert als die Serie mit der Kristallgitter-Topologie von Heulandit und einem Si-Al-Verhältnis kleiner als 4, Klinoptilolith ist definiert als die Serie mit der gleichen Kristallgitter-Topologie und einem Si-Al-Verhältnis größer oder gleich 4.
  • 4) Dehydration, partielle Dehydration und Überhydration an Kristallwasser, ob reversibel oder nicht reversibel, sind keine ausreichenden Gründe für die Anerkennung als separate Zeolithmineralien.
  • 5) Individuelle Spezies in einer Zeolithmineral-Serie mit variierenden Kationen werden durch Anhängen eines Suffix (Nachsilbe), welcher dem chemischen Symbol des am häufigsten vorhandenen freien Kations entspricht, an den Seriennamen benannt; e.g. Chabasit-Ca.
  • 6) Raumgruppenvarianten von Zeolithmineralien können als solche bezeichnet werden, indem man das Raumgruppensymbol in runde Klammern nach dem Mineral-Speziesnamen setzt; e.g. Analcim (Ibca), Heulandit-Ca (C2/m)

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Zeolithe

Die Erforschung der Zeolithe

Chemische Analyse im 18. Jh.
Chemische Analyse im 18. Jh.

Instrumente in einem chemischen Forschungslabor;
so wie sie im 18. Jh. und zu Beginn des 19. Jh;
von Cronstedt, Lavoisier, Klaproth u.a;
benutzt wurden;
Musée de conservation nati...

Public Domain

Der Begriff "Zeolith" wurde vom schwedischen Naturwissenschaftler A.F. CRONSTEDT 1756 aus den griechischen Worten ζέω (zeō) "sieden, kochen" und λίθος (lithos) "Stein" für Steine gebildet, welche beim Erhitzen Wasser abgeben; genauer gesagt, Mineralien mit der Fähigkeit, Wasser bei hohen Temperaturen (150 bis 400 °C) zu verlieren und umgekehrt Wasser aus der Atmosphäre bei Raumtemperatur zu re-adsorbieren.

Zeolithe bilden eine Mineralienfamilie, welche seit dem 18. Jh. bekannt ist. Harmotom von St. Andreasberg und Stilbit von Island, beide aus der Sammlung GIGOT d'ORCY, wurden bereits als Bilder in dem seltenen Buch "Histoire Naturelle Règne Mineral" von FABIEN GAUTIER D'AGOTY gedruckt, ohne dass Sammler und Verleger wussten, dass beide Mineralien Zeolithe sind. 1792 wurde Chabasit von BOSC D'ANTIC beschrieben. 1801 definierte HAÜY Stilbit, Analcim und Harmotom als Zeolith-Spezies; 1803 taufte KLAPROTH das Mineral Natrolith. Im Jahr 1859 listete DUFRÉNOY bereits 17 Zeolithe.


Mineralogische Studien dieser Zeit beschränkten sich jedoch wesentlich auf die Morphologie ideal entwickelter Zeolithe, was zur Folge hatte, dass nur gut ausgebildete, d.h. hydrothermal gebildete Kristalle zur Bestimmung neuer Mineralspezies herangezogen wurden.

Natürliche Zeolithe
Natürliche Zeolithe

Brauns: Das Mineralreich, 1903

Archiv: Peter Seroka (Collector)

Im Jahr 1903 erschien eines der schönsten Bilderbücher zur Mineralogie von R. BRAUNS, darin auch eine Farbtafel der Zeolithe. In den Jahren 1913-1923 schuf V.M. GOLDSCHMIDT den "Atlas der Krystallformen", eines der bedeutendsten Tabellenwerke der Kristallographie mit etwa 30.000 Kristallzeichnungen und dazugehörigen Texttafeln. In diesem Jahrhundertwerk widmete der Autor bereits den Zeolithen Chabasit, Gismondin, Laumontit, Harmotom und Heulandit ganze 336 Zeichnungen.

1914 beschrieb DANA 19 Spezies, bis 1918 waren es schon 26 anerkannte Zeolithe.

Da in der Vergangenheit die wissenschaftliche Diagnostik auf die physikalisch-morphologischen Eigenschaften der Minerale beschränkt war, wurden zahlreiche Bezeichnungen für ein und das selbe Mineral vergeben, was u.a. auch zu einer Vielzahl unterschiedlicher Namen für ein und dieselbe Zeolith-Spezies führte. Ungeachtet der ständig wachsenden Entdeckungen blieben die Zeolithe bis Anfang der 1920er Jahre sowohl für Wissenschaftler als auch für Sammler eine Kuriosität.

1862 fand VON SEEBACH Analcimkristalle von 1 mm Größe in einem Lehm; MURRAY und RENARD entdeckten 1891 verzwillingte Phillipsitkristalle in mm-Größe in Tiefseesedimenten. Diese ersten Funde sedimentär gebildeter Zeolithe waren offensichtlich möglich durch die außergewöhnliche Größe der Kristalle, da normale sedimentäre Zeolithe jedoch mikrokristallin sind, konnte man erst ab der Zeit, als Röntgen-Pulverdiagramme möglich wurden, bestätigen, wie gewöhnlich sedimentär gebildete Zeolithe sind (erst etwa seit 1925, mit der Verfügbarkeit der Röntgenstrahlen-Diffraktion, befassten sich viele Forscher mit den Zeolithen, welche ihnen wegen ihrer einzigartigen physiko-chemischen Eigenschaften auf einmal attraktiv erschienen).

Seit den 1950er Jahren gab es eine enorme Entwicklung auf dem Gebiet der Zeolith-Wissenschaften, wobei die fortschreitende Verfeinerung analytischer Techniken die Wissenschaftler in die Lage versetzte, die Struktur der Zeolithe zu erforschen.

Seit Mitte der 1950er Jahre werden Zeolithe industriell angewandt, zunächst als Adsorbentien und Ionenaustauscher. Im Jahr 1959 verwendete die Firma Union Carbide erstmals Y-Zeolithe als Katalysatorbestandteil.

Seit 1967 gab es allein sechs internationale Konferenzen in drei Jahren.

Zu Beginn der 1970er Jahre kam es zur Entwicklung von Zeolithen mit bis dahin völlig unbekannten Eigenschaften. 1972 gelang es Mitarbeitern der Firma Mobil Oil (heute ein Teil von ExxonMobil), die Grundlage für eine ganze Reihe neuer, als Pentasile bezeichneter Zeolithe zu schaffen. Wichtigster Vertreter der Pentasile ist der „ZSM-5“ (ZSM steht für englisch zeolithe socony mobil). (Übernommen von wikipedia)

Im Jahr 1973 wurde anlässlich der 3. Molekularsieb-Konferenz in Montpellier die "International Zeolite Association" (IZA) gegründet, mit dem Ziel, alle Aspekte der Zeolith-Wissenschaften und Technologien zu entwickeln und zu fördern.


Gottardi, Galli
Gottardi, Galli

Natural Zeolites; 1985

Collector
Tschernich, Rudy W.
Tschernich, Rudy W.

Zeolites of the World; 1992

Archiv: Peter Seroka (Collector)

In der zweiten Hälfte des 20. Jh. wurde eine große Menge wissenschaftlicher Artikel und individueller Bücher zum Thema Zeolithe publiziert. Jedoch befasste sich keines dieser Bücher mit natürlichen Zeolithen, obwohl man annehmen sollte, dass das primäre Interesse an Zeolithen bei Erdwissenschaftlern und Chemikern bestand. Diese Lücke wurde im Jahre 1985 durch das bahnbrechende Werk über natürliche Zeolithe - Ergebnis von 20 Jahren Zeolithforschung - von G.GOTTARDI und E. GALLI von der Universität Modena in Italien gefüllt.

Im Jahr 1992 erschien das bis heute in seiner Detailtreue und umfassenden Lokalitätsmenge unübertroffene Werk von RUDY W. TSCHERNICH "Zeolites of the World". Nach Tschernich ist das Zeolith-Mineral Tschernichit benannt.

Im Jahr 1997 legte die Komission für neue Mineralien und Mineralnamen (CNMMN) der International Mineral Association (IMA) ihre empfohlene Nomenklatur für Zeolith-Mineralien durch Veröffentlichung im "Canadian Mineralogist" Vol. 35, pp. 1571-1606 vor.

Im Jahr 2001 wurde in Montpellier die "Commission on Natural Zeolites" gegründet, deren Aufgabe es ist, Datenbanken natürlicher, hydrothermal oder sedimentär gebildeter Zeolithe zu entwickeln und zu unterhalten, Atlanten, Kataloge und Handbücher zu Zeolithen zu erarbeiten sowie eine Sammlung repräsentativer Zeolithe anzulegen. Als langfristiges Ziel wird die Entwicklung eines weltweiten Katalogs der sedimentären Zeolithe sowie ein Referenzbuch mit einer Zusammenfassung allen Wissens über natürliche Zeolithe angestrebt.

Bis heute (2010) wurden mehr als 175 einzigartge Zeolithgerüste identifiziert; es sind über 40 natürliche Zeolithgerüste bekannt und 97 natürlich vorkommende Zeolith-Spezies wurden als eigenständige Mineralien anerkannt, wobei man heute in der Lage ist, mit geringsten Mengen an Mineralproben analytische Bestimmungen durchzuführen und dadurch werden ständig neue Zeolithe entdeckt.

Bedingt durch ihre einzigartige Eigenschaft, Wasser aufzunehmen und abzugeben, sind bestimmte Zeolithe wie Klinoptilolith und Chabasit zu wichtigen industriell genutzten und gesuchten Rohstoffen geworden und werden weltweit in sedimentären Lagerstätten abgebaut.

Zeolithe sind aber auch künstlich hergestellte, hydratisierte Alumosilikate. Sie besitzen aufgrund ihrer Hohlraumstruktur (zahlreiche Poren und Kanäle) eine hohe innere Oberfläche, die eine außergewöhnlich hohe und spezifische Ionenaustausch-, Adsorptions- und Hydratationsfähigkeit besitzt. Nur 1 Gramm Zeolith kann eine Oberfläche von bis zu 1000m² aufweisen.



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Zeolithe

Die Mineralgruppe der Zeolithe

Die klassischen Zeolithe - vor der wissenschaftlichen Neudefinition

Analcim

Barrerit

Bikitait

Brewsterit

Chabasit

Cowlesit

Dachiardit

Edingtonit

Epistilbit

Erionit

Faujasit

Ferrierit

Gmelinit

Gonnardit

Goosecreekit

Harmotom

Heulandit

Klinoptilolith

Laumontit

Levyn

Mazzit

Mesolith

Mordenit

Natrolith

Offretit

Paulingit

Phillipsit

Skolezit

Stellerit

Stilbit

Thomsonit

Yugawaralith

Aktuelle wissenschaftliche Systematik der Zeolithe

Mineralklasse-9.G nach Strunz 9. Auflage - Gerüstsilikate (Tektosilikate) mit zeolitischem H2O

Strunz 9 Systematik

9 Silikate (Germanate)

9.G Gerüstsilikate (Tektosilikate) mit zeolithischem H2O; Familie der Zeolithe

9.GA [Zeolithe] mit vierer-Ring Ketten über ein fünftes [Si] verbunden

9.GA.05 Natrolith-Gruppe

Mesolith Na2Ca2(Si9Al6)O30·8H2O orthorhombisch Fdd2 mm2
Skolezit Ca(Si3Al2)O10·3H2O monoklin Cc m
Gonnardit (Na,Ca)2(Si,Al)5O10·3H2O tetragonal I42d 42m
Natrolith Na2(Si3Al2)O10·2H2O orthorhombisch Fdd2 mm2
Paranatrolith Na2(Si3Al2)O10·3H2O monoklin Cc m

9.GA.10 Thomsonit-Gruppe

Thomsonit-Ca NaCa2(Al5Si5)O20·6H2O orthorhombisch Pncn mmm
Thomsonit-Sr Na(Sr,Ca)2(Al5Si5)O20·6-7H2O orthorhombisch Pcnn mmm

9.GA.15 Edingtonit-Gruppe

Kalborsit K6Al4Si6BO20(OH)4Cl tetragonal P421c 42m
Edingtonit Ba(Si3Al2)O10·4H2O orthorhombisch P21212 222

9.GB Ketten von einfach verbundenen vierer-Ringen

9.GB.05 Analcim-Gruppe

Leucit K(AlSi2)O6 tetragonal I41/a 4/m
Analcim Na(Si2Al)O6·H2O orthorhombisch Ibca mmm
Lithosit K6Al4Si8O25·2H2O monoklin P21 2
Pollucit (Cs,Na)(Si2Al)O6·nH2O kubisch Ia3d m3m
Wairakit CaAl2Si4O12·2H2O monoklin I2/a 2/m
Kirchhoffit CsBSi2O6 tetragonal I41/acd 4/mmm
Ammonioleucit (NH4,K)(Si2Al)O6 tetragonal I41/a 4/m
Hsianghualith Ca3Li2Be3(SiO4)3F2 kubisch I213 23

9.GB.10 Laumontit-Gruppe

Laumontit Ca(Si4Al2)O12·4H2O monoklin C2/m 2/m

9.GB.15 Yugawaralith-Gruppe

Yugawaralith CaAl2Si6O16·4H2O monoklin Pc m

9.GB.20 Roggianit-Gruppe

Roggianit Ca2BeAl2Si4O13(OH)2·nH2O (n<2.5) tetragonal I4/mcm 4/mmm

9.GB.25 Goosecreekit-Gruppe

Goosecreekit Ca(Si6Al2)O16·5H2O monoklin P21 2

9.GB.30 Montesommait-Gruppe

Montesommait (K,Na)9(Si23Al9)O64·10H2O orthorhombisch Fdd2 mm2

9.GB.35 Parthéit-Gruppe

Parthéit Ca2(Si4Al4)O15(OH)2·4H2O monoklin C2/c 2/m

9.GC Ketten doppelt verbundener vierer-Ringe

9.GC.05 Gismondin-Gruppe

Amicit K2Na2Al4Si4O16·5H2O monoklin I2 2
Garronit-Ca NaCa2.5(Si10Al6)O32·13H2O tetragonal I4m2, I41/a 42m, 4/m
Gismondin Ca2(Si4Al4)O16·8H2O monoklin P21/c 2/m
Gobbinsit Na5(Si11Al5)O32·11H2O orthorhombisch Pmnb mmm

9.GC.10

Harmotom Ba2(Na,K,Ca0,5)(Si11Al5)O32·12H2O monoklin P21/m 2/m
Flörkeit NaK3Ca2(Si8Al8)O32·12H2O triklin P1 1
Phillipsit-K (K,Na,Ca)2(Si,Al)8O16·6H2O monoklin P21/m 2/m
Phillipsit-Ca (Ca,K,Na)2(Si,Al)8O16·6H2O monoklin P21/m 2/m
Phillipsit-Na (Na,K,Ca)2(Si,Al)8O16·6H2O monoklin P21/m 2/m

9.GC.15 Merlinoit-Gruppe

Merlinoit K6Ca2[Al10Si22O64]·20H2O orthorhombisch Immm mmm

9.GC.20

Mazzit-Mg (Mg,K,Ca)6(Si26Al10)O72·30H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm
Mazzit-Na Na8(Si28Al8)O72·30H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm

9.GC.25 Perlialith-Gruppe

Perlialith K9Na(Ca,Sr)(Si24Al12)O72·15H2O hexagonal P6/mmm 6/mmm

9.GC.30 Boggsit-Gruppe

Boggsit Na3Ca8(Si77Al19)O192·70H2O orthorhombisch Imma mmm

9.GC.35

Paulingit-K (K,Ca,Na,Ba,☐)10(Si,Al)42O84·34H2O kubisch Im3m m3m
Paulingit-Ca (Ca,K,Na,Ba,☐)10(Si,Al)42O84·34H2O kubisch Im3m m3m

9.GD Ketten von fünfer-Ringen

9.GD.05 Gmelinit-Gruppe

Gmelinit-K (K,Na,Ca)5(Si,Al)24O48·22H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm
Gmelinit-Na Na4(Si8Al4)O24·11H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm
Gmelinit-Ca (Ca,Sr,Na)4(Si,Al)12O24·11H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm

9.GD.10

Chabasit-K (K2NaCa0.5)[Al4Si8O24]·11H2O trigonal R3m 3m
Chabasit-Ca Ca(Si4Al2)O12·6H2O trigonal R3m 3m
Chabasit-Na (Na,K,Ca)2(Si,Al)6O12·6H2O trigonal R3m 3m
Chabasit-Sr Sr(Si4Al2)O12·6H2O trigonal R3m 3m
Chabasit-Mg (Mg0.7K0.5Ca0.5Na0.1)[Al3Si9O24]·10H2O trigonal R3m 3
Willhendersonit KCa(Si3Al3)O12·5H2O triklin P1 1

9.GD.15 Levyn-Gruppe

Lévyn-Ca (Ca,Na)6(Si,Al)18O36·18H2O trigonal R3m 3m
Lévyn-Na (Na,Ca)5(Si,Al)18O36·18H2O trigonal R3m 3m

9.GD.20

Erionit-K (K,Na,Ca)6.7(Si,Al)36O72·28H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm
Bellbergit (K,Ba,Sr)2Sr2Ca2(Ca,Na)4(Si,Al)36O72·30H2O hexagonal P63mc, P62c, P63/mmc 6mm, 6m2, 6/mmm
Erionit-Ca (Ca,K,Na)5.6(Si,Al)36O72·28H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm
Erionit-Na (Na,K,Ca)8(Si,Al)36O72·28H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm

9.GD.25 Offrétit-Gruppe

Wenkit Ba4Ca6(Si,Al)20O41(OH)2(SO4)3·H2O hexagonal P62m 6m2
Offretit (K,Ca,Mg)3(Si,Al)18O36·15H2O hexagonal P6m2 6m2

9.GD.30 Faujasit-Gruppe

Faujasit-Ca (Ca,Na,Mg)5(Si,Al)12O24·15H2O kubisch Fd3m m3m
Faujasit-Mg (Mg,Na,K,Ca)5(Si,Al)12O24·15H2O kubisch Fd3m m3m
Faujasit-Na (Na,Ca,Mg)5(Si,Al)12O24·15H2O kubisch Fd3m m3m

9.GD.35 Mordenit-Gruppe

Mordenit (Na2,Ca,K2)4(Al8Si40)O96·28H2O orthorhombisch Cmc21 mm2
Maricopait Ca2Pb7(Si36,Al12)(O,OH)99·n(H2O,OH) orthorhombisch Cm2m mm2

9.GD.40 Dachiardit-Gruppe

Dachiardit-Ca (Ca,Na,K)4(Si,Al)24O48·13H2O monoklin C2/m 2/m
Dachiardit-Na Na4(Si20,Al4)O48·13H2O monoklin C2/m 2/m
Dachiardit-K K4(Si20Al4O48)·13H2O monoklin C2/m, Cm, C2 2/m, 2, m

9.GD.45 Epistilbit-Gruppe

Epistilbit Ca3(Si18Al6)O48·16H2O monoklin C2 2

9.GD.50 Ferrierit-Gruppe

Ferrierit-K (K,Na)5(Si31Al5)O72·18H2O orthorhombisch Immm mmm
Ferrierit-Mg [Mg2(K,Na)2Ca0.5](Si29Al7)O72·18H2O orthorhombisch Immm mmm
Ferrierit-Na (Na,K)5(Si31Al5)O72·18H2O monoklin P21/n 2/m

9.GD.55 Bikitait-Gruppe

Bikitait LiAlSi2O6·H2O triklin P1 1

9.GE Tafeln mit 4-4-1-1 Struktureinheiten

9.GE.05 Heulandit-Gruppe

Heulandit-K (K,Ca,Na)5(Si27Al9)O72·24H2O monoklin C2/m, Cm, C2 2/m, m, 2
Heulandit-Ba (Ba,Ca,K,Na,Sr)5(Si27Al9)O72·22H2O monoklin C2/m 2/m
Heulandit-Ca (Ca,Na,K)5(Si27Al9)O72·26H2O monoklin C2/m 2/m
Heulandit-Na (Na,Ca)6(Si,Al)36O72·24H2O monoklin C2/m, Cm, C2 2/m, m, 2
Heulandit-Sr (Sr,Na,K)5(Si27Al9)O72·24H2O monoklin C2, , 2, m, 2
Klinoptilolith-K K6(Si30Al6)O72·20H2O monoklin C2/m 2/m
Klinoptilolith-Ca Ca3(Si30Al6)O72·20H2O monoklin C2/m, , 2/m, 2, m
Klinoptilolith-Na Na6(Si30Al6)O72·20H2O monoklin C2/m, , 2/m, 2, m

9.GE.10 Stilbit-Gruppe

Stilbit-Ca (Ca0.5,Na,K)9(Si,Al)36O72·28H2O monoklin C2/m 2/m
Stilbit-Na Na9(Si27Al9)O72·28H2O monoklin C2/m 2/m

9.GE.15 Stellerit-Gruppe

Barrerit (Na,K,Ca)8(Si,Al)36O72·26H2O orthorhombisch Amma mmm
Stellerit Ca4(Si28Al8)O72·28H2O orthorhombisch Fmmm mmm

9.GE.20

Brewsterit-Ba (Ba,Sr,Ca)(Al2Si6)O16·5H2O monoklin , P21/m 2/m, 2
Brewsterit-Sr (Sr,Ba,Ca)(Si6Al2)O16·5H2O monoklin P21/m 2/m

9.GF [Leucit]-Typ-Gerüste

9.GF.05 Terranovait-Gruppe

Terranovait NaCa(Al3Si17)O40·8H2O orthorhombisch Cmcm mmm

9.GF.10 Gottardiit-Gruppe

Gottardiit Na3Mg3Ca5Al19Si117O272·93H2O orthorhombisch Cmca mmm

9.GF.15 Lovdarit-Gruppe

Lovdarit K2Na6Be4Si14O36·9H2O orthorhombisch Pma2 mm2

9.GF.20 Gaultit-Gruppe

Gaultit Na4Zn2Si7O18·5H2O orthorhombisch F2dd mm2

9.GF.30 Tschernichit-Gruppe

Tschernichit Ca(Si6Al2)O16·8H2O tetragonal P4/mmm 4/mmm

9.GF.35 Mutinait-Gruppe

Mutinait Na3Ca4(Si85Al11)O192·60H2O orthorhombisch Pnma mmm

9.GF.40 Tschörtnerit-Gruppe

Tschörtnerit Ca4(K,Ca,Sr,Ba)3Cu3Al12Si12O48(OH)8·20H2O kubisch Fm3m m3m

9.GF.50 Thornasit-Gruppe

Thornasit Na12Th3(Si8O19)4 ·18H2O trigonal R3c 3m

9.GF.55

Direnzoit NaK6MgCa2(Al13Si47)O120·36H2O orthorhombisch Pmmn mmm

9.GG Käfige und Doppelkäfige von 4-, 6-, und achtfach-Ringen

9.GG.05 Cowlesit-Gruppe

Cowlesit Ca(Si3Al2)O10·5-6H2O orthorhombisch

9.GG.10

Mountainit KNa2Ca2[Si8O19(OH)]·6H2O monoklin P21/a, P21/c, P21/n 2/m

9.GH Unklassifizierte [Zeolithe]

9.GH. Unklassifizierte [Zeolithe]

Alflarsenit NaCa2Be3Si4O13(OH)·2H2O monoklin P21 2


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Zeolithe

Strukturmodell eines Zeoliths
Strukturmodell eines Zeoliths

Die Kristallgitter bestehen aus
Gerüsten von Al-Si-O-Tetraedern
mit Hohlräumen aus breiten Kanälen

Public Domain

Charakteristika und Struktur



Kationenaustausch

Die Gerüstsilikate, zu welchen die Zeolithe gehören, bilden räumliche Gitter aus SiO4-Tetraedern, wobei alle Sauerstoffatome gleichzeitig zwei Tetraeder angehören. Da jedoch die Si4+-Ionen in den Tetraedern stets zu einem Teil durch Al3+ ersetzt werden (Alumosilikate), treten freie negative Wertigkeiten auf, die durch ein- und zweiwertige Kationen ausgeglichen werden.

Eine charakteristische Eigenschaft bei einer Mehrzahl der Zeolithe, d.h. wasserhaltige Alumosilikate mit einer porösen Struktur, ist die Leichtigkeit, mit der ein Austausch zwischen den relativ locker gebundenen Kationen, welche die negative Ladung des Gerüstes ausgleichen, und den Kationen in der umgebenden wässrigen Kontaktlösung stattfindet. Die wesentlichen Kationen sind Na+, K+ und Ca2+, seltener auch Mg2+, Ba2+, Li+, Cs2+, Sr2+ und Mn2+. Gewisse Kationen in der Lösung können die in den Hohlräumen innerhalb des Gerüstes der Zeolithe liegenden Kationen ohne Störung ihrer Struktur verdrängen. Diese Eigenschaft wird in der praktischen Verwendung künstlich hergestellter Zeolithe (Permutite) zur Wasserenthärtung genutzt.


Zeolithwasser

Die Kristallgitter der Zeolithe bestehen aus Gerüsten von Alumo-Silizium-Sauerstoff-Tetraedern, die sich von den anderen Typen der Gerüstgitter dadurch unterscheiden, dass die Hohlräume in ihnen aus breiteren Kanälen bestehen. Diese offene, jedoch feste Kristallstruktur enthält schwach gebundene Wassermoleküle. Werden die Zeolithe vorsichtig erhitzt (150 bis 400 °C), entfernt sich das Wasser allmählich, ohne dass die Kristallstruktur gestört wird. In den Entwässerungskurven der Zeolithe treten keine Knicke auf, wie dies bei Hydraten der Fall ist.

Das entfernte Wasser kann umgekehrt wieder bis zum früheren Wasservolumen adsorbiert oder durch Moleküle anderer Stoffe (Ethanol, Ammoniak etc.) ersetzt werden, wobei die Kristallsubtanz ihre Homogenität beibehält.


Molekularsiebe

Als Molekularsieb bezeichnet man natürliche und synthetische Zeolithe, welche ein starkes Adsorptionsvermögen für Gase, Dämpfe und gelöste Stoffe mit bestimmten Molekülgrößen haben. Zeolithe sind Alumosilikat-Mitglieder aus der Familie der mikroporösen Festkörper, welche als Molekularsiebe bekannt sind. Sie bestehen aus einem Alumosilikat–Gerüst, kommen natürlich als Mineralien in der Natur vor oder werden synthetisiert.

Die Struktur der Molekularsiebe weist ein regelmäßiges, definiertes Porensystem auf. Die Molekularsiebe weisen eine große innere Oberfläche (600–700 m²/g) auf und haben einheitliche Porendurchmesser, die in der Größenordnung der Durchmesser von Molekülen liegen. Die maximale Größe der molekularen oder ionischen Spezies (Gastmolekül), welche in die Poren eines Zeoliths eindringen kann, wird durch die Dimension der Kanäle bestimmt. Diese Kanäle werden konventionell durch die Ringgröße der Öffnung definiert, wobei zum Beispiel der Begriff "8-Ring" eine geschlossene Schleife bezeichnet, welche aus 8 tetraedrisch koordinierten Silizium- (oder Aluminium)-Atomen und 8 Sauerstoffatomen besteht. Diese Ringe sind wegen verschiedener Effekte nicht immer perfekt symmetrisch; u.a. durch die Spannung, welche durch die Bindung zwischen den Einheiten erzeugt wird, welche benötigt werden, um die Struktur herzustellen; aber auch durch die Koordination einiger Sauerstoffatome der Ringe mit den Kationen innerhalb der Struktur. Aus diesem Grunde sind die Poren in vielen Zeolithe nicht zylindrisch.

Durch eine geeignete Wahl des Molekularsiebes ist es möglich, Moleküle verschiedener Größen zu trennen. Der Begriff Molekularsieb bezieht sich auf eine bestimmte Eigenschaft dieser Materialien, nämlich die Fähigkeit (basierend auf einem Ausschlussprozess nach Größen), Moleküle selektiv auszuscheiden. Das ist möglich durch eine sehr regelmäßige Porenstruktur in molekularen Dimensionen.

Mit Molekularsieben können Gase und Lösungsmittel dynamisch getrocknet, Gemische von geradkettigen und verzweigten Alkanen getrennt oder Wasser enthärtet werden. Molekularsiebe, die Stickstoff aufnehmen, wirken in medizinischen Sauerstoffkonzentratoren über Druckwechsel-Adsorption.

Handelsüblich sind Molekularsiebe in gepulverter, Stäbchen- oder Perlform. Die gängigsten Porenweiten sind 3 Å, 4 Å, 5 Å und 10 Å.

Ein Vorteil der Molekularsiebe ist, dass sie fast beliebig oft durch Erhitzen auf 350–400 °C regeneriert werden können. Dabei muss auf ein langsames Erwärmen geachtet werden, da das Molekularsieb ansonsten zu schnell altert oder vollständig zerstört wird. Je nach dem wie stark der Stoff am Molekularsieb gebunden ist, muss die höchste Temperatur während des Trocknungsprozesses angepasst werden.

Molekularsiebe können auch auf andere Weise regeneriert werden. Befindet es sich zum Beispiel im Gleichgewicht mit der äußeren Stoffkonzentration und wird diese gesenkt, beispielsweise durch Reduktion des Druckes, dampfen die adsorbierten Moleküle wieder ab, bis sich ein neues Gleichgewicht eingestellt. (Auszugsweise zitiert aus Wikipedia)


SiO4 - Tetraeder
SiO4 - Tetraeder

Tetraeder mit zentralem Kation

Stefan
Tetraeder
Tetraeder

Grundbaustein der Zeolithe

Stefan

Strukturtyp

Wie bereits oben beschrieben, bilden Gerüstsilikate, zu welchen die Zeolithe gehören, räumliche Gitter aus SiO4-Tetraedern, wobei alle Sauerstoffatome gleichzeitig zwei Tetraedern angehören.

Vereinfacht gesagt, ist der einfachste Grundbaustein der Zeolithe ein tetraederfömiges Molekül. Die vier Ecken sind jeweils mit einem Sauerstoffatom besetzt. Aus diesem Grundbaustein setzen sich nun die Zeolithstrukturen zusammen. Dabei verbinden sich mehrere Moleküle über die Ecken zu 4er-, 6er- und 8er-Ringen. Die dabei frei bleibenden Sauerstoffatome werden für die weiteren Strukturtypen benötigt.


Die Gruppe der Zeolithe besteht aus sehr vielen verschiedenen Strukturtypen. Sie können nach den unterschiedlichen Tunnelsystemen eingeteilt werden in Faser-, Blätter- und Würfelzeolithe.

Faserzeolithe

  • Zeolithe mit eindimensionalen Kanälen
  • eindimensionale Struktursystem (eine Richtung)
  • langgezogene Ketten aus 4er-Ringen in verschiedenen Kombinationen verknüpft
  • Die Faserzeolithe sind pseudotetragonal. Zu den wichtigsten Vertretern gehören Natrolith, Laumontit, Thomsonit und Skolezit.

Blätterzeolithe

  • Zeolithe mit zweidimenensionalen Kanalsystemen
  • flächiges Struktursystem (zwei Richtungen)
  • vermischte Kombinationen aus 4er-, 6er- und 8er-Ringen
  • Die Blätterzeolithe haben einen lamellaren Habitus. Zu den wichtigsten Vertretern gehören Heulandit und Stilbit.

Würfelzeolithe

  • Zeolithe mit dreidimensionalen Kanalsystemen
  • räumliches Struktursystem (drei Richtungen)
  • vermischte Kombinationen aus 4er-, 6er- und 8er-Ringen
  • Würfelzeolithe kristallisieren kubisch oder pseudokubisch. Zu den wichtigsten Vertretern gehören Chabasit, Analcim, Phillipsit und Harmotom

Zeolith - Strukturtypen (nach Strunz-ID)

Strunz 9 Systematik

9.GA.05 Natrolith-Gruppe

Mesolith Na2Ca2(Si9Al6)O30·8H2O orthorhombisch Fdd2 mm2
Skolezit Ca(Si3Al2)O10·3H2O monoklin Cc m
Gonnardit (Na,Ca)2(Si,Al)5O10·3H2O tetragonal I42d 42m
Natrolith Na2(Si3Al2)O10·2H2O orthorhombisch Fdd2 mm2
Paranatrolith Na2(Si3Al2)O10·3H2O monoklin Cc m

Framework Typ: NAT

Zeolith Framework Type NAT
Zeolith Framework Type NAT

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Zeolith Framework Type NAT
Zeolith Framework Type NAT

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Zeolith Framework Type NAT
Zeolith Framework Type NAT

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Strunz 9 Systematik

9.GA.10 Thomsonit-Gruppe

Thomsonit-Ca NaCa2(Al5Si5)O20·6H2O orthorhombisch Pncn mmm
Thomsonit-Sr Na(Sr,Ca)2(Al5Si5)O20·6-7H2O orthorhombisch Pcnn mmm

Framework Typ: THO

Zeolith Framework Type THO
Zeolith Framework Type THO

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Zeolith Framework Type THO
Zeolith Framework Type THO

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Zeolith Framework Type THO
Zeolith Framework Type THO

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Strunz 9 Systematik

9.GA.15 Edingtonit-Gruppe

Kalborsit K6Al4Si6BO20(OH)4Cl tetragonal P421c 42m
Edingtonit Ba(Si3Al2)O10·4H2O orthorhombisch P21212 222

Framework Typ: EDI

Zeolith Framework Type EDI
Zeolith Framework Type EDI

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Zeolith Framework Type EDI
Zeolith Framework Type EDI

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Zeolith Framework Type EDI
Zeolith Framework Type EDI

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Strunz 9 Systematik

9.GB.05 Analcim-Gruppe

Leucit K(AlSi2)O6 tetragonal I41/a 4/m
Analcim Na(Si2Al)O6·H2O orthorhombisch Ibca mmm
Lithosit K6Al4Si8O25·2H2O monoklin P21 2
Pollucit (Cs,Na)(Si2Al)O6·nH2O kubisch Ia3d m3m
Wairakit CaAl2Si4O12·2H2O monoklin I2/a 2/m
Kirchhoffit CsBSi2O6 tetragonal I41/acd 4/mmm
Ammonioleucit (NH4,K)(Si2Al)O6 tetragonal I41/a 4/m
Hsianghualith Ca3Li2Be3(SiO4)3F2 kubisch I213 23

Framework Typ: ANA

Zeolith Framework Type ANA
Zeolith Framework Type ANA

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Zeolith Framework Type ANA
Zeolith Framework Type ANA

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Zeolith Framework Type ANA
Zeolith Framework Type ANA

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Strunz 9 Systematik

9.GB.10 Laumontit-Gruppe

Laumontit Ca(Si4Al2)O12·4H2O monoklin C2/m 2/m

Framework Typ: LAU

Zeolith Framework Type LAU
Zeolith Framework Type LAU

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Zeolith Framework Type LAU
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Zeolith Framework Type LAU
Zeolith Framework Type LAU

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Strunz 9 Systematik

9.GB.15 Yugawaralith-Gruppe

Yugawaralith CaAl2Si6O16·4H2O monoklin Pc m

Framework Typ: YUG

Zeolith Framework Type YUG
Zeolith Framework Type YUG

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Zeolith Framework Type YUG
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Zeolith Framework Type YUG
Zeolith Framework Type YUG

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Strunz 9 Systematik

9.GB.20 Roggianit-Gruppe

Roggianit Ca2BeAl2Si4O13(OH)2·nH2O (n<2.5) tetragonal I4/mcm 4/mmm

Framework Typ: -RON

Zeolith Framework Type RON
Zeolith Framework Type RON

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Zeolith Framework Type RON
Zeolith Framework Type RON

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Zeolith Framework Type RON
Zeolith Framework Type RON

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Strunz 9 Systematik

9.GB.25 Goosecreekit-Gruppe

Goosecreekit Ca(Si6Al2)O16·5H2O monoklin P21 2

Framework Typ: GOO

Zeolith Framework Type GOO
Zeolith Framework Type GOO

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Zeolith Framework Type GOO
Zeolith Framework Type GOO

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Zeolith Framework Type GOO
Zeolith Framework Type GOO

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Strunz 9 Systematik

9.GB.30 Montesommait-Gruppe

Montesommait (K,Na)9(Si23Al9)O64·10H2O orthorhombisch Fdd2 mm2

Framework Typ: MON

Zeolith Framework Type MON
Zeolith Framework Type MON

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Zeolith Framework Type MON
Zeolith Framework Type MON

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Zeolith Framework Type MON
Zeolith Framework Type MON

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Strunz 9 Systematik

9.GB.35 Parthéit-Gruppe

Parthéit Ca2(Si4Al4)O15(OH)2·4H2O monoklin C2/c 2/m

Framework Typ: -PAR

Zeolith Framework Type PAR
Zeolith Framework Type PAR

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Zeolith Framework Type PAR
Zeolith Framework Type PAR

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Zeolith Framework Type PAR
Zeolith Framework Type PAR

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Strunz 9 Systematik

9.GC.05 Gismondin-Gruppe

Amicit K2Na2Al4Si4O16·5H2O monoklin I2 2
Garronit-Ca NaCa2.5(Si10Al6)O32·13H2O tetragonal I4m2, I41/a 42m, 4/m
Gismondin Ca2(Si4Al4)O16·8H2O monoklin P21/c 2/m
Gobbinsit Na5(Si11Al5)O32·11H2O orthorhombisch Pmnb mmm

Framework Typ: GIS

Zeolith Framework Type GIS
Zeolith Framework Type GIS

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Zeolith Framework Type GIS
Zeolith Framework Type GIS

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Zeolith Framework Type GIS
Zeolith Framework Type GIS

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Strunz 9 Systematik

9.GC.10

Harmotom Ba2(Na,K,Ca0,5)(Si11Al5)O32·12H2O monoklin P21/m 2/m
Flörkeit NaK3Ca2(Si8Al8)O32·12H2O triklin P1 1
Phillipsit-K (K,Na,Ca)2(Si,Al)8O16·6H2O monoklin P21/m 2/m
Phillipsit-Ca (Ca,K,Na)2(Si,Al)8O16·6H2O monoklin P21/m 2/m
Phillipsit-Na (Na,K,Ca)2(Si,Al)8O16·6H2O monoklin P21/m 2/m

Framework Typ: PHI

Zeolith Framework Type PHI
Zeolith Framework Type PHI

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Zeolith Framework Type PHI
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Zeolith Framework Type PHI
Zeolith Framework Type PHI

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Strunz 9 Systematik

9.GC.15 Merlinoit-Gruppe

Merlinoit K6Ca2[Al10Si22O64]·20H2O orthorhombisch Immm mmm

Framework Typ: MER

Zeolith Framework Type MER
Zeolith Framework Type MER

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Zeolith Framework Type MER
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Zeolith Framework Type MER
Zeolith Framework Type MER

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Strunz 9 Systematik

9.GC.20

Mazzit-Mg (Mg,K,Ca)6(Si26Al10)O72·30H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm
Mazzit-Na Na8(Si28Al8)O72·30H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm

Framework Typ: MAZ

Zeolith Framework Type MAZ
Zeolith Framework Type MAZ

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Zeolith Framework Type MAZ
Zeolith Framework Type MAZ

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Zeolith Framework Type MAZ
Zeolith Framework Type MAZ

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Strunz 9 Systematik

9.GC.25 Perlialith-Gruppe

Perlialith K9Na(Ca,Sr)(Si24Al12)O72·15H2O hexagonal P6/mmm 6/mmm

Framework Typ: LTL

Zeolith Framework Type LTL
Zeolith Framework Type LTL

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Zeolith Framework Type LTL
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Zeolith Framework Type LTL
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Strunz 9 Systematik

9.GC.30 Boggsit-Gruppe

Boggsit Na3Ca8(Si77Al19)O192·70H2O orthorhombisch Imma mmm

Framework Typ: BOG

Zeolith Framework Type BOG
Zeolith Framework Type BOG

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Zeolith Framework Type BOG
Zeolith Framework Type BOG

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Zeolith Framework Type BOG
Zeolith Framework Type BOG

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Strunz 9 Systematik

9.GC.35

Paulingit-K (K,Ca,Na,Ba,☐)10(Si,Al)42O84·34H2O kubisch Im3m m3m
Paulingit-Ca (Ca,K,Na,Ba,☐)10(Si,Al)42O84·34H2O kubisch Im3m m3m

Framework Typ: PAU

Zeolith Framework Type PAU
Zeolith Framework Type PAU

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Zeolith Framework Type PAU
Zeolith Framework Type PAU

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Zeolith Framework Type PAU
Zeolith Framework Type PAU

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Strunz 9 Systematik

9.GD.05 Gmelinit-Gruppe

Gmelinit-K (K,Na,Ca)5(Si,Al)24O48·22H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm
Gmelinit-Na Na4(Si8Al4)O24·11H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm
Gmelinit-Ca (Ca,Sr,Na)4(Si,Al)12O24·11H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm

Framework Typ: GME

Zeolith Framework Type GME
Zeolith Framework Type GME

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Zeolith Framework Type GME
Zeolith Framework Type GME

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Zeolith Framework Type GME
Zeolith Framework Type GME

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Strunz 9 Systematik

9.GD.10

Chabasit-K (K2NaCa0.5)[Al4Si8O24]·11H2O trigonal R3m 3m
Chabasit-Ca Ca(Si4Al2)O12·6H2O trigonal R3m 3m
Chabasit-Na (Na,K,Ca)2(Si,Al)6O12·6H2O trigonal R3m 3m
Chabasit-Sr Sr(Si4Al2)O12·6H2O trigonal R3m 3m
Chabasit-Mg (Mg0.7K0.5Ca0.5Na0.1)[Al3Si9O24]·10H2O trigonal R3m 3
Willhendersonit KCa(Si3Al3)O12·5H2O triklin P1 1

Framework Typ: CHA

Zeolith Framework Type CHA
Zeolith Framework Type CHA

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Zeolith Framework Type CHA
Zeolith Framework Type CHA

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type CHA
Zeolith Framework Type CHA

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Strunz 9 Systematik

9.GD.15 Levyn-Gruppe

Lévyn-Ca (Ca,Na)6(Si,Al)18O36·18H2O trigonal R3m 3m
Lévyn-Na (Na,Ca)5(Si,Al)18O36·18H2O trigonal R3m 3m

Framework Typ: LEV

Zeolith Framework Type LEV
Zeolith Framework Type LEV

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type LEV
Zeolith Framework Type LEV

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type LEV
Zeolith Framework Type LEV

Gerendert mit Jmol

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Strunz 9 Systematik

9.GD.20

Erionit-K (K,Na,Ca)6.7(Si,Al)36O72·28H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm
Bellbergit (K,Ba,Sr)2Sr2Ca2(Ca,Na)4(Si,Al)36O72·30H2O hexagonal P63mc, P62c, P63/mmc 6mm, 6m2, 6/mmm
Erionit-Ca (Ca,K,Na)5.6(Si,Al)36O72·28H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm
Erionit-Na (Na,K,Ca)8(Si,Al)36O72·28H2O hexagonal P63/mmc 6/mmm

Framework Typ: EAB

Zeolith Framework Type EAB
Zeolith Framework Type EAB

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Zeolith Framework Type EAB
Zeolith Framework Type EAB

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type EAB
Zeolith Framework Type EAB

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Strunz 9 Systematik

9.GD.25 Offrétit-Gruppe

Wenkit Ba4Ca6(Si,Al)20O41(OH)2(SO4)3·H2O hexagonal P62m 6m2
Offretit (K,Ca,Mg)3(Si,Al)18O36·15H2O hexagonal P6m2 6m2

Framework Typ: OFF

Zeolith Framework Type OFF
Zeolith Framework Type OFF

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type OFF
Zeolith Framework Type OFF

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Zeolith Framework Type OFF
Zeolith Framework Type OFF

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Strunz 9 Systematik

9.GD.30 Faujasit-Gruppe

Faujasit-Ca (Ca,Na,Mg)5(Si,Al)12O24·15H2O kubisch Fd3m m3m
Faujasit-Mg (Mg,Na,K,Ca)5(Si,Al)12O24·15H2O kubisch Fd3m m3m
Faujasit-Na (Na,Ca,Mg)5(Si,Al)12O24·15H2O kubisch Fd3m m3m

Framework Typ: FAU

Zeolith Framework Type FAU
Zeolith Framework Type FAU

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type FAU
Zeolith Framework Type FAU

Gerendert mit Jmol

Stefan
Zeolith Framework Type FAU
Zeolith Framework Type FAU

Gerendert mit Jmol

Stefan

Strunz 9 Systematik

9.GD.35 Mordenit-Gruppe

Mordenit (Na2,Ca,K2)4(Al8Si40)O96·28H2O orthorhombisch Cmc21 mm2
Maricopait Ca2Pb7(Si36,Al12)(O,OH)99·n(H2O,OH) orthorhombisch Cm2m mm2

Framework Typ: MOR

Zeolith Framework Type MOR
Zeolith Framework Type MOR

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type MOR
Zeolith Framework Type MOR

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type MOR
Zeolith Framework Type MOR

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Strunz 9 Systematik

9.GD.40 Dachiardit-Gruppe

Dachiardit-Ca (Ca,Na,K)4(Si,Al)24O48·13H2O monoklin C2/m 2/m
Dachiardit-Na Na4(Si20,Al4)O48·13H2O monoklin C2/m 2/m
Dachiardit-K K4(Si20Al4O48)·13H2O monoklin C2/m, Cm, C2 2/m, 2, m

Framework Typ: DAC

Zeolith Framework Type DAC
Zeolith Framework Type DAC

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type DAC
Zeolith Framework Type DAC

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type DAC
Zeolith Framework Type DAC

Gerendert mit Jmol

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Strunz 9 Systematik

9.GD.45 Epistilbit-Gruppe

Epistilbit Ca3(Si18Al6)O48·16H2O monoklin C2 2

Framework Typ: EPI

Zeolith Framework Type EPI
Zeolith Framework Type EPI

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type EPI
Zeolith Framework Type EPI

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type EPI
Zeolith Framework Type EPI

Gerendert mit Jmol

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Strunz 9 Systematik

9.GD.50 Ferrierit-Gruppe

Ferrierit-K (K,Na)5(Si31Al5)O72·18H2O orthorhombisch Immm mmm
Ferrierit-Mg [Mg2(K,Na)2Ca0.5](Si29Al7)O72·18H2O orthorhombisch Immm mmm
Ferrierit-Na (Na,K)5(Si31Al5)O72·18H2O monoklin P21/n 2/m

Framework Typ: FER

Zeolith Framework Type FER
Zeolith Framework Type FER

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type FER
Zeolith Framework Type FER

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type FER
Zeolith Framework Type FER

Gerendert mit Jmol

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Strunz 9 Systematik

9.GD.55 Bikitait-Gruppe

Bikitait LiAlSi2O6·H2O triklin P1 1

Framework Typ: BIK

Zeolith Framework Type BIK
Zeolith Framework Type BIK

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type BIK
Zeolith Framework Type BIK

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type BIK
Zeolith Framework Type BIK

Gerendert mit Jmol

Stefan

Strunz 9 Systematik

9.GE.05 Heulandit-Gruppe

Heulandit-K (K,Ca,Na)5(Si27Al9)O72·24H2O monoklin C2/m, Cm, C2 2/m, m, 2
Heulandit-Ba (Ba,Ca,K,Na,Sr)5(Si27Al9)O72·22H2O monoklin C2/m 2/m
Heulandit-Ca (Ca,Na,K)5(Si27Al9)O72·26H2O monoklin C2/m 2/m
Heulandit-Na (Na,Ca)6(Si,Al)36O72·24H2O monoklin C2/m, Cm, C2 2/m, m, 2
Heulandit-Sr (Sr,Na,K)5(Si27Al9)O72·24H2O monoklin C2, , 2, m, 2
Klinoptilolith-K K6(Si30Al6)O72·20H2O monoklin C2/m 2/m
Klinoptilolith-Ca Ca3(Si30Al6)O72·20H2O monoklin C2/m, , 2/m, 2, m
Klinoptilolith-Na Na6(Si30Al6)O72·20H2O monoklin C2/m, , 2/m, 2, m

Framework Typ: HEU

Zeolith Framework Type HEU
Zeolith Framework Type HEU

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type HEU
Zeolith Framework Type HEU

Gerendert mit Jmol

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Zeolith Framework Type HEU
Zeolith Framework Type HEU

Gerendert mit Jmol

Stefan

Strunz 9 Systematik

9.GE.10 Stilbit-Gruppe

Stilbit-Ca (Ca0.5,Na,K)9(Si,Al)36O72·28H2O monoklin C2/m 2/m
Stilbit-Na Na9(Si27Al9)O72·28H2O monoklin C2/m 2/m

Strunz 9 Systematik

9.GE.15 Stellerit-Gruppe

Barrerit (Na,K,Ca)8(Si,Al)36O72·26H2O orthorhombisch Amma mmm
Stellerit Ca4(Si28Al8)O72·28H2O orthorhombisch Fmmm mmm

Framework Typ: STI

Zeolith Framework Type STI
Zeolith Framework Type STI

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Zeolith Framework Type STI
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Zeolith Framework Type STI
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Strunz 9 Systematik

9.GE.20

Brewsterit-Ba (Ba,Sr,Ca)(Al2Si6)O16·5H2O monoklin , P21/m 2/m, 2
Brewsterit-Sr (Sr,Ba,Ca)(Si6Al2)O16·5H2O monoklin P21/m 2/m

Framework Typ: BRE

Zeolith Framework Type BRE
Zeolith Framework Type BRE

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Zeolith Framework Type BRE
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Zeolith Framework Type BRE
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Strunz 9 Systematik

9.GF.05 Terranovait-Gruppe

Terranovait NaCa(Al3Si17)O40·8H2O orthorhombisch Cmcm mmm

Framework Typ: TER

Zeolith Framework Type TER
Zeolith Framework Type TER

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Zeolith Framework Type TER
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Zeolith Framework Type TER
Zeolith Framework Type TER

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Strunz 9 Systematik

9.GF.10 Gottardiit-Gruppe

Gottardiit Na3Mg3Ca5Al19Si117O272·93H2O orthorhombisch Cmca mmm

Framework Typ: NES

Zeolith Framework Type NES
Zeolith Framework Type NES

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Zeolith Framework Type NES
Zeolith Framework Type NES

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Zeolith Framework Type NES
Zeolith Framework Type NES

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Strunz 9 Systematik

9.GF.15 Lovdarit-Gruppe

Lovdarit K2Na6Be4Si14O36·9H2O orthorhombisch Pma2 mm2

Framework Typ: LOV

Zeolith Framework Type LOV
Zeolith Framework Type LOV

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Zeolith Framework Type LOV
Zeolith Framework Type LOV

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Zeolith Framework Type LOV
Zeolith Framework Type LOV

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Strunz 9 Systematik

9.GF.20 Gaultit-Gruppe

Gaultit Na4Zn2Si7O18·5H2O orthorhombisch F2dd mm2

Framework Typ: VSV

Zeolith Framework Type VSV
Zeolith Framework Type VSV

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Zeolith Framework Type VSV
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Zeolith Framework Type VSV
Zeolith Framework Type VSV

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Strunz 9 Systematik

9.GF.30 Tschernichit-Gruppe

Tschernichit Ca(Si6Al2)O16·8H2O tetragonal P4/mmm 4/mmm

Framework Typ: BEA

Zeolith Framework Type BEA
Zeolith Framework Type BEA

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Zeolith Framework Type BEA
Zeolith Framework Type BEA

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Zeolith Framework Type BEA
Zeolith Framework Type BEA

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Strunz 9 Systematik

9.GF.35 Mutinait-Gruppe

Mutinait Na3Ca4(Si85Al11)O192·60H2O orthorhombisch Pnma mmm

Framework Typ: MFI

Zeolith Framework Type MFI
Zeolith Framework Type MFI

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Zeolith Framework Type MFI
Zeolith Framework Type MFI

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Zeolith Framework Type MFI
Zeolith Framework Type MFI

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Strunz 9 Systematik

9.GF.40 Tschörtnerit-Gruppe

Tschörtnerit Ca4(K,Ca,Sr,Ba)3Cu3Al12Si12O48(OH)8·20H2O kubisch Fm3m m3m

Framework Typ: TSC

Zeolith Framework Type TSC
Zeolith Framework Type TSC

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Zeolith Framework Type TSC
Zeolith Framework Type TSC

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Zeolith Framework Type TSC
Zeolith Framework Type TSC

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Strunz 9 Systematik

9.GF.50 Thornasit-Gruppe

Thornasit Na12Th3(Si8O19)4 ·18H2O trigonal R3c 3m

Framework Typ: Thornasit

Zeolith Framework Type Thornasit
Zeolith Framework Type Thornasit

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Zeolith Framework Type Thornasit
Zeolith Framework Type Thornasit

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Zeolith Framework Type Thornasit
Zeolith Framework Type Thornasit

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Strunz 9 Systematik

9.GF.55

Direnzoit NaK6MgCa2(Al13Si47)O120·36H2O orthorhombisch Pmmn mmm

Framework Typ: EON

Zeolith Framework Type EON
Zeolith Framework Type EON

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Zeolith Framework Type EON
Zeolith Framework Type EON

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Zeolith Framework Type EON
Zeolith Framework Type EON

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Strunz 9 Systematik

9.GG.05 Cowlesit-Gruppe

Cowlesit Ca(Si3Al2)O10·5-6H2O orthorhombisch

Framework Typ: Cowlesit

Keine Daten

No Data


Strunz 9 Systematik

9.GG.10

Mountainit KNa2Ca2[Si8O19(OH)]·6H2O monoklin P21/a, P21/c, P21/n 2/m

Framework Typ: Mountainit

Zeolith Framework Type Mountainit
Zeolith Framework Type Mountainit

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Zeolith Framework Type Mountainit
Zeolith Framework Type Mountainit

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Zeolith Framework Type Mountainit
Zeolith Framework Type Mountainit

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Physikalisch-optisch-chemische Eigenschaften

Weitere Charakteristika der Zeolithe (wasserhaltige Alumosilikate) gegenüber wasserfreien Alumosilikaten sind die geringere Dichte, geringere Härte, kleinere Brechungsindizes und leichtere Säurezersetzlichkeit.



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Eingefügter Text von Mineralienportrait/Zeolithe/Bildungsbedingungen

Zeolithe

Bildungsbedingungen

Bildung der Zeolithe

Vitrische Tuffe
Vitrische Tuffe

Vitrische Tuffe aus dem Quartär;
überlagert mit Tuffbrekzien;
Caldera des Vulkans Kilauea, Hawaii, USA; Foto: G.A. Macdonald, 1942

USGS Public Domain

Natürliche Zeolithe treten in Gesteinen und Sedimenten auf, welche zu unterschiedlichsten Bedingungen entstanden sind. Sie werden endogen, meist bei niedrigen Temperaturen, in hydrothermal zersetzten magmatischen Gesteinen gebildet, oberirdisch häufig in Basalten und Spiliten und untermeerisch in Diabasen. Bekannt sind auch Zeolithe aus Pegmatiten, hydrothermalen Erzlagerstätten und in rezenten Ablagerungen heißer Quellen.

Exogen bilden sich Zeolithe in der Natur als Resultat chemischer Reaktionen zwischen vulkanischem Glas und salinem Wasser in Böden und in jungen Sedimentiten. Zu den Vorkommen gehören Tiefseesedimente, kontinentale Anhäufungen als mächtige Füllung von Becken und flachen Seen sowie in einigen Lavaströmen. Sie wurden zumeist diagenetisch als Resultat der Verwitterung vulkanischer Gesteine und Gesteinsfragmente (pyroklastische und vulkanoklastische Sequenzen wie Asche, Tuffe, Glas, zumeist Andesite und Rhyolithe) gebildet. Die Temperaturen, welche die Bildung favorisieren, liegen zwischen 27 und 25 °C, der pH-Wert liegt charakteristisch zwischen 9 und 10.

Die Natur benötigt zwischen 50 und 50.000 Jahre, um die chemische Reaktion zu komplettieren.



Charakteristische Bildung von Zeolithen in Hohlräumen vulkanischer Gesteine
Charakteristische Bildung von Zeolithen in Hohlräumen vulkanischer Gesteine

Abb.: Erionit in Basalt; Phelps Dodge Corporation
Well No.-1-, Little Ajo Mts., Ajo District,
Pima Co., Arizona, USA;
5,5 x 3 cm

Michael Roarke

Genetische Typen von Zeolithvorkommen(1)

A. Zeolithe, die sich zu erhöhten Temperaturen bilden, wobei die Zonen primär auf der Veränderung des geothermischen Gradienten (Temperaturgradienten) beruhen
1. Magmatisch primäre Zeolithe
2. Kontaktmetamorphose
3. Hydrothermal
4. Spätdiagenese (oder Metamorphose).

B. Zeolithe, die sich zu oder nahezu Oberflächenkonditionen bilden, wobei die Zonen prinzipiell auf dem Konzentrationsgefälle (des chemischen Gradienten/Stoffgradienten) beruhen.
5. Perkolierendes Grundwasser (Sickerwasser)
6. Verwitterung
7. Alkalische lakustrine Sedimente (vulkanogene See-Sedimente)

C. Zeolithe, die sich bei niedrigen Temperaturen ohne erkennbare zonare Veränderungen bilden
8. Marine Milieus (Tiefseesedimente)

D. Zeolithe, die sich in Impaktkratern bilden
9. Impaktkrater



Literatur

  • Bish, D.L., Ming, D.W. (eds.), 2001; Natural Zeolites: Mineralogy, Occurrence, Properties, Applications, Reviews in Mineralogy & Geochemistry, Mineralogical Society of America, Vol. 45, Washington, D.C., 551-587.
  • Gottardi, G., Galli, E. (1985) Natural Zeolites. Springer-Verlag, Berlin.
  • Iijima, A., 1980; Geology of natural zeolithes and zeolithic rocks; Purev & Appl. Chem., Vol.: 52, 2115-21340; Pergamon Press Ltd.
  • Sheppard, R.A. and Hay, R.L. (2001) Formation of zeolites in open hydrologic systems. In: Bish, D.L. and Ming, D.W. (eds.) Natural Zeolites: Occurrence, Properties, Applications, Reviews in Mineralogy & Geochemistry, Mineralogical Society of America, Vol. 45, Washington, D.C., 261-276.

(1) Nach Iijima, A., 1980 (s.o.)


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Zeolithe

The Rome Beds - Zeolithlagerstätte in Oregon
The Rome Beds - Zeolithlagerstätte in Oregon

Pillars of Rome; Rome, Malheur County, Oregon, USA; Mordenit-Erionit-reiches sedimentäres Zeolith-Vorkommen in miozänen alluvialen und lakustrinen vulkanoklastischen Gesteinsschichten, überdeckt mi...

Prof. Thomas Armbruster

Lagerstätten und Bergbau



Weltweite Lagerstätten

Europa

  • Zu den weltweit bedeutendsten Zeolith-Klinoptilolith-Lagerstätten gehört Manisa in Anatolien, Türkei, welche von dem weltweit führenden Zeolith-Unternehmen Rota abgebaut wird.
  • Von den bedeutenden Lagerstätten Bulgariens sind die bedeutenden Beli Plast (Klinoptilolith), Dzhebel in den SE-Rhodopen und Chala, Haskovo.
  • Rumänien hat große Klinoptilolith-Mordenit-Lagerstätten im transsylvanischen Becken und in der Präkarpathen-Zone, mit zeolithischen Tuffen bis über 10 m Mächtigkeit. Rumäniens bekannte Klinoptilolith-Lagerstätte ist Chilioara in der Provinz Salaj.
  • In der Slowakischen Republik wird Klinoptilolith in Nizny Hrabovec und Puste Čemerné von ZEOCEM abgebaut.
  • In Slowenien gibt es Klinoptilolith bei Zaloska Gorica.
  • In der Ukraine lagert Klinoptilolith bei Sokirnitsa in Transkarpathien.
  • Griechenland verfügt über drei große Zeolith-Vorkommen (Xerovouni bei Avdella, Evros-Region in Thracien (Heulandit und Klinoptilolith); die Inselgruppe Kimolos und Poliegos in der westlichen Ägäis (Mordenit) und die Insel Samos in der östlichen Ägäis (Klinoptilolith und Analcim).
Zeolithe in Spanien
Zeolithe in Spanien

Miozänische Mordenit-Bentonit-Montmorillonit-Formation am Cabo de Gata, Almeria, Spanien; überlagert von Lava; Foto:J. Saanchez

Sebastian Henckel
  • Spanien hat Lagerstätten auf Teneriffa. Erschlossen sind die Mordenit-Lagerstätte am Cabo de Gata in Almeria (Minas Volcan SA) und das Bentonit-Zeolithvorkommen bei Yuncos, Toledo.
  • Italiens bedeutendste Vorkommen liegen in den zentralen nördlichen Apenninen (Phillipsit und Heulandit); am Vulkan Laziale in Latium (Phillipsit), in Kampanien (Chabasit und Phillipsit), am Monte Vulture in Potenza (Chabasit und Phillipsit) sowie in den Gelben Tuffen von den plegräischen Feldern bei Neapel (Phillipsit).
  • In Polen gibt es zwei Lagerstätten nahe Dynow im SE des Landes.
  • Die Lagerstätte Narvik in Norwegen fördert Premium-Zeolith mit einer einmaligen Klinoptilolith-Güte von 90-95 %.

Nordamerika

  • Einer der größten Zeolithproduzenten in Kanada ist C2C -Zeolite in Calgary, Alberta. Weitere Lagerstätten gibt es bei Cache Creek im Thompson Plateau (abgebaut von Mountain Minerals) und in Nova Scotia, British Columbia.
  • In den USA werden neun Vorkommen in Arizona, New Mexico, Kalifornien, Idaho, Nevada, Oregon, Texas, Utah und Wyoming abgebaut, gefördert wird wesentlich Klinoptilolith, weniger Mordenit, Chabasit, Phillipsit und Erionit. Zu den größten Lagerstätten gehören die Klinoptilolith-Vorkommen Truth und Consequences in New Mexico, betrieben von St. Cloud; Shoshone im Inyo County in Kalifornien, abgebaut von Ash Meadows Zeolite (seit 2007 Tochter von White Cliffs Mining, 40 mio t Reserven), Z-Olite in Utah, Zeotech in Texas und Bear River Zeolites (BRZ) im südlichen Idaho, mit Reserven von mehr als 200 Mio MT. In Bowie in Arizona wird Chabasit von GSA Resources / Zeox (800 Mio t Reserven) und UOP abgebaut; in Nevada liegt die Klinoptilolith-Lagerstätte Sandy Valley, abgebaut von KMI; in Oregon die Mordenit-Erionit-Lagerstätten Rome und Sheaville.

Die Hauptnutzung für natürliche Zeolithe sind niedrigwertige Anwendungen. Dies ist einer der Gründe, warum Nordamerika, obwohl reiche Lagerstätten vorhanden sind, nur etwa 1 % der weltweiten Zeolithproduktion erbringen, da die nordamerikanischen Märkte bisher mehr zu high-end wertsteigernden Anwendungen im Umwelt- und im Bausektor tendierten.

Lateinamerika

  • Im vulkanreichen Mexiko gibt es zahlreiche Lagerstätten, darunter ein Chabasitvorkommen, welches praktisch identisch mit dem in > Bowie, Arizona, USA ist, im Santa Barbara-Tal, Agua Prieta in Sonora. Desweiteren im Gebiet des Rancho Tetuache, südlich von Arizpe, Sonora mit Klinoptilolith-Mordenit-Tuffen bis über 200 m Mächtigkeit; bei Etla und San Antonio in Oaxaca, sowie in den Bundesstaaten Puebla, San Luis Potosi und Guanajuato. Ein Kuriosum: Die Kathedrale von Oaxaca besteht komplett aus Klinoptilolith-Mordenit-Tuffsteinen.
  • Kuba verfügt über mehr als 50 Einzellagerstätten von Klinoptilolith, darunter Castilla, Tasajeras, Las Pulgas und Caimanes in der westlichen Region.

Australien und Neuseeland

  • In Australien liegt eine riesige 300 mio Jahre alte Klinoptilolith-Lagerstätte, welche von Escott abgebaut wird, im Werris Creek im nördlichen New South Wales.
  • Neuseelands wichtigste Chabasit-Klinoptilolith-Vorkommen befinden sich in der Waitemata-Group in der Provinz Auckland.

Asien

  • China gehört zu den weltweit größten Anwendern natürlicher Zeolithe. Seit im Jahr 1972 die erste Zeolith-Lagerstätte in industriellem Maßstab im Landkreis Jin-Yun in der Provinz Zhejiang entdeckt wurde, hat man mehr als 100 weitere Lagerstätten in 21 Provinzen gefunden. Die drei größten sind das Klinoptilolith-Vorkommen von Dushijou im Landkreis Chi-Cheng in Hebei mit 400 mio t Reserven; die o.a. Klinoptilolith-Mordenit-Lagerstätte Jin-Yun in Zhejiang mit mehr als 100 mio t und der Landkreis Hai-Ling in der Provinz Heilongjiang, ebenfalls mit mehr als 100 mio t Vorräten. In China werden zeolithische Materialien seit langem wesentlich als Zementzuschlag sowie als Bausteine verwendet. Aktuell liegt der jährliche Zeolith-Verbrauch in Chinas Bauindustrie bei über 30 mio t.
  • Die Zeolith-Tuff-Lagerstätte Aydag (NW der Sadt Taouz) in Azerbaijan, nahe der Baku-Tbilisi-Autobahn, verfügt über 25,8 mio t Reserven, wovon über die Hälfte hochqualitativer Klinoptilolith sind.
Zeolith-Tuffe
Zeolith-Tuffe

Phillipsit-Chabasit-Faujasit-reiche Tuffe bei Al Qaryatayn, Al Mafraq, Nordarabisches Basaltplateau, Jordanien; überlagert mit Tuffbrekzien

Archiv: Peter Seroka (Collector)
  • In Jordanien gibt es mehrere Phillipsit-, Chabasit- und Faujasit-Lagerstätten in den Tuffen des nordarabischen Basaltplateaus bei Al Qaryatayn (Al Aritayn, 30 km NE von Azraq), Al Mafraq (im Gebiet des Jebal Al Qaryatayn), desweiteren bei Tlul Al-shahba (20 km E von Al safawi), Tal-Rimah (35 km NE von Al Mafraq) und andere kleinere Lagerstätte in Südjordanien (Tell Burma, Tell Juhaira und Wadi El-Hisa) und in Zentral-Jordanien (Makawer, Al-Zara, Wadi Heidan and Wadi Al-Walah).
  • Die Islamische Republik Iran verfügt über zahlreiche potentielle Lagerstätten, darunter die wichtigste Eshloghchai in der Region Miyaneh in Ost-Aserbeidschan (Klinoptilolith-Tuffe); desweiteren zeolithreiche Tuffe im zentralen Teil des Elbrus (Alborz)-Gebirges sowie im magmatischen Uramieh-Dokhtar-Gürtel NW-SW von Yazd in Zentral-Iran.
  • Japan verfügt über mehr als 100 sedimentäre Klinoptilolith-Mordenit-Lagerstätten, wovon jedoch nur etwa 10 abgebaut werden. Klinoptilolith wird in der Grube Haya, Yamagata Ken, Honshu von Izeaklite Co. und bei Akita, Honshu, von Sun Zeolite abgebaut.
  • In Indonesien wurden 47 Zeolith-Lagerstätten identifiziert, die wichtigsten davon in Sumatra, Nusa Tenggara, Maluku und West Java (im Gebiet Bogor; in Guning Kidul bei Yogyakarta; in Cikembar, Sakabumi, West-Java, abgebaut von Nusagri).
  • Nord-Korea hat reiche Klinoptilolith-Mordenit-Lagerstätten bei den Dörfern Han Zin und Pho Ha in der Kilch-Mjong Chong-Provinz.
  • In Süd-Korea werden Zeolithe im Gebiet von Guryongpo (Kuryong Grube, Kuryong) sowie in der Grube Dalsin (Tonghai), beide in der Kyongsangbuk-Provinz, abgebaut.
  • Eine der größten Lagerstätten der Philippinen ist die Aksitero-Formation nahe der Stadt Mangatarem in der Provinz Pangasinan, Ilocos auf Luzon.

Afrika

  • Südafrika hat Zeolith-Lagerstätten in Heidelberg-Riversdale (Cape Province) und in Hluhluwe (KwaZulu-Natal), in letzterer paragenetisch mit Perlit; die Lagerstätte wird von der Prately Perlite Mining Company abgebaut.
  • In Äthiopien wurden kürzlich Mordenit-Klinoptilolith-Lagerstätten mit mehreren mio t Reserven in Rift Valley-Sedimenten nahe Nazret und bei Boru entdeckt.


Wirtschaftlich wichtigste Zeolithe

Klinoptilolith

Die Mineralien der Klinoptilolith-Serie sind bei weitem die gewöhnlichsten aller Zeolithe. Klinoptilolithe wurden diagenetisch in niedrigtemperierten Umgebungen als Resultat der Verwitterung vulkanischer Gesteine und Gesteinsfragmente gebildet. Klinoptilolith ist zudem das häufigste Zeolithmineral, welches in zeolithhaltigen Böden und in oberflächennahen Lagerstätten vorkommt (USA, Osteuropa, im Libanon und Japan). Reiche Vorkommen liegen in kalkigen Böden, welche sich auf aus Tuff gebildeten Sedimenten entwickelten (Texas, Rumänien, Ungarn, Libanon, Indien und Japan).

Klinoptilolith in Form feinstkörniger Kristalle in massiven Schichten wird weltweit dort abgebaut, wo große Materialmengen benötigt werden. Zu den wichtigsten Vorkommen gehören Lagerstätten in Bulgarien, Ungarn, Kuba, Mexiko, Russland, Italien, Jordanien und den USA.

Mordenit

Sedimentäre Mordenitlagerstätten gibt es in mehreren Ländern, besonders in Bulgarien, Ungarn, Japan und den USA. Im Jahr 2006 wurden ca. 150.000 t abgebaut.

Phillipsit

Bedeutende Lagerstätten von sedimentärem Phillipsit gibt es in verschiedenen Ländern, besonders in den USA, Bulgarien, Ungarn, Italien und Jordanien. Einige dieser Lagerstätten werden abgebaut.

Chabasit

Industriell nutzbare, sedimentäre Chabasit-Lagerstätten gibt es nur wenige auf der Welt; darunter in Bulgarien, Ungarn, Italien, Jordanien und USA. Eine der wichtigsten davon ist Bowie in Arizona, welche von der Bergbaugesellschaft Zeox im offenen Tagebau abgebaut wird und welche über mehr als 2 mio t Reserven des weltweit höchstqualitativen Chabasit-Na verfügt.

Erionit

Erionit ist das einzige Zeolith, welches in der Erdöl verarbeitenden Industrie verwendet wird. Das Unternehmen Mobil Oil Co. hat den Selectoforming-Prozess entwickelt, um niedrig-oktanige normale Alkane durch selektives Hydrocracking mittels Erionit, welcher ca. 10 % Platin enthält, zu entfernen. (Chen et al., 1968, 1969)

Analcim

Wegen seiner kompakten Struktur und des konsequent starken Widerstandes gegen Diffusion von Molekülen oder Kationen, ist Analcim kein geeignetes mikroporöses Material. Dessen ungeachtet werden analcimhaltige Tuffe als Baumaterial verwendet. Die Verwendung dieser analcimhaltigen Tuffe als quasi-Ziegelstein oder als pozzolanischer Zuschlagstoff für Zement und Beton ist gängige Praxis in Bulgarien, aber auch bekannt in Georgien.



Zeolithbergbau bei Manisa-Gördes in der Türkei
Zeolithbergbau bei Manisa-Gördes in der Türkei

Zeolith-Silos der Produktionsstätte der Firma ROTA Madencilik Hay; einem der weltgrößten Zeolithproduzenten

Rota
Zeolithbergbau bei Manisa-Gördes in der Türkei
Zeolithbergbau bei Manisa-Gördes in der Türkei

Offener Klinoptilolit-Tagebau

Rota

Zeolithbergbau


Der Abbau und der Vertrieb von natürlichen Zeolithen verlief in den letzten 30 Jahren mehr oder weniger langsam. Mitte der 1970er Jahre lag die weltweite Produktion bei nur einigen hundert Tonnen pro Jahr. Mitte der 1980er Jahre überschritt die Produktion die 10.000 t-Grenze. Durch eine neue Anwendung als Tierstreu konnte die Fördermenge bis 1993 auf 46.100 t erhöht werden. Es wird geschätzt, dass die zukünftig verkauften Mengen im Bereich von 35-45.000 t p.a. liegen werden. Das wichtigste Wachstumssegment wird auch in Zukuft der Waschmittelmarkt im asiatisch-pazifischen Raum sein. Die aktuelle jährliche Produktion von natürlichen Zeolithen liegt bei ca. 4 mio t. Davon werden etwa 2,6 mio t nach China exportiert, wo sie in der Bauindustrie verwendet werden.

Die weltweit führenden Zeolith-Bergbauunternehmen, -Aufbereiter und -Vermarkter sind in den USA, Kanada, Australien, in der Türkei und zunehmend in der Slowakischen Republik (gemessen am Produktionsvolumen). Der Abbau der meist oberflächennahen Zeolithlagerstätten geschieht im Tagebau.



Literatur

  • Ataman, G., Beseme, P. (1972) Découverte de l'analcime sédimentaire en Anatolie du nord-ouest (Turquie): minéralogie, genèse, paragènese. Chem. Geol. 9, 203-225.
  • Ataman, G., Gündogdu, N. (1982) Analcimic zones in the Tertiary of Anatolia and their geologic positions. Sediment. Geol. 31, 89-99.
  • Bish, D.L., Ming, D.W. (eds.), 2001; Natural Zeolites: Mineralogy, Occurrence, Properties, Applications, Reviews in Mineralogy & Geochemistry, Mineralogical Society of America, Vol. 45, Washington, D.C., 551-587.
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  • Stamatakis, M. G., Hall, A.; Hein, J.R.; The zeolite deposits of Greece; Mineralium Deposita, Vol:31,6, 473-481
  • Temel, A., Gundogdu, M.N. (1996): Zeolite Occurrences and the Erionite-mesothelioma Relationship in Cappadocia, Central Anatolia, Turkey; Mineralium Deposita, Volume 31, pages 539-547.

(1) Nach Iijima, A., 1980 (s.o.)


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Zeolithe

Weltweit bekannteste Vorkommen von Zeolithen

EUROPA

Bulgarien

  • Rhodopen
  • Sredna Gora

Dänemark

  • Faröer Inseln
  • Grönland

Deutschland

  • St. Andreasberg, Harz
  • Thüringer Wald
  • Vogelsberg
  • Maroldsweisach
  • Kaiserstuhl
  • Hohentwiel
  • Eifel
  • Hammerunterwiesenthal, Erzgebirge

Frankreich

  • Mont Semiol-Auvergne

Großbritannien

  • Strontian

Irland

  • Antrim

Island

  • Berufjord

Italien

  • Seiser Alm
  • Fassatal
  • Montecchio Maggiore
  • Casal Brunori und Vallerano
  • San Venanzo
  • Montesomma
  • Sardinien

Norwegen

  • Kongsberg

Türkei

  • Manisa-Anatolien

Ungarn

  • Balaton-See
  • Nadap

EURASIEN

Russland

  • Cernaya-Angara
  • Chibiny-Gebirge
  • Ural
  • Steinige Tunguska
  • Visnevye-Gebirge

AFRIKA

Südafrika

  • Phalaborwa

Zimbabwe

  • Bikita

ASIEN

Indien

  • Dekkan-Traps
  • Mumbai, Nasik, Pune, Ahmadnagar

Japan

  • Insel Oki-Shimane
  • Insel Iki-Nagasaki
  • Kanagawa-Ken, Honshu
  • Mazé-Niigata

NORD - UND SÜDAMERIKA

Brasilien

  • Das Antas-Tunnel

Canada

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Mineralienportrait/Zeolithe [ Vorherige: Yugawaralith | Nächste: Natürliche Zeolithe ]

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Zeolithe

Weltweit berühmteste Vorkommen gut ausgebildeter Zeolithe

Faröer-Inseln - Porkerisnes
Faröer-Inseln - Porkerisnes

Basaltsäulen bei Porkeri auf der Insel Sudoroy

Erik Christensen


Seiser Alm
Seiser Alm

Im Hintergrund Langkofel und Plattkofel

geomueller
Seiser Alm
Seiser Alm

Blick auf den Schlern

geomueller

Italien - Seiser Alm und Fassatal in den Dolomiten

Die Dolomiten werden im Westen durch das Eisacktal bzw. südlich von Bozen durch das Etschtal begrenzt. Nach Norden grenzen sie an das Pustertal, mit der Rienz, die bei Brixen ins Eisacktal mündet. Westlich von Bruneck im Pustertal liegt der Eingang zum Val Badia (Gadertal), das nach Süden bis zum Sellastock führt. Über das Grödner Joch im Norden der Sella ist es mit dem Val Gardena (Grödner Tal) verbunden, das nach Westen zum Eisacktal führt. Südlich des Grödnertals befinden sich das Gebiet der Seiser Alm und die Massive des Schlern-Rosengarten Naturparks. Der Übergang von der Seiser Alm ins Fassatal erfolgt am Duronpass. Von hier verläuft das Tal bis zur Ortschaft Campitello im Fassatal.

Vom Pordoijoch südlich der Sella führt das Fodom nach Osten, das Fassatal hingegen nach Südwesten. Während das Fassatal durch den Oberlauf des Avisio gebildet wird, durchfließt dessen Unterlauf das Fleimstal bis zum Etschtal bei Trento.

Val di Fassa
Val di Fassa

Gesehen vom Sass Pordoi (Pordoispitze), links Carnazai . Fotograf Snowdog

Public Domain
Val di Fassa
Val di Fassa

Fassatal; rechterhand der Col Rodella; im Hintergrund Marmolada; Fotograf: Godromil

Public Domain
Grödnerjoch mit dem Sellastock
Grödnerjoch mit dem Sellastock

Fotograf: Rüdiger Kratz

Unbekannter Autor

Charakteristisch für die Dolomiten sind sanfte gewellte Erhebungen mit beeindruckend aufragenden steilen Riffen aus Kalkstein und Dolomiten. Die Riffe ragen zum Teil bis in eine Höhe von etwa 3.000 bis 3.200 m.

Zwischen spätem Perm und frühem Trias, vor etwa 230 Mio Jahren begannen die Dolomiten um fast 1.000 m abzusinken (Subsidenz). Im Gegensatz zum Absinken bildeten sich die Riffe des Schlern und der Marmolada in die Höhe, aber es entstanden auch relativ flache Beckensedimente - die Buchensteiner Schichten. In den folgenden 2 Mio Jahren (bis etwa vor 228 Mio Jahren) wurde die Geologie durch starke vulkanische Aktivitäten mit teilweise explosivem Vulkanismus (pyroklastische Aschen) mit mächtigen Eruptionen und Bildung von Laven und Tuffen geprägt (die intensiv grün gefärbten Tuffe und vulkanische Aschen werden pietra verde/Grünsteine genannt). Es bildeten sich vulkanische Zentren sowie viele magmatische Gänge am Costabelle, Latemar und Marmolada. Die Laven ergossen sich über die Dolomit- und Kalkplattformen und deren Abhänge, füllten im Laufe der Zeit die durch das Absinken entstandenen Meeresbecken bis zu einer Teufe von 1.000 m und sie bilden als Pillow- (Kissen)-Laven oft das Grundgestein der weiten Almen in den Dolomiten und sind teilweise auch verantwortlich für die wilde Zerklüftung mancher Massive. Da die erkaltete Lava wesentlich weicher ist als das umgebende Kalkgestein, sind diese Gebiete stärker verwittert und weniger hoch. Nach dem Abklingen des Vulkanismus setzte erneute Riffbildung ein. Sichtbare Zeugen dieser vulkanischen Aktivitäten sind das Fassatal, Schlern und Seiser Alm, M. Agnello, der Latemar und der Sellastock. An teilweise bis zu 200 m tiefen, doch nur wenige Meter breiten Einschnitte im Hauptkamm treten an deren Grund dunkle und kissenartig abgerundete vulkanische Gesteine zutage.

Südlich des Grödnertals befinden sich das Gebiet der Seiser Alm und der Naturpark Schlern-Rosengarten. Das zentrale Hochplateau der Seiser Alm besteht größtenteils aus Sedimentgesteinen der Cassianer und Wengener Schichten. Unter diesem liegt schichtkonkordant eine Gesteinsformation basaltischer Laven und Tuffe, die insbesondere den Randbereich ringförmig umklammert. Dieser basaltische Gesteinswall wird im SW vom überwiegend dolomitischen Schlernmassiv unterbrochen, auf dessen Gipfelregion sich diese basaltischen Gesteine fortsetzen.

Im Osten der Seiser Alm liegt die Molingnon Hütte. Oberhalb der Hütte ist eine etwa 100 m hohe, breite Kuppe exponiert, die durch bis 400 Meter mächtige Pillow-Laven der Wengen-Schichten gebildet werden. An der Basis des Aufschlusses liegen megabrekziöse fossilreiche Riffkalkblöcke, sogenannte Cipitboulders. Die Blöcke sind helle, harte, gelb-grau verwitternde Riffkalke, dunkle Blöcke sind vulkanische Bomben. Die Matrix wird dolomitisiert von Kalkschlamm und vulkanischen Aschen.

Zeolithe
Im Gebiet der Seiser Alm wurden neben bis mehrere Zentimeter großen Analcimen auch prächtige Stufen langnadeliger Natrolithe sowie schöner Stilbit, Klinoptilolith und Heulandit gefunden. Seltener, aber meist nur sehr klein (mit Ausnahmen), fand man Dachiardit-Na, Laumontit, Mesolith, Skolezit und Thomsonit-Ca. Weitere klassische Zeolithvorkommen auf der Seiser Alm sind das Pufler Loch (Pufelser Loch; Buffelberg, Forra di Bulla) bei Ortisei (St. Ulrich), wo sich die Mineralien in triassischen Vulkaniten befinden. Von hier stammen u.a. hervorragende Stilbite. Desweiteren die Lafreider Hölle (Buco dell'Inferno) sowie der Frommbach (Rio Fromm, Frombach; Frommer Lahn) bei Castelrotto.

Aus dem Fassatal, einem Paradies für Mineraliensammler und Geologen, sind gut ausgebildete Zeolithe von der Buffaure-Gruppe (Val Gimella), aus dem Val Duron (La Palazzia) und von der Alpe Ciamol bei Fontanazzo bekannt. Die bestkristallisierten Mineralien sind Analcim, Chabasit, Heulandit-Ca, Mesolith, Mordenit, Gismondin, Natrolith, Skolezit und Stilbit. Das Val Duron ist Typlokalität für Dachiardit-Na, welcher hier in schönen roten, bis cm-großen radialstrahligen Kristallaggregaten vorkommt.

Aus dem Val Gardena (Grödner Tal) und dem Sella-Gebiet (u.a. Piz Sella) stammen Analcim, Chabasit, Klinoptilolith, Dachiardit-Na, Heulandit, Laumontit, Mesolith, Natrolith, Skolezit, Stilbit und Thomsonit-Ca.


Analcim
Analcim

Seiser Alm, Südtirol, Italien, Größe: 12,8 cm

Matteo Chinellato
Klinoptilolith
Klinoptilolith

Seiser Alm, Südtirol, Italien, Größe: 4,3 x 2,2 cm

Rob Lavinsky
Thomsonit-Ca
Thomsonit-Ca

Pufler Loch, Seiser Alm, Südtirol, Italien, Größe: 8x6 cm

Rob Lavinsky
Heulandit
Heulandit

Drio le Pale, Val di Fassa. 6x5,7 cm

Rob Lavinsky
Analcim
Analcim

Alpe Ciamol, Fontanazzo, Val di Fassa. Gut ausgebildete Kristalle bis 15 mm

Fernando Metelli
Natrolith
Natrolith

Piz Sella. 6x4x6 cm

Rob Lavinsky

Literatur

  • Alberti,A., 1975; Sodium-rich dachiardite from Alpe di Siusi, Italy. Contr. Min. Petr., 49, S.63-66. (Typ-Publ.)
  • Aspmair, C., 1995; Die Pachycardientuffe. Der Stoansucher. Jg.9, H.1, S.40-47
  • Braccio, A., 1968; I minerali della Valle di Fassa dove si trovano e come si presentano. Museo Civico di Storia Naturale, Milano,
  • Campi,M. & Caucia,F. (2008). Studio comparativo tra la pectolite della Val di Fassa e il 'Larimar' di Santo Domingo. MICRO Periodico dell'AMI, 1, (3) notizie mineralogiche, S.89-106
  • Dallinger, R., 1995; Die Mineralien aus den Vulkaniten der Seiser Alm. Der Stoansucher. Jg.9, H.1, S.11-21.
  • De Michele, V., 1974; Guida mineralogica d'Italia. Istituto Geografico De Agostini, Novara, 2 vo
  • Demartin,F, & Stolcis,T. (1979). Nuovo giacimento di dachiardite in Valle di Fassa. Rivista Miner. Ital., Nr.4, S.93-95.
  • Exel, R. (1987): Guida mineralogica del Trentino e del Sudtirolo. Athesia, Bolzano, 204 pp
  • Ferrari, D. (1995). Mineralien aus den Basalten des Fassatals. Stoansucher, H.1, 9.Jg., S.28-31.
  • Kaufmann, A., Die Mineralien der Seiseralm und des Schlerngebietes
  • Leyerzapf,H., 1963; Die Seiser-Alm und Fassatal in Süd-Tirol. Aufschluss :14, 6/7, 175.
  • Maiello,F. & Avanzini,M. (2003). Una grande vena mineralizzata a calcite nei basalti triassici della Valle di Fassa (Eine große zu Calcit mineralisierte Ader in triassischen Basalten vom Fassatal). Rivista Miner. Ital., Nr.1, S.40-43.
  • Martens,A., 1958; Minerale in Südtirol - Insbesondere auf der Seiser Alm - einst und jetzt. Aufschluss: 9, 5, 113-16.
  • Perathoner,A. , 1960; Mineralien der Dolomiten. Aufschluss :11, 4, 79-81.


Strontian - Bergbau
Strontian - Bergbau

Der aktuelle Tagebau in Strontian, Argyllshire, Schottland. Photo vom Autorenteam D. McCallum-DI Green und B. Jackson.

Minerals of Scotland

England - Strontian in Schottland

Strontian ist die wichtigste Gemeinde in Sunart, einem Gebiet im westlichen Lochaber in den schottischen Highlands. Der Ort liegt nahe dem Ausgang des Great Glen (großes Tal) und die Mündung des Loch Sunart ist gegenüber der Isle of Mull. Strontian wurde 1722 als Bergwerksort gegründet. Bis 1902 wurde in der Gegend um Strontian Galenit und Sphalerit abgebaut und daraus Silber, Blei und Zink gewonnen. Höhepunkt der Bergwerkstätigkeit war um das Jahr 1730; zu dieser Zeit arbeiteten 600 Menschen im Revier. Seit den 1980er Jahren wurde in der Lagerstätte Baryt abgebaut. Das Wort Strontian entstammt der gälischen Sprache (Sròn an t-Sìtheinn) und bedeutet "Nase der Elfen".

Ende des 18. Jh. entdeckte Thomas Charles Hope an den Hängen des nur wenige Kilometer vom Ort entfernten 847 m hohen Berges Beinn Resipol das Mineral Strontianit, in welchem der schottische Gelehrten Adair Crawford ein bis dato unbekanntes Element vermutete. Es dauerte jedoch bis 1807, bis Humphry Davy Strontium aus dem Mineral ein neues chemisches Element isolierte, welches nach dem Ort Strontian "Strontium" benannt wurde.


Die Barytlagerstätten wurden berühmt für die weltbesten Kristalle des dort erstmalig gefundenen strontiumhaltigen Zeoliths Brewsterit* (Typlokalität), welches nach Sir David Brewster, einem schottischen Physiker benannt wurde. Von außergewöhnlicher Schönheit sind auch hervorragende porzellanweiße Harmotomkristalle in beachtlicher Größe. Ein weiteres vorkommendes Mitglied der Zeolithfamilie ist Heulandit-Sr. Die wichtigsten, im offenen Tagebau abgebauten Baryt-Pb-Ag-Zn-Gruben, in welchen Brewsterit und Harmotom vorkamen, sind die Bellsgrove und die Whitesmith Mine. Die Mineralbildung steht im Zusammenhang mit der benachbarten devonischen Strontian Granit-Intrusion, eine von mehreren innerhalb einer Intrusionsserie, welche als "Neue Granite" bezeichnet werden.

  • Nach IMA-Neudefinition 1996 Brewsterit-Sr und Brewsterit-Ba.
Brewsterit
Brewsterit

Strontian, Argyllshire, Schottland. 3,2 x 3,1 cm

Rob Lavinsky
Harmotom
Harmotom

Strontian, Argyllshire, Schottland;
Zyklische Zwillinge 4 x 3,5 cm cm.

Dan Weinrich

Literatur

  • Gillen,C. 2003; Geology and landscapes of Scotland. Terra Publishing, Harpenden
  • Keay, J., Keay, J., 1994; Collins Encyclopaedia of Scotland. Harper & Collins, London
  • McKirdy, A. G,, Crofts, J. & R., 2007; Land of Mountain and Flood: The Geology and Landforms of Scotland. Birlinn, Edinburgh
  • Tindle, A.G., 2008; Minerals of Britain and Ireland
  • http://www.curriehj.freeserve.co.uk/strontia.htm


Irland - County Antrim - Islandmagee
Irland - County Antrim - Islandmagee

Blick auf die Insel Islandmagee im nordirischen County Antrim; ein der fuer diese Region bestes Zeolithvorkommen

Public Domain
Giants Causeway - County Antrim, Nordirland
Giants Causeway - County Antrim, Nordirland

Sebastian Henckel

Irland - County Antrim

Während des Paläozoikums, vor etwa 600 mio Jahren, lag Irland irgendwo in der südlichen Hemisphäre. Vor 510 mio Jahren formte sich durch Erdkrustenbewegung Landmasse und der Teil der Kruste, welcher Irland wurde, bewegte sich nach Norden bis zur heutigen Lage. Im Laufe des Paläozoikums wurden Teile der Landmasse erodiert und die abgetragene Masse vom Meer bedeckt; in den folgenden Jahrmillionen bildeten sich Kalk- und Kohlekalksteine, welche das heutige Irland bedecken. Durch weitere Krustenbewegungen wurde die Kalksteindecke nach oben verschoben. Im Zeitraum von vor 290 bis zum Jura vor 190 mio Jahren lag Irland wiederum zu großem Teil unter dem Meer; es entstanden Salzlagerstätten und die Tone und Schiefer, welche unterhalb der Basalte und der Kreide der Region Antrim in Nordirland liegen. Während der Kreidezeit lagerten sich im überfluteten Irland die im Wasser lebenden Kreaturen unter Bildung von Kreide ab. Der größte Teil der Kreide verschwand in Irland in den folgenden Jahrtausenden, ist jedoch noch im County Antrim vorhanden, wo diese Kreide zwischen Paläozän und Eozän, vor 56 bis 62 mio Jahren, von Lava bedeckt wurde.

Es entstand ein riesiger See geschmolzenen Basalts bis zu 100 m Mächtigkeit, welcher das Gebiet des heutigen nördlichen Antrim bildete.

Die Basalte finden sich oft in alten Vulkankegeln oder als Lava-Plateaus. Die Vulkankegel bildeten sich über Schloten oder Röhren, welche bis in die Erdkruste reichen. Plateaus, so wie das Antrim-Plateau, bildeten sich über enorm großen Rissen in der Erdkruste. Diese Risse oder Fissuren brachen auf, als sich die nordamerikanische Platte vor ca. 60 mio Jahren von der eurasischen Platte fortbewegte und sich der Atlantik zu öffnen begann. Einige Basalte, besonders an den Eruptions-Austrittsöffnungen, sind sehr blasenreiche, sogenannte amygdaloide Basalte. Diese kleinen Blasen sind manchmal mit Zeolithen gefüllt. Die tholeitischen Basaltsäulen des Naturwunders Giants Causeway entstanden durch langsame (wahrscheinlich unterseeische) Abkühlung der Lava.


Zeolithe
Bedingt durch die relativ kleine Größe der Blasen im Basalt (Amygdalen) sind die eingeschlossenen Kristalle eher winzig bis mikroskopisch klein. Dessen ungeachtet gibt es neben einer Vielzahl unterschiedlichster Silikate eine Vielzahl von Zeolithen, darunter einige, deren Typlokalität der County Antrim ist, wie Garronit (TL) und Gobbinsit (TL). Bis heute wurden Analcim, Chabasit-Ca, Cowlesit, Erionit, Gismondin, Gmelinit, Gonnardit, Heulandit, Levyn-Ca, Mordenit, Natrolith, Paulingit-K, Paulingit-Ca, Phillipsit, Skolezit, Stilbit und Thomsonit-Ca gefunden.

Cowlesit
Cowlesit

Bildbreite: 6 mm; Fundort: Ballyclare, Co. Antrim, Irland

Joachim Esche
Gobbinsit als Hohlraumfüllung
Gobbinsit als Hohlraumfüllung

Fundort: Magee Island, Co. Antrim, Nord-Irland; Größe: Bildausschnitt ca. 8 x 6,5 mm

Torben
Analcim
Analcim

Magheramorne Quarry, Larne, County Antrim, Nordirland. 8,3 x 7,2 cm

Rob Lavinsky

Literatur

  • Cormac Hamill; 2002; The Geology of Co Antrim; Reproduced with kind permission of the Cave Hill Conservation Campaign
  • Emelius , C.H., Preston, J., 1969; Field Excursion Guide to the Tertitary Volcanic Rocks of Ireland; Belfast
  • Foster, J.W., (Hrsg.), 1997; Nature in Ireland. A Scientific and Cultural History; in: Regional Geology of Northern Ireland (1972) by HE Wilson.
  • Tindle, A.G., 2008; Minerals of Britain and Ireland


Faröer - Inseln
Faröer - Inseln

Vidaroy auf Vidoy

Erik Christensen

Die Faröer-Inseln im Atlantik

Die Faröer-Inseln sind eine im Mittelalter entdeckte und besiedelte Inselgruppe auf 62° nördlicher Breite und 7° westlicher Länge im Nordatlantik zwischen Schottland (mit den Hebriden im Süden, den Shetland-Inseln und den Orkney im Südosten), Norwegen im Osten und Island im Nordwesten. Weiter nördlich befindet sich die norwegische Insel Jan Mayen im Polarmeer. Die Bewohner der Inseln heißen Faringer; sie sehen sich als Nachfahren der Wikinger und als eigenständiges Volk, nicht als Dänen.

Der Archipel mit seinen 18 Inseln, 11 Holmen und 750 Schären (zusammen 779 Inseln, Holme und Schären) bildet eine Fläche von 1395,74 km². Die zerklüftete und oft senkrecht aus dem Meer ragende Küstenlinie erstreckt sich über 1.289 Kilometer. Die durchschnittliche Höhe beträgt 300 Meter über dem Meer. Kein Punkt auf den Färöern ist mehr als 5 Kilometer vom Meer entfernt. Fast alle Orte der Färöer liegen an geschützten natürlichen Häfen, in Fjorden und Buchten.

Die zerklüftetsten Landschaften und meisten der höchsten Berge finden sich auf den sechs Nordinseln im Nordosten. Das sind: Kalsoy, Kunoy, Borðoy, Viðoy, Svínoy und Fugloy ganz im Osten der Faröer. Die Nordinseln-Metropole Klaksvík auf Borðoy ist die zweitgrößte Stadt und wichtigster Standort der Fischindustrie. Viðareiði auf Viðoy ist der nördlichste Ort des Landes mitten in einer einzigartigen Landschaft. Westlich der Nordinseln schließt sich Eysturoy als zweitgrößte Insel des Archipels an. Mit Streymoy zusammen bildet sie das Zentrum der Färöer. Das Ballungsgebiet um Runavík ist dort die größte urbane Siedlung, gefolgt von Fuglafjørður. Für ihre landschaftlichen Reize bekannt sind die beiden nördlichen Orte Eiði und Gjógv. Die größte Insel Streymoy ist zugleich die bevölkerungsreichste mit der Hauptstadt Tórshavn als administrativem und kulturellem Zentrum und dem wichtigsten Seehafen des Landes. Die Stadt Vestmanna an der Westküste der Insel ist bekannt für die imposanten Vogelfelsen (Vestmannabjørgini) weiter nördlich. Saksun und Tjørnuvík im Norden sind ebensolche Anziehungspunkte wie Kirkjubøur im Süden. Zur Region der Hauptinsel zählen die vorgelagerten Inseln Nólsoy im Osten, und Hestur und Koltur im Westen.

Die Faröer sind vulkanischen Ursprungs und sind vor ca. 60 Millionen zwischen Paläozän und Eozän im Tertiär entstanden. Die Inseln bestehen aus Basalt, der sich in charakteristischen Stufen mit weicheren Tuffschichten abwechselt. Zwischen der Entstehung der unteren und der mittleren Basaltschicht gab es eine lange Pause, in der sich eine reiche Vegetation ansiedelte. Erneute vulkanische Tätigkeit vernichtete diese Flora. Bei Hvalba gibt es Steinkohlevorkommen, die von den ehemaligen Wäldern stammen.

Zeolithe
Auf einigen der Faröer Inseln wurden in der Vergangenheit prächtige Stufen gut ausgebildeter Zeolithe gefunden; die bekanntesten Vorkommen waren meist nur temporär betriebene Steinbrüche sowie Aufschlüsse bei Straßen- und Hafenarbeiten.

Zu den bekanntesten Fundstellen gehört die Insel Streymoy, wo in den 1990er Jahren bei der Erweiterung des Fährhafens in Gamlaraett Chabasite bis 4 cm gefunden wurden. Ca. 2 km NW von Nesvik gab es einen Steinbruch mit großen Levynen. Bei Haldarsvik wurde ein Steinbruch zur Gewinnung von Baumaterial für Hafenkonstruktionen abgebaut; hier war eines der besten Färöer-Mesolithvorkommen. An Der Straße S von Haldarsvik wurden schöne Stilbit- und Apophyllitstufen geborgen.

Während der Konstruktionsarbeiten des 4,9 km langen Unterwasser-Straßentunnels (Vagatunnilin) zwischen den Inseln Vagar und Streymoy (2000–2002) wurden mehrere Zeolitharten gefunden. Bei Futaklettur, Vagar wurde an einem Straßenaufschluss eine 1 m hohe und 50 cm breite Druse entdeckt, welche mit Laumontit und tafeligem Stilbit ausgekleidet war. Ebenfalls von Vagar stammen hervorragende Mesolithe.

Die Insel Eysturoy ist berühmt für schöne Stilbite, Skolezite und Heulandit. Bei Ljosa entdeckte man exzellente Analcim-Kristalle bis 3 cm. Von der Insel Nolsoy kamen ausgezeichnete Stilbite. Von der Insel Bordoy, nahe Nordoyri, wurden bei Straßenbauarbeiten südlich von Klaksvik Heulandite, Thomsonite und Stilbite gefunden.


Faröer - Inseln
Faröer - Inseln

Eysturoy

Erik Christensen
Faröer - Inseln
Faröer - Inseln

Saksun, Streymoy

Erik Christensen
Faröer - Inseln
Faröer - Inseln

Beinisvord, Sudoroy

Erik Christensen
Faröer - Inseln
Faröer - Inseln

Saksun, Streymoy

Erik Christensen
Faröer - Inseln
Faröer - Inseln

Berg Nestinda (788 m), Insel Kalso

Erik Christensen
Faröer - Inseln
Faröer - Inseln

Berge auf Streymoy

Erik Christensen
Analcim und Mesolith
Analcim und Mesolith

Faröer Inseln

Peter Haas
Mesolith
Mesolith

Qvivig, Faröer Inseln;
Aus der Sammlung des BMNH; Ca. 3 cm

Rock Currier
Heulandit
Heulandit

Faröer Inseln;
Aus der Sammlung des Museum der Academy of Sciences, Philadelphia; Ca. 10 cm

Rob Lavinsky
Chabasit
Chabasit

Gamlarett, Streymoy, Faröer Inseln; 14 x 11 cm

Martins da Pedra
Stilbit
Stilbit

Nelsoy, Faröer Inseln;
Aus der Sammlung des BMNH; Ca. 10 cm

Rock Currier

Literatur

  • Anonymous (?) (1780): Underdanigst Beretning om det Arbeide og de Iagttagelser som blev gjorde under min Nærværelse paa Færøerne i Aarene 1778 og 1779, S.1-90.
  • Anonymous (?) (1908): Ausstellung: Minerale von den Faröern, Tschermak's Mineral. Petrogr. Mitt., 27, 253-264
  • Betz, V. (1981): Famous mineral localities: Zeolites from Iceland and the Faeroes. Mineralogical Record 12 (1), 5-26.
  • Burvald, I. (2003): Mineralforekomster på Færøyene. Norsk Bergverksmuseums Skrift 25, 29-34
  • Currie, James (1906): The mineralogy of the Færöes, arranged topographically, Transact. Edinburgh Geol. Soc., 9(1), 3-68
  • Görgey, R. (1910): Ein Beitrag zur topographischen Mineralogie der Färöer. Auf Grund einer mit F. Cornu unternommenen Reise, Neues Jahrb. Mineral., etc., Beil., 29, 269-315, pl. VII-IX
  • Gottardi, G. 1989: The genesis of zeolites. European Journal of Mineralogy 1, 479–487.
  • Hald, N. & Waagstein, R. 1991: The dykes and sills of the early Tertiary Faroe Islands basalt plateau. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences 82, 373–388.
  • Jørgensen, O. 1984: Zeolite zones in the basaltic lavas of the Faroe Islands. Annales Societatis Scientiarum Faroensis. Supplementum 9, 71–91.
  • Jørgensen, O. 1997: Zeolites and other secondary minerals in cavities and veins, Lopra-1/1A well, Faroe Islands, 1996, 8 pp. + plates. Unpublished Report. Technical studies prepared for Dansk Olie og Gasproduktion A/S 1997 (in archives of the Geological Survey of Denmark and Greenland, GEUS Report file 26129).
  • Jørgensen, O. (2006) The regional distribution of zeolites in the basalts of the Faroe Islands and the significance of zeolites as palaeo-temperature indicators, GEUS Geological Survey of Denmark and Greenland Bulletin, 9, 123-156. (http://www.geus.dk/)
  • Noe-Nygaard, Arne (1940): Færøernes tilblivelse og natur, Ledetraad ved Folkelig Universitetsundervisning, nr. 92
  • Nairn, A. E. M., Stehli, F. G., (eds.); 1974: The Ocean Basins and Margins, Vol.2, The North Atlantic. Plenum Press, New York, London, S.409-14.
  • Noe-Nygaard, Arne (1981): Færøerne, en geologisk trædesten i Nordatlanten, Danmarks Geologiske Undersøgelse, I. Række, 1980, 19-23
  • Rasmussen, J. & Noe-Nygaard, A. 1970: Geology of the Faroe Islands (pre-Quaternary). Danmarks Geologiske Undersøgelse I Række 25, 142 pp.
  • Schmitter, F. J. (2008): Sammeltouren auf den Färöer-Inseln. Lapis 33 (2), 29-35; 50


Berufjord mit Blick auf die Farm Teigarhorn
Berufjord mit Blick auf die Farm Teigarhorn

Postkarte um 1881

Public Domain
Bulandstindur am Berufjord, Island
Bulandstindur am Berufjord, Island

Foto von Christian Bickel; Creative Commons

Sebastian Henckel

Island - Teigarhorn am Berufjord

Island ist eine der vulkanisch aktivsten Regionen der Erde; fast 1/3 der Lava wurde seit dem 16. Jh. zutage in Island gefördert. Island hat 35 Vulkane, welche in den letzten 10.000 Jahren ausbrachen. Island liegt auf dem mittelatlantischen Rift zwischen der Eurasischen und der Nordamerikanischen Platte, zwei tektonischen Platten, welche sich voneinander fort nach Ost und nach West bewegen. Die Insel liegt über einem Hotspot, dem sogenannten Island-Plume, welcher die Ursache für das Entstehen Islands ist. Über dem Hot Spot liegt in etwa 5-20 km Tiefe eine Gesteinsschmelze, welche genügend Material für Eruptionen liefert. Der Vulkanismus Islands ist eine Kombination aus der mittelatlantischen Rift-Aktivität und Hot Spot-Aktivitäten, welche in etwa alle 5-10 Jahre stattfinden und wesentlich basaltische Lava und Tephra produzieren. Im Südwesten kann man einige der aktivsten Gebiete sehen, wo sich neue Erdkruste bildet. Island besteht aus drei Zonen, basierend auf dem Alter der basaltischen Gesteine. Im Nordwesten wurden im Tertiär bis zu 3.000 m mächtige Flutbasalte gebildet; im Zentrum Flutbasalte und Hyaloklastite des Quartär und eine neovulkanische Riftzone, in welcher sich die meisten Vulkane befinden. Diese Riftzone besteht zu einem großen Teil aus aus 5-10 km weiten und 30-100 km langen Spaltenschwärmen, welche für gut 60 % der weltweiten Spalteneruptionen verantwortlich sind.

Zeolithe
Der Berufjord (Berufjörður in Suður-Múlasýsla) ist ein etwa 35 Kilometer langer Fjord im Osten von Island, welcher sich vom Fischerdorf Djúpivogur in nordwestlicher Richtung ins Landesinnere erstreckt. Am Ostufer befinden sich die erodierten Reste des großen tertiären Breiðdalsvulkans, dessen Schlote bei gutem Wetter deutlich erkennbar sind. Sie bestehen aus rötlichem Rhyolith und sind stellenweise von Basalt intrudiert. Am Westufer des Berufjords erhebt sich der ca. 900 m hohe, an eine Pyramide erinnernde Búlandstindur, ein vergletscherter Vulkan, an dessen Fuß das Gehöft Teigarhorn liegt. Die tholeitischen Basalte von Teigarhon sind eine der berühmtesten Zeolithfundstellen Islands und der Welt. Weltbeste Heulandite und Skolezite, welche oft schon im 19. Jh. gefunden wurden, sind der Stolz vieler großer Museumssammlungen. Das Gebiet um Teigarhorn steht unter Naturschutz und das Sammeln von Mineralien ist nur den Eigentümern der Farm erlaubt. Ein kleines Museum auf der Farm, in welchem die schönsten Zeolithfunde der vergangenen Jahrzehnte ausgestellt waren, wurde leider im Jahr 2009 ausgeraubt.

Neben Teigarhorn gibt es in Island noch weitere bekannte Zeolithvorkommen mit tw. sehr gut ausgebildeten Kristallen. Nennenswert ist das Gebiet Breidallur mit Djupidalur und Naphorn, welches bekannt wurde für Heulandit, Mesolith, Epistilbit und Skolezit; bei Reidarfjördur und Breiddalsheidi kommen Stilbit, Chabasit, Gismondin, Levyn und Garronit vor. Bei Djupifjördur im Nordwesten Islands kann man Stilbit, Heulandit und andere Zeolithe finden. Im alten Steinbruch bei Skaftafell am Rand des Hafrafellnationalparks findet man Heulandit, Stilbit, Laumontit und Calcit; bei Eyafjördur in der Nähe von Akureyri gibt es Fundmöglichkeiten für Zeolithe. In der Hrafnaschlucht bei Tindastoll und Skidastadir kommt Laumontit vor. Nahe der Brücke der Straße Nr. 1 über die Kata bei Nordurardalur kann man in der Schlucht Phillipsit, Chabasit, Analcim und Thomsonit bergen. Nordöstlich von Reykjavik liegt die Steilküste bei Hvaleyri, ein ca. 30 m hohes Brandungskliff aus Olivinbasalt, mit Drusen, welche Stilbit, Heulandit, Analcim, Thomsonit, Chabasit, Levyn, Mesolith, Skolezit und Apophyllit führen.

Heulandit
Heulandit

Klassikstufe vom Berufjord, Island; 6x5 cm

Rob Lavinsky
Stilbit
Stilbit

Historische Prachtstufe vom Teigarhorn, Berufjord, Island. 12x7,5 cm.

Rob Lavinsky
Skolezit
Skolezit

Teigarhorn, Berufjord, Island. 9 cm.

Rock Currier

Literatur

  • Betz, V. (1981): Famous mineral localities: Zeolites from Iceland and the Faeroes. Min. Record 12:1, 5-26.
  • Kristmannsdóttir, H. & Tómasson, J. 1978: Zeolite zones in geothermal areas in Iceland. In: Sand, L.B. & Mumpton, F.A. (eds): Natural zeolites, occurrence, properties and use, 277–284. Oxford: Pergamon Press.
  • Neuhoff, P.S., Fridriksson, T., Arnórsson, S., and Bird, D.K., 1999; Porosity changes and mineral paragenesis during low-grade metamorphism at Teigarhorn, eastern Iceland. American Journal of Science: 299: 467-501.
  • Noe-Nygaard, A. 1968: On extrusion forms in plateau basalts; shield volcanoes of 'scutulum' type. Science in Iceland : 1,10–13.
  • Saemundsson, K., Gunnlaugsson, E., 2006; Icelandic rocks and minerals. Edda UK Ltd., 234 pp.
  • Schalkhaußer, F., 1983; Fundstellen von Mineralien und Fossilien in Island.
  • Sigurdsson, H., 1967; The Icelandic basalt plateau and the question of SIAL. In: Björnsson, S. (ed.): Iceland and mid-ocean ridges. Societas Scientiarium Islandica XXXVIII, 32–46.
  • Walker, G.P.L., 1960; Zeolite zones and dike distribution in relation to the structure of the basalts of Eastern Iceland. Journal of Geology : 68, 515–528.


Hohentwiel
Hohentwiel

Hegau, Baden-Württemberg. 1995

Doc Diether
Hohentwiel im Hegau
Hohentwiel im Hegau

Postkarte aus dem 19. Jh.

Public Domain

Deutschland - Hohentwiel im Hegau

Der Hohentwiel ist ein 686 m hoher Berg im Hegau in der Nähe des Bodensees. Er liegt oberhalb der Stadt Singen und besteht hauptsächlich aus einem Phonolith-Schlotpfropfen. Geologisch gesehen liegt der Hohentwiel in einer Einheit, die den Hegau und den westlichen Bodensee umfasst. Durch die Entstehung der Alpen begannen vulkanische Aktivitäten in der Region. Ein Rest davon ist als großer Schlot der mit Deckentuff verfüllte Ur-Hohentwiel. An dessen Ostrand ragt der Phonolith als weiteres vulkanisches Zeugnis in die Höhe. Mit Beginn der Alpenauffaltung vor rund 65 Millionen Jahren, im frühen Paläogen, hob sich das Land mehr und mehr aus dem Wasser. Grund hierfür war die Kollision der driftenden Kontinente Afrika und Europa. Durch die Auffaltung der Alpen und der Hebung der Schwäbischen Alb kam es im Bereich des Hegaus auch zu Spannungen und Brüchen in der Tiefe. Im Miozän kam es vor etwa 15 Millionen Jahren zu aktivem Vulkanismus, wobei während der ersten drei Millionen Jahre die Eruptionen die Erdoberfläche erreichten.


Natrolith
Natrolith

Hohentwiel, Hegau, Baden-Württemb. D:12cm.

Doc Diether
Natrolith
Natrolith

Radialstrahlige, goldfarbene Aggregate. Hohentwiel im Hegau. Historische Stufe aus den 1800er Jahren. 8x7 cm

Rob Lavinsky

In einer zweiten, vor ungefähr acht Millionen Jahren beginnenden Vulkanismusphase konnte das Magma nicht mehr an die Oberfläche vordringen und bildete die charakteristische Quellkuppe, die in den Kaltzeiten des Quartärs durch Abtragungen der Gletscher freigelegt wurde. Die wichtigsten Gesteine des Hohentwiel sind Phonolith und Deckentuff. Der Phonolith besteht aus Nephelin, Nosean, Leucit, Sanidin, Augit; hier tritt der Natrolith auf, für welchen der Hohentwiel (als Typlokalität) berühmt wurde. Die Deckentuffe bilden sowohl das Material im Schlot des Ur-Hohentwiel (Lapilli und vulkanische Bomben), als auch seine Auswurfaufschüttungen (Granite, Syenite und Diorite des Grundgebirges sowie Kalksteine und Tonsteine). Erstmals gefunden und beschrieben wurde Natrolith vom Hohentwiel bei Singen im Jahre 1803 durch Martin Heinrich Klaproth.


Literatur

  • Klaproth,M.H.(1803). Chemische Untersuchung des Natroliths. Magazin der Gesellschaft Naturforschender Freunde zu Berlin, Neue Schriften: 4, 243-248. (Typ-Publ. Natrolith)
  • Ramdohr,P., 1978; Versteinerten Tropfen gleich... : Der Natrolith vom Hohentwiel. Lapis :3, 1,18.
  • Schröder, H.P., 2010; Post für die Gräfin - Natrolith vom Hohentwiel. Lapis: 5, 1, 44-46.


Fluss Kotuykan - Mittelsibirisches Bergland
Fluss Kotuykan - Mittelsibirisches Bergland

Der Fluss Kotuykan, im Hintergrund flachhügelige Berge der sibirischen Traps;
Photo: Jon Ranson, NASA.

Public Domain
Sibirische Traps - Tunguska
Sibirische Traps - Tunguska

Über Jahrmillionen verwitterten und erodierten die basaltischen Decken der Flutbasalte und schufen flache hügelige Bergformen, welche als Sibirische Traps bezeichnet werden. Einige Gesteine widerst...

Public Domain

Russland - Steinige Tunguska

Die Flüsse Steinige und Untere Tunguska liegen zum weitesten Teil im Siedlungsgebiet der Ewenken, (Evenkiyskiy Autonomous Okrug) im Krasnojarskiy Krai in Ost-Sibirien. Die Steinige Tunguska (russ. Сре́дняя Тунгу́ска/Srednjaja Tunguska) ist ein 1865 km langer Nebenfluss des Jenissei. Der Fluss entsteht im Südteil des Mittelsibirischen Berglands gut 400 km nördlich von Bratsk aus dem Zusammenfluss ihrer beiden Quellflüsse Tetere von rechts und Katanga von links, wovon letzterer der längere ist. Etwa 100 km südöstlich des Quellbereichs der Katanga entspringt die in großem Bogen parallel zur Steinigen Tunguska fließende Untere Tunguska (Nizhnyaya Tunguska), die erst 600 km weiter nördlich in den Jenissei einmündet. Von dort aus fließt die Steinige Tunguska in nordwestlicher Richtung durch das Mittelsibirische Bergland und damit durch die Tunguska-Region.


Analcim
Analcim

Steinige Tunguska, Sibirien. 15 cm

Collector

Die Tunguska liegt im Zentrum der Sibirischen Traps*, welche durch eine der gewaltigsten vulkanischen Eruptionen der Erdgeschichte in den letzten 500 mio Jahren entstanden sind. Diese Eruptionen dauerten etwa 1 mio Jahre vor ca. 251-250 mio Jahren (der Grenze zwischen Perm und Trias).

Die Flutbasalte bedeckten ursprünglich fast 7 mio km2 im heutigen Norden Sibiriens und bildeten nach der Abkühlung flache Ebenen, welche sich noch heute über etwa 2 mio km2 erstrecken (etwa so groß wie Westeuropa). Über Jahrmillionen verwitterten und erodierten diese basaltischen Decken und schufen flache hügelige Bergformen, welche als Sibirische Trapps bezeichnet werden. Einige Gesteine widerstanden der Verwitterung und bilden felsige Spitzen und Säulen. Am Fuße der Felsformationen wurden durch herabgefallenes Gestein lockere Felshalden (Talus) gebildet. Sie sind die größte bekannte kontinentale Flutbasalt-Provinz, eine der vielen bekannten großen magmatischen Provinzen (LIP - large igneous provinces), welche die Erdoberfläche bedecken. Es wird diskutiert, ob ein Mantel-Plume für die Bildung der Traps verantwortlich war. Es gibt jedoch auch Gegner der Plume-Theorie, welche annehmen, dass die sibirischen Traps durch den Impakt eines sehr großen Asteroiden entstanden sind. In den Traps gibt es ausgedehnte Tuff- und Pyroklastitlagerstätten, woraus zu schließen ist, dass eine Vielzahl großer explosiver Eruptionen während oder vor der Eruption der basaltischen Laven stattfanden. Auch die große Masse silikatischer vulkanischer Gesteine wie Rhyolith deuten auf diese explosiven Eruptionen.


Aus verschiedenen, im Westen kaum oder nicht bekannten Vorkommen im Gebiet der Steinigen und der Unteren Tunguska stammen hervorragend gut ausgebildete und ungewöhnlich große Analcime (Kristalle bis 20 cm Durchmesser), Stellerite und Thomsonite. Ausgezeichnete Stufen sind allerdings historisch und bilden Teile der Bestände des Fersman-Museums in Moskau und des Mineralienmuseums in St. Petersburg.

Anmerkung
Bekannt wurde die Tunguska durch das gleichnamige Tunguska-Ereignis im Jahr 1908, wahrscheinlich ein durch den Impakt eines Asteroiden ausgelöste Explosion, welche ein riesiges Gebiet verwüstete.

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Literatur

  • Campbell, I.H., I.H., G.K. Czamanske, G.K., Fedorenko, V.A., Hill, R.I., 1992; Synchronism of the Siberian Traps and the Permian Triassic boundary, Science: 258 , 1760-1763.
  • Czamanske, Gerald K.; Fedorenko, Valeri A. , 2004; The Demise of the Siberian Plume
  • Kamo, S.I., Czamanske, G.K., Krogh, T.E. , 1996; A minimum U-Pb age for Siberian flood-basalt volcanism, Geochim. Cosmochim. Acta :60, 3505-3511.
  • Renne, P.R., Basu, A.R., 1991; Rapid eruption of the Siberian Traps flood basalts at the Permo-Triassic boundary, Science :253, 176-179.


Chibiny - Ghakman-(Hackman)-Tal
Chibiny - Ghakman-(Hackman)-Tal

Das Ghakman-(Hackman)-Tal zwischen den Bergen Yukspor (links) und Rasvumchorr (rechts)

Peter Seroka
Chibiny - Eveslogchorr
Chibiny - Eveslogchorr

Alkaligesteinskomplex Berg Eveslogchorr im Chibiny-Massiv,
Kola Halbinsel, Russland;
Im Hintergrund Blick auf den Berg Kukisvumchorr

Collector

Russland - Chibiny und Lovozero

Das Chibiny-Massiv auf der russischen Halbinsel Kola, das eine Fläche von über 1300 km² einnimmt, liegt zwischen den Seen Imandra im Westen und Umbozero im Osten. Höchster Berg ist der Tchasnachorr mit fast 1200 m. Im Osten liegen die Täler der Flüsse Tuljok, Vuonnemiok und Maivaitajok. Eine vielfältige Vegetation reicht von einer lichten Fichten-Birken-Taiga über Wald- und Strauchtundra bis hin zur Flechtentundra und zu steinigem Ödland. Dabei nehmen letztgenannte Zonen einen großen Teil des kristallinen Chibiny-Massivs ein.


Natrolith
Natrolith

Berg Putelichorr, Chibiny-Massiv, Kola-Halbinsel, Russland. 30 x 11 x 12 cm;
Gesammelt im Jahr 1954 und dem Fersman-Museum gestiftet von Dr. Lev Borodin; Katalog-Nr. 56544;
Fotograf: Mikhai...

Fersman Museum

Der global größte Alkalipluton Chibiny, welcher im Paläozoikum vor rd. 365 Mio. Jahren sowohl die archaischen Granitgneise als auch die metamorphen Vulkanite durchbrochen hat, besteht aus insgesamt acht Hauptgesteinskomplexen, die eine geschichtete Intrusion darstellen. Zu einem im Osten des Intrusivkörpers liegenden Zentrum lösen diese einander fortlaufend von der Peripherie ab - unter den Gewässern des Umbozero-Sees beginnend und in einem Karbonatit-Stockwerk endend. Der äußere Teil des Massivs stellt einen mächtigen bis zu 15 km weiten Chibinit-Bogen dar: Eine Variation des Nephelin-Syenits von trachytartiger und kompakter Textur. Den inneren Bogenteil bilden dabei die Chibinite von trachytartiger Textur.

Alkalische Pegmatite, die in allen Gesteinsarten verbreitet sind und in ihrer mineralogischen Zusammensetzung von der Art des Nebengesteins abhängig sind, finden sich im Chibiny-Massiv vielfältig und zahlreich. Bekannte Berge des Chibiny-Massivs, wie z.B. Rasvumchorr, Yukspor, Eveslogschorr, Kukisvumchorr u.a. lieferten dem Sammler von Alkalipegmatit-Mineralien bisher stets gute bis hervorragende Exemplare seltener bis seltenster Mineralien. In nicht wenigen der Berge und Täler im Chibiny-Massiv kommen gute bis sehr gut ausgebildete Zeolithe vor; darunter Analcim, Harmotom, Heulandit-Ca und Heulandit-K, Natrolith (riesige Kristalle, siehe nebenstehendes Foto), Phillipsit und Stilbit-K. Aus der untertage abgebauten Apatitgrube in Kirovsk stammen ausgezeichnete farblose Kristalle des seltenen Zeoliths Amicit. Im Vuonnemiok-Flussstal kommt das sehr seltene Zeolithmineral Lithosit (TL) vor.

Das Lovozero-Alkalimassiv (die Lovozero-Tundren) liegt nordöstlich des Chibiny-Massivs und ist von ihm südwestlich durch den tiefsten See der Kola-Halbinsel, dem Umbozero-See, getrennt. Mit einer Fläche von ca. 650 km² ähnelt das Lovozero-Massiv dem Chibiny-Massiv in Form eines gegen Osten geöffneten Hufeisens. Im Paläozoikum durchbrachen Nephelin-Syenite des Lovozero-Plutons Granat-Biotit-Gneise. Ohne Berücksichtigung der zahlreichen Pegmatite und hydrothermalen Gänge, treten im Lovozero-Massiv lediglich drei Gesteinskomplexe auf: Poikilit-Syenite (mit Feldspatvertretern wie z.B. Nephelin), Lujavrit-Foyait-Urtit- sowie Eudialyt-Lujavrit-Komplexe. Alkalipegmatite sind im Lovozero-Massiv durch zahlreiche stockartige Körper und Gänge vertreten; primär in Gesteinen der beiden ersten der oben beschriebenen Komplexe. Für die Pegmatite der einzelnen Zonen kennzeichnend sind die beteiligten Mineralparagenesen.

Die häufigsten Zeolithe sind Natrolith und Analcim in einer von ultra-alkalischen Mineralien begleitete Natrolith-Ussingit-Assoziation. Zu den mineralreichen Gängen, die in großer Zahl vertreten sind, gehört auch der der "Jubilejnaja"-Gang am Berg Karnasurt, in welchem das seltene Zeolithmineral Lovdarit auftritt.

Literatur

  • Goryainov, P.M., Ivanyuk, G.Yu., and Yakovenchuk, V.N. (1998) Tectonic percolation zones in the Khibiny massif: morphology, geochemistry, and genesis. Izv. Phys. Solid Earth: 34: 822-827.
  • Ivanyuk, G.Y., Pakhomovsky, Y.A., Konopleva, N.G., Yakovenchuk, V.N., Men'shikov, Y.P., and Mikhailova, Y.A. (2007): Spinel-Group Minerals in Rocks of the Khibiny Alkaline Pluton, Kola Peninsula. Geology of Ore Deposits 49(7), 599-606.
  • Konopleva, N.G., Ivanyuk, G.Y., Pakhomovsky, Y.A., Yakovenchuk, V.N., Men'shikov, Y.P., and Korchak, Y.A. (2008): Amphiboles of the Khibiny Alkaline Pluton, Kola Peninsula, Russia. Geology of Ore Deposits 50(8), 720-731.
  • Mikhailova, Y.A., Konopleva, N.G., Yakovenchuk, V.N., Ivanyuk, G.Y., Men'shikov, Y.P., and Pakhomovsky, Y.A. (2007): Corundum-Group Minerals in Rocks of the Khibiny Alkaline Pluton, Kola Peninsula. Geology of Ore Deposits 49(7), 590-598.
  • Minakov, F.V., Dudkin, O.B., and Kamanev, E.A. (1981) The Khibiny carbonatite complex. Doklady Akademii Nauk SSSR: 259: 58-60 (in Russian).
  • Khomyakov, A. P. (1995): Mineralogy of hyperagpaitic alkaline rocks. Clarendon Press, Oxford, 223 pp.
  • Yakovenchuk, V. N., Ivanyuk, G., Pakhomovsky, Y. & Men'shikov, Y. (2005): Khibiny. Apatity & London (Laplandia Minerals in association with the Mineral. Soc. of GB & Ireland), 468 pp.
  • Yakovenchuk, V.N., Ivanyuk, G.Y., Pakhomovsky, Y.A., Men'shikov, Y.P., Konopleva, N.G., and Korchak, Y.A. (2008): Pyroxenes of the Khibiny Alkaline Pluton, Kola Peninsula. Geology of Ore Deposits 50(8), 732-745.
  • Zaitsev, A.N., Wall, F., and Le Bas, M.J. (1998) REE-Sr-Ba minerals from the Khibina carbonatites, Kola Peninsula, Russia: their mineralogy, paragenesis and evolution. Mineralogical Magazine: 62: 225-250.


Imilchil - Hoher Atlas,  Marokko
Imilchil - Hoher Atlas, Marokko

Mineralien-Schürflöcher am Tizi n Inouzane

Tom Spirifer
Imilchil - Hoher Atlas,  Marokko
Imilchil - Hoher Atlas, Marokko

Hoher Atlas mit dem Tislit-See bei Imilchil

Tom Spirifer

Marokko - Imilchil

Imilchil liegt auf ca. 2.100 m Höhe südlich der Seen Tislit und Isli im Hohen Atlas. Imilchil steht als Fundstellenregion für ein ausgedehntes Hochgebirgs-Sammelgebiet zwischen Tasraft-Anergui (ca. 30 km W-SW), Tassent (15 km NW), Anefgou-Tirrhist (17 km NE) und Tabenasz/Timarine (15 km E bis SE). Die umliegenden Gebirgszüge sind die Jebel Issoual (2.765 m) und Tamcharam mit dem Pass Tizi n'Issoual (2.863 m).

Die wesentlichen Gesteine sind grobkristalline, pyroxen-olivin-biotitreiche Dolerite, ophitische Gabbros (basische bis intermediäre Plutonite; permo-triassische Vulkanit-Massive), innerhalb der Massive intrudierte jurassische Kalksteine und Mergel. Innerhalb der Diorite und Gabbros spätmagmatische leukokrate und hololeukokrate Episyenite mit frei kristallisiertem Orthoklas, Titanit, Chabasit, Stellerit und Stilbit. Zwischen den Gabbros und den Kalksteinen Skarn-Kontaktzonen mit Epidot, Apatit, Magnetit, Vesuvian, Pyroxenen und verschiedenen Granaten.


Stellerit
Stellerit

Imilchil, Hoher Atlas, Marokko. Kristallgröße ca. 20 mm

Carlos Pareja
Stilbit mit Chabasit
Stilbit mit Chabasit

Imilchil, Hoher Atlas, Marokko. 5,3 x 4,8 cm

Fabre Minerals
Chabasit
Chabasit

Imilchil, Hoher Atlas, Marokko. 4,2 x 3,7 cm

Fabre Minerals

Literatur

  • Agard, J. Bouladon, J., Destomnes, J., Horon, O., Jeannette, A., Jouravsky, G., Levy, R.G., Morin, P., Moussu, R., Owodenko, B., Permingeat, F., Raguin, E., Salvan, H., Leckwijck, W., 1952; Geologie des Gites Mineraux Marocains; Notes et Memoires du Serv. Geol., 87
  • Barthoux, I., 1925; Quelques minéraux du Maroc; Bull. Soc. Franc. Min., 48, 226-287
  • Choubert, G., 1960; Geologie du Maroc
  • Dubar, G., 1949; Carte géologique provisoire du Haut Atlas de Midelt; 1: 200.000
  • Jahn, S., Bode, R., Lyckberg, P., Medenbach, O., Lierl, H.J.; 2003; Marokko - Land der schönen Mineralien und Fossilien (Bode-Verlag


Dekkan Traps - Indien
Dekkan Traps - Indien

Dekkan Traps bei Rajgad Fort, nahe Pune, Maharashtra, Indien;
Foto: Kpetthe

Sebastian Henckel

Indien - Dekkan Traps

Die Dekkan-Traps in der Region Dekkan im westlichen Indien gehören zu den größten durch Vulkanismus geprägten Regionen der Erde. Sie bestehen aus treppenartig gestuftem Flutbasalt (Trap oder trap rock) und erstrecken sich heute über eine Fläche von mehr als 500.000 Quadratkilometern.

Die indische Tafel mit dem indischen Subkontinent einschließlich der Insel Ceylon, (südlich der Indus- und Ganges-Flusssysteme) besteht aus einem präkambrischen, metamorphen Grundgebirge mit permisch-triassischen Decken und mesozoischen, sedimentären Randsenken. Die ältesten Massive sind der Dharwar-Gürtel im SW (Charnockite, Metamorphite, Khondalit) und das Aravali-Gebirge im NW (Gneise, Granite), die Ghats im E (Gneise) und Satpura im NE (Granitische Gneise, Granite, Schiefer, Sandsteine und Laven). Von NE bis SW die Indo-Gangetischen alluvialen Ebenen, welche sich von Assam und Bengal bis zum Punjab und Sind im SW erstrecken. Im W lagern Plateaubasalte mit einer Ausdehnung von mehreren hundert km (Dekkan-Trap), welche sich als Laven im Paläozän ergossen.

Das noch erhaltene Volumen basaltischer Lavadecken beträgt etwa 500.000 km³. Schätzungen der ursprünglichen Ausdehnung gehen von mehr als 1,5 Millionen Quadratkilometern aus. Die Basaltschichten sind noch heute teilweise bis zu 2.000 m mächtig. Die vulkanische Aktivität, aus der der Dekkan-Trapp hervorging, fand im Paläozän (eine Ära des Tertiär) vor etwa 66 Millionen Jahren statt. Zusammen mit den Flutbasalten kommen im Dekkan ausgedehnte Basalt-Dyke-Schwärme vor. Die Traps bestehen fast ausschließlich aus tholeiitischem Basalt und basaltischem Andesit. Die Dauer der Entstehung der Dekkan-Traps ist umstritten, Zeiträume zwischen 500.000 und 9.000.000 Jahren werden angegeben. Für den Ausstoß der Basalte soll die Passage der Indischen Platte über einen Mantelplume verantwortlich sein.


Geoden und Miarolen in Basalt
Geoden und Miarolen in Basalt

Dekkan Traps, Maharashtra, Indien

Tom Spirifer
Apophyllit mit Stilbit
Apophyllit mit Stilbit

Jalgaon, Maharashtra, Indien. 10x9 cm

Rob Lavinsky

Die wichtigsten Zeolithvorkommen in den Dekkan Traps


Lange Zeit haben Sammler Pune für das einzige Mineralvorkommen der Dekkan Traps gehalten. Dieses Gerücht wurde durch zahlreiche Entdeckungen außergewöhnlich attraktiver Exemplare tiefgrüner Apophyllite in die Welt gesetzt. In Verbindung mit Büscheln aus farblosen Mesolithen, weißen, tafeligen Stilbiten und herrlich gebildeten, weißen Heulanditen setzte der tief- bis meeresgrüne Apophyllit aus Pune den Standard für die schönsten Zeolithe der Welt.

Die Stadt Pune (früher Poona) liegt am Fluss Mutha, ca. 500 m über NN. Poona ist viel älter als Bombay; zwischen 1750 und 1817 war es die Hauptstadt des Königreiches Maratha. Die Stadt ist neben ihrer Entwicklung als wichtige Universitäts- und Industriestadt bekannt für ihre zahlreichen Basaltsteinbrüche in unmittelbarer Nähe. Zwei der berühmtesten Fundstellen sind die Pashan-Hügel und der Wagholi-Steinbruch.

Der tholeiitische Basalt der Pashan-Hügel südwestlich von Pune und nahe des Vororts Khadakvasla, ist sehr blasenreich und enthält unzählige Geoden und Miarolen von wenigen Millimetern, die oft völlig von Heulandit ausgefüllt sind. Große Mineralienexemplare stammen aus unregelmäßig geformten größeren Geoden bis zu 1 m Durchmesser, welche mit einer Heulanditschicht von 3-5 mm ausgekleidet sind. Stilbit und Apophyllit entstanden gleichzeitig; Mesolith war das letzte Mineral, das sich in den Pashan-Hügeln gebildet hat.

Die Steinbrucharbeiter bargen unter Aufsicht der "Gebrüder Makki" die Mineralien mit einfachen Handwerkzeugen, da Sprengungen die leicht spaltbaren Apophyllite und die filigranen Mesolithe zerstörten. Dieser sehr vorsichtige Abbau führte zu hohen Kosten, welche wiederum zu hohen Preisen auf den Märkten führten. In den späten 1980er Jahren wurden immer mehr Steinbrüche der Pashan-Hügel erschlossen, jedoch wurden allesamt im September 1989 geschlossen. Der Apophyllit von Pashan machte die Dekkan-Mineralien berühmt, auch wenn die Anzahl dieser Apophyllite von Pune, die auf den Markt gelangten, weniger als 1 % beträgt.

Bergen empfindlicher Stufen erfordert Feingefühl
Bergen empfindlicher Stufen erfordert Feingefühl

Arbeiten im Basalt der Dekkan Traps

Jürgen Tron
Specimen Mining per Hand
Specimen Mining per Hand

Dekkan Traps, Maharashtra, Indien

Tom Spirifer

Das Dorf Wagholi liegt ca. 15 km nordöstlich von Pune, an der Straße nach Aurangabad. In den 1990er Jahren waren die Steinbrüche um Wagholi sehr produktiv. Zuerst waren es separate Steinbrüche, die dann, als sie sich ausweiteten, verbunden wurden. Es bildete sich ein Komplex von 1 km². Der Basalt ist nahezu blasenfrei und wurde als sogenannter "black rock" (schwarzer Stein) als Schotter für den Straßenbau benutzt. Hier kommen Cavansit, Pentagonit, Heulandit und Stilbit vor.

Nasik liegt auf einer Ebene 600 m über NN, etwa 200 km nordöstlich vom Mumbai entfernt, an der Hauptautobahn in Richtung Indore. Wirtschaftlicher Aufschwung und eine rasante Stadtentwicklung erfordern große Mengen an Basalt, welcher in den Steinbrüchen um Nasik abgebaut wird. Da die Mineralien im Umkreis von 30 km um Nasik fast immer den gleichen Habitus haben, reichlich und mit meist identischer Paragenese vorkommen, kann man schwer sagen, aus welchen Steinbrüchen genau die Mineralien um Nasik stammen. In früheren Zeiten hatten die Pandulena-Hügel (Pandulena Hills) - 5 km westlich von Nasik - einen besonderen Ruf, weil dort die ersten bemerkenswerten Powellitfunde gemacht wurden. Aber andere wichtige Vorkommen sind inzwischen entdeckt worden, darunter: Sinnar (rosa Heulandit), Pathardy (farbloser Apophyllit auf blaugrauem Chalcedon), Pimplas (Apophyllit-Skolezit-Kombinationen), Ozar (dicktafelige Apophyllite mit Skolezit), Syed Pimpri (prismatische Apophyllite, die an Exemplare aus Jalgaon erinnern, mit Stilbit, Heulandit und Calcit auf blaugrauem Chalcedon), Dindori nördlich von Nasik (rosa Stellerit auf blaugrauem Chalcedon), Eklara, Mahodari und Malegaon.

Die Zeolithvorkommen von Mumbai liegen im Nordwesten der gleichnamigen Insel Mumbai, östlich der Landstraße No. 8 und der Eisenbahnlinie. Die einzelnen Fundorte wurden nach den Eisenbahnstationen benannt; die wichtigsten Steinbrüche heißen somit Malad-Kurar, Kandivli-Damupada und Dahisar.

Die Stadt Jalgaon liegt etwa 450 km nordöstlich von Mumbai. Der Steinbruchkomplex befindet sich 10 km westlich der Stadt und 3 km südlich von Padi, nahe Jalgaon-Sawda. Die Steinbrüche liegen auf beiden Seiten der Straße; die gen Osten brachten (tw. nach 1994) wunderbare Mineralstufen hervor, besonders dunkelgrünen Apophyllit, doch sie sind jetzt nicht mehr in Betrieb. Fünf Brüche auf der westlichen Seite stehen noch im Abbau. Der Komplex dieser Brüche umfasst eine Fläche von 800x800 m, wobei hier das sog. "Specimen mining", d.h. der Abbau von Sammlermineralien, im Vordergrund steht. Die Mineralien von Jalgaon sitzen in den Drusen direkt am Wandgestein, angewitterte Exemplare hat man bisher nicht gefunden. Um schöne Kristalle mit Matrix zu bergen, ist großes Feingefühl erforderlich. Die meisten Drusen sind mit teils stalaktitisch gewachsenem Chalcedon ausgekleidet. Auf diesem sitzen Apophyllit, Quarz, Heulandit und Stilbit. Auch wenn die Drusen sehr nah beieinander liegen, findet man sehr verschiedene Paragenesen.

Steinbruch Wagholi
Steinbruch Wagholi

Dekkan Traps, Maharashtra, Indien

Tom Spirifer
Steinbruch Buranpur
Steinbruch Buranpur

Dekkan Traps, Maharashtra, Indien

Tom Spirifer
Steinbruch Wadgaon nahe Lonavala
Steinbruch Wadgaon nahe Lonavala

Dekkan Traps, Maharashtra, Indien

Tom Spirifer

Klassische Zeolithe aus den Dekkan Traps

Epistilbit
Epistilbit

Fundort: Poona, Maharashtra, Indien; Größe: 52x45x35 mm

Rob Lavinsky
Laumontit-Strahlen mit Okenit und Apophyllit
Laumontit-Strahlen mit Okenit und Apophyllit

Größe: 11 x 8 cm; Fundort: Kandivli, Bombay, Indien

slugslayer
Mordenit
Mordenit

Größe:7.7 x 4 x 3.6 cm; Fundort: Sakur, Ahmednagar, Maharastra, Indien

Fabre Minerals
Stilbit-Ca
Stilbit-Ca

Größe: 97x71x53 mm; Fundort: Jalgaon, Maharashtra, Indien

Rob Lavinsky
Skolezit
Skolezit

Größe: 12 x 16 x 6,7 cm; Fundort: Nasik-Steinbruch, Nasik, Maharashtra, Indien

Joe Freilich
Mesolith
Mesolith

Pune, Maharashtra, Indien. Größe: 10 x 7 cm

Hg
Thomsonit
Thomsonit

Aurangabad, Maharashtra, Indien. 10x10 cm

Rob Lavinsky
Stellerit
Stellerit

Aurangabad, Maharashtra, Indien. 16x12 cm

Rob Lavinsky
Heulandit, durch Celadonit grün gefärbt
Heulandit, durch Celadonit grün gefärbt

Ahmednagar, Maharashtra, Indien. 7,2x4,5 cm

Rob Lavinsky
Yugawaralith
Yugawaralith

Jalgaon, Maharashtra, Indien. 4,8 x 2,9 cm

Rob Lavinsky