Budapest 1966 - Magyar Természettudományi Múzeum
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ANNALES HISTORICO-NATURALES MUSEI NATIONALIS HUNGARICI<br />
Tomus 58. PARS MINERALOGICA ET PALAEONTOLOGICA <strong>1966</strong>.<br />
Die mineralogische Untersuchung des obertriadischen klastischen<br />
Komplexes des Mecsekgebirges<br />
Von G. NOSKE-FAZEKAS, <strong>Budapest</strong><br />
Die vor allem volkswirtschaftliche Interessen vor Augen haltende, gleichzeitig<br />
aber auch dem Zwecke wissenschaftlicher Erkennung dienende zeitgemässe geologische<br />
Neuuntersuchung des unterliassischen Steinkohlen komplexes des Mecsekgebirges<br />
stellte uns vor die Aufgabe der eingehenden mineralogischen und gesteinskundigen<br />
Analyse der, das Tiefliegende des Komplexes bildenden obertriadischen Schichtenreihe.<br />
Die neuerdings übliche komplexe geologische Materialprüfung und Bewertung<br />
kann sich aber auch auf diesem Gebiet nicht ausschliesslich mit der Bearbeitung der<br />
produktiven Steinkohlenformation begnügen. Der geologischen Entstehung entsprechend<br />
bildet die aus klastischen Gesteinen der Obertrias bestehende unterliassische Schichtenreihe<br />
solche Einheit, welche die gleichartige Materialbearbeitung der ganzen, den geologischen<br />
Vorgang der Umschaltung aus einer Regression in eine Transgression zeigenden<br />
kompletten Schichtenreihe beansprucht. Meine, sich mit der mineralogischen Zusammensetzung<br />
der obertriadischen Bildungen, mit deren gesteinsstrukturellen Kennzeichen<br />
und mit dem Analysieren der Verhältnisse der Materialabstammung befassende<br />
Arbeit möchte den bescheidenen Teil der obengenannten komplexen Materialbearbeitung<br />
darstellen.<br />
Das Prüfungsmaterial bestand aus denjenigen Gesteinsproben an welchen ich in<br />
früheren Jahren in dem gesteinskundigen Laboratorium der Ungarischen Staatlichen<br />
Geologischen Anstalt sedimentaJgesteinskundige Bearbeitungen ausgeführt habe,<br />
weiterhin aus denen, welche mir Dr. E. NAGY aus seiner Sammlung aus dem Mecsekgebirge<br />
zur Verfügung gestellt hat. Für seine bereitwillige Hilfe möchte ich ihm auch<br />
auf dieser Stelle meinen aufrichtigsten Dank zum Ausdruck bringen.<br />
Makroskopische Beobachtungen an den Gesteinen<br />
der obertriadischen Schiehtenreihe<br />
Die klastischen Ursprung zeigende obertriadische Schichtenreihe des Mecsekgebirges<br />
besteht uberwiegend aus Sandstein, dessen Vorkommen nahezu der Gesamtquantität der<br />
Aleurit- und Tonausbildungen entspricht.<br />
Die Farbe dieser Gesteine zeigt meistens eine ins Braune, oder Grüne abweichende<br />
Tonabfärbung der grauen Farbe. Die Sandsteinsarten sind allgemein von<br />
grauer, gelbgrauer, rötlichbrauner, beziehungsweise von grüngraulicher Farbe, doch<br />
mit Verringerung der Korngrösse (Aleurit, Tonstein) treten die Abtönungen des<br />
Grau und Braun in den Vordergrund.
Die Gesteine der Schichtenreihe sind hart, einige Sandsteinproben zeigen sogar<br />
eine besondere Härte.<br />
Der Bruch der Gesteine ist ausserordentlich abwechslungsreich: ungerade,<br />
scharf-eckig, muschelig und splitterreich, ausserdem ist auch plattenartige, schieferige,<br />
schuppige und parallelepipedonische Abtrennung zu beobachten.<br />
Die Schichtung des Gesteins wird mit Verringerung der Korngrösse zusehends<br />
entschiedener. Während die grobkörnigen Sandsteine meistens ungeschichtet, eventuell<br />
schwach geschichtet vorkommen, zeigen die feinkörnigen Gesteine (feinkörniger<br />
Sandstein, Aleurit, Tonstein) feine, gute, starke und wellenartige Schichtung. Die<br />
Schichtungsplatten werden meistens durch belagartige, Kohle und Ton führende<br />
glimmerreiche Bildungen betont.<br />
Abb. 1. Geologische Karte der obertriadischen Bildungen des südlichen Teiles des Mecsekgebirges.<br />
— Zeichenerklärung: 1. Tertiäre Bildungen. 2. Mergelhängendes des TJnterlias. 3. TJnterliassischer<br />
Steinkohlenkomplex. 4. Obertriadischer Kalkstein. 7. Kampilischer Kalkstein. 8. Verwerfung.<br />
9. Aufschiebung. 10. Ort der untersuchten Tiefbohrungen und der Profile der Oberfläche: 1) Pécsbányatelep,<br />
Lámpás-Tal. 2) Pécs-28. Tiefbohrung. 3) Pécs-39. Tiefbohrung. 4) Kozár, Tal der<br />
Andor-Quelle. 5) Pécsvasas, Ujladin-Tal. 6) Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses.<br />
7) Vasas V. Tiefbohrung
Die linsenartigen Einlagerungen sind mit der Schichtung übereinstimmend, oder<br />
mit dieser nahezu parallel zu beobachten (z. B. wesentlich grobkörnigere, sich auskeilende<br />
Streifen im Gestein aus weit feinerer Grundmasse). Auch die Fleckigkeit<br />
des Gesteingewebes ist kennzeichnend und ist durch die Änderung der Korngrösse<br />
begründet.<br />
Die verkohlten, oder mit Limonit impregnierten Pflanzenüberreste (Stengel,<br />
Blätter) sind meistens auch an den Flächen der Schichtenplatten zu sehen.<br />
Der Fossiliengehalt ist weitgehend spärlich.<br />
Die mikroskopisch erkennbaren mineralogischen Bestandteile des Schichtenkomplexes<br />
sind grauweisse, glasartig glänzende, schlecht zerbrechende Quarzkörner,<br />
fettartig glänzende, sich gut spaltende gelbweisse oder bleichgraue Feldspäte, seidig<br />
glänzende, perlmutterfarbige Muskovitplatten und fahlbraune Biotitkörner. Die eingehende<br />
Beschreibung dieser Bestandteile geben wir in der Bekanntgabe der mikroskopischen<br />
Untersuchungen.<br />
Das gewebliche Gepräge der Gesteine der Schichtenreihe wird noch durch Steinkohlenschuppen,<br />
winzigen Sideritkugeln und Pyritflecken, verwischenen Tonschuppen<br />
und dünnen, weissen Karbonatadern ergänzt.<br />
Optische Charakterisierung der mineralogischen<br />
Bestandteile der Gesteine<br />
Die wichtigste Ausbildung der obertriadischen Schichtenreihe ist der Sandstein.<br />
Auf Grund der Einteilung nach Korngrösse unterschieden wir bei unseren Untersuchungen<br />
feinkörnigen, kleinkörnigen, mittel- und grobkörnigen, sowie gesteinsgraupeligen<br />
groben Sandstein.<br />
Der mineralogische Hauptbestandsteil des Gesteins ist der Quarz, dessen Vorkommen<br />
in dem grobkörnigen Sandstein, bezugsweise in den Gesteingrus führenden<br />
Abwandlungen in grösster Menge zu finden ist (60—65%). Der Quarzgehalt vermindert<br />
sich jedoch allmählich mit Verfeinung der Korngrösse. Die Quarzkörner<br />
sind nur selten durchsichtig, da sie von häufig vorkommenden Gas-, Flüssigkeitsund<br />
Kristalleinschlüssen stark getrübt sind. Das Auslöschen des grössten Teiles des<br />
Quarzes ist wellenartig. Der Quarz besteht meistens aus Quarzindividuen verschiedener<br />
Orientation, welche aus unregelmässig ablaufenden Oberflächen entlang entstandenen<br />
Verwachsungen bestehen. Selten ist auch launenhafte Muster zeigender,<br />
aus Quarz und Feldspat bestehender Mirmekit zu beobachten. Die allgemeinste<br />
Erscheinungsart des Quarzes ist der, in verschiedenem Masse verschleisste Schotter,<br />
•oft mit löster Oberfläche. Öfters ist auch das Weiterwachsen der Quarzkörner zu<br />
beobachten. In einigen Teilen der Proben erreicht diese Erscheinung solchen Grade,<br />
dass der Quarzsand durch das feste Zusammenwachsen der einzelnen Körner ohne<br />
Bindematerial zementiert wurde.<br />
Im Aufbau der Sandsteine spielten neben dem Quarz auch die Feldspäte eine<br />
wichtige Polle. Den Gesteinen des Unterlias ähnlich konnten wir auch hier verhältnismässig<br />
frische, guterhaltene, in verschiedenem Masse verwitterte Feldspäte<br />
beobachten. Den übereinstimmenden optischen- und Röntgenuntersuchungen entsprechend<br />
fanden wir meistens saure Plagioklase, deren Menge denen der Orthoklasfeldspäte<br />
nahezu gleicht. Hin und wieder zeigte sich auch Mikroklin.<br />
Die intakten Teile der Feldspäte sind farbenlos, die Einschlüsse und an Stelle<br />
und Ort gebliebenen Verwitterungsprodukte jedoch verursachen eine grosse<br />
Undurchsichtigkeit. Die Plagioklase zeigen eine polisyntetische Beschaffenheit von
Zwillingsplatten. An dem Orthoklasfeldspat ist der Karlsbader ZWillingsbildung nur<br />
selten zu sehen. Die Feldspäte wurden im Laufe des Transports stark zerbröckelt.<br />
Der intensive Zerfall der Feldspäte der Gesteine der Obertrias hatte die Bildung<br />
von Kaolinit, Serizit, Hidromuskovit, Chamosit und karbonatischen Bildungen zur<br />
Folge. Diese Veränderungen verursachten die teilweisige oder gänzliche Umgestaltung<br />
der Feldspäte und führten oftmals zur Ausbildung von Pseudomorphosen. Das im<br />
Laufe des Zerfalls entstandene Si0 2<br />
-Gel zeigte sich meistens als zwischen die klastischen<br />
Körner gepresstes Bindematerial.<br />
Der Glimmergehalt der obertriassischen Gesteine klastischen Ursprungs ist grösser,<br />
als derjenige der unterliassischen Taubgesteine. Binnen der Gruppe der Glimmer<br />
zeigen sich, den Glimmern der Unterliasgesteine gegenüber auch wesentliche Veränderungen:<br />
die Menge des allotigenen Biotits und Klorits übertrifft in zahlreichen<br />
Sandsteinen den Muskovitgehalt.<br />
Die verschiedenen Abfärbungen des Braun zeigender Biotit, der farblose Muskovit<br />
und der fahlgrüne Klorit ist in den Dünnschliffen von plattenartiger Struktur,<br />
gebogen, gefaltet und im allgemeinen zwischen die übrigen klastischen Körner gepresst<br />
zu beobachten. Die Endungen der stämmigen, garbeartigen Glimmerbündel<br />
sind oft besenartig geblättert. Zwischen den Fasern sind seltener opake Einschlüsse<br />
zu sehen. Diese erweisen sich manchmal als Magnetit, am ehesten aber als Limonit.<br />
Die besondere Umwandlung der Glimmer klastischen Ursprungs ist für die Gesteine<br />
der Schichtenreihe der Obertrias bezeichnend. Im Dünnschliff fast jeder Gesteinsprobe<br />
ist es zu sehen, dass sich erstens der Biotit in verschiedenem Masse in Chamosit<br />
umwandelt. Diese Erscheinung der mineralogischen Umwandlung geschieht<br />
meistens mit Aufblätterung und spitzenartiger Abzackung der Bänder der Biotitplatten,<br />
ist aber auch oft zwischen den Platten der Glimmer zu bemerken. Dieser<br />
Vorgang führte öfters zur gänzlichen Umgestaltung des Biotits.<br />
Neben den obenbeschriebenen Bestandteilen klastischen Ursprungs haben wir in<br />
den Dünnschliffen der Sandsteine noch etwas Zirkon, Apatit und Turmalin finden<br />
können.<br />
Neben den Mineralkörnern, welche als klastisches Material in das Ablagerungssammelgebiet<br />
geliefert wurden, kommen öfters auch in die Grösse von Sandfraktion<br />
zerbröckelte Gesteinsstückchen vor. Dieses Material besteht womöglichst aus Granitschotter,<br />
welcher im Laufe des Transports nicht bis auf aus mineralische Bestandteile<br />
zerfallen ist, aus Körner aus verschiedenen metamorphen Gesteinen (Quarzitschiefer<br />
r<br />
Muskovit führender Quarzitschiefer, Serizitschiefer, Kloritschiefer), sowie aus Bostonitschotter,<br />
welcher in den unterliassischen steinkohlenlosen Ausbildungen auch vorzufinden<br />
ist.<br />
Auch das Bindematerial, welches die Sandkörner zementiert ist verschieden:<br />
Karbonat, rekristallisierter Kies, Serizit, Tonmineralien und Chamosit.<br />
Das Bindematerial der Sandsteine ist nur selten monomineralführend. Im allgemeinen<br />
bildet das Bindematerial der einzelnen Sandsteinschichten ein Gewebe<br />
aus zwei, oder drei Mineralien der genannten Komponente. Die Quantität und die<br />
Zerstreuung des Bindematerials zwischen den klastischen Körnern ist abwechslungsreich.<br />
Jeder Übergang ist vorzufinden, angefangen vom reichen Bindematerialgehalt<br />
(20—25%), bis auf die Quantität von kaum einigen Prozenten.<br />
Die Zerteilung des Bindematerials zeigt sich, hauptsächlich im Falle eines grösseren<br />
Gehalts in Flecken von ungleicher und unregelmässiger Form.<br />
Bereits früher während der Schilderung des Quarzes bemerkten wir, dass an<br />
Dünnschliffen einiger Sandsteine die Zementation fast ohne Bindematerial allein durch<br />
die Lösung un d Neukristallisation der Oberfläche der Quarzkörner zu beobachten ist.
Die Karbonate (Kalzit, Siderit, Dolomit) sind im Bindematerial der Sandsteine<br />
von verschiedener Erscheinung. Sie bilden oft wasserreine scheinpleokroische,<br />
mehrere Hundert p, erreichende Grosskristalle, zusammenhängende Karbonatfelder,,<br />
andersmal aus kleinkörnigen Kristallen bestehende Anhäufungen, oder nehmen an<br />
der Zementation des Gesteins in einer mit Tonmineralien verunreinigten, dichten<br />
mikrokristallinen Gestaltung teil.<br />
Der rekristallisierte Kies, der sich während der verflossenen geologischen Zeiten<br />
in Chalcedon und Quarzin umwandelte, brachte in 5—30% die Haufenpolarisationzeigende<br />
Gemeinschaft der langgezogenen, oder unregelmässige Formen zeigenden<br />
Körner zustande und erscheint oftmals als Bindematerial der obertriadischen Sandsteine.<br />
Abb. 2. Röntgendiffraktogramm des grobkörnigen Sandsteins. Pécs-28. Tieíbohrung. {Ou Röhre;<br />
Ni Filter; 40 kV; 20 mA; Imp. Unterbrechung 8; Zeit-Beständigkeitsfaktor 8; Mossungsfaktor 1 :<br />
Geschwindigkeit des Goniometers % "/Minute; Bandgeschwindigkeit 800 Mm/Stunde; Divergenz-Spalte<br />
1°.)<br />
Abb; 3. Röntgendiffraktogramm des mittelkörnigen Sandsteins. Pécs-39. Tiefbohrung. (Cu Röhre?<br />
Ni Filter ; 40 kV ; 20 m A ; Imp. Unterbrechung 8 ; Zeit-Beständigkeitsfaktor 8 ; Messungsfaktor 1 ;<br />
Geschwindigkeit des Goniometers %°/Minute; Bandgeschwindigkeit 800 Mm/Stunde; Divergenz-<br />
Spalte 1°.)
Der Serizit und die Tonmineralien, stark bedeckt von dem an ihrer Oberfläche<br />
gebundenen fein dispersen organischen Material, bilden ein Teil des Bindematerials,<br />
welches aus einem, mit dem Mikroskop schwer erkennbaren Gewebe besteht. Die<br />
genauere Bestimmung dieser Mineralien wurde mit Röntgenuntersuchungen erreicht<br />
und festgestellt, dass diese hauptsächlich aus Kaolinit, Serizit, Hydromuskovit und<br />
Klorit bestehen.<br />
Die wichtigste Charakteristik der obertriadischen klastischen Schichtenreihe<br />
ist der grosse Chamositgehalt der Gesteine. Dies ist besonders bei der Untersuchung<br />
der Sandsteine auffallend, da der Chamositgehalt in zahlreichen Gesteinen überwiegend<br />
vorkommt und in einigen Fällen sogar als monomineralistisches Bindematerial<br />
erscheint.<br />
Die Farbe des Chamosit im Dünnschliff ist verschieden; vom matten Gelbgrün<br />
bis zum starken Grasgrün. Den Proben aus Sammlungen von der Erdoberfläche entstammender<br />
Chamozit a kann sogar dem Grade der Oxydation entsprechend eine Färbung<br />
von rötlich-bräunlicher Farbe erreichen. Am frischen, grünen Chamosit ist<br />
schwacher Pleokroismus zu sehen : grün, gelbgrün. Das Gewebe von 5, bis 20 \i langen<br />
und 1—2 [x breiten Fasern ist zwischen gekreuzten Nikolen haufenpolarisierend.<br />
Abb. 4. Röntgendiffraktogramm des kleinkörnigen Sandsteins. Pécs-39. Tiefbohrung. (Cu Röhre;<br />
Ni Filter ; 40 kV ; 20 m A ; Imp. Unterbrechung 8 ; Zeit-Beständigkeitsfaktor 8 ; Messungsfaktor 1 ;<br />
Geschwindigkeit des Gonioneters x /»"/Minute; Bandgeschwindigkeit 800 Mm/Stunde; Divergenz-<br />
Spalte 1°.)<br />
Abb. 5. Röntgendiffraktogramm des feinkörnigen Sandsteins. Pécs-39. Tiefbohrung. {Cu Röhre;<br />
N i Filter ; 40 k V ; 20 m A ; Imp. Unterbrechung 8 ; Zeit-Beständigkeitsfaktor 8 ; Messungsfaktor 1 ;<br />
•Geschwindigkeit des Goniometers ^V^hnite; Bandgeschwindigkeit 800 Mm/Stunde; Divergenz-<br />
Spalte 1°.)
Die Zone ist positiv. Es gelang uns die Lichtbrechung an den kleinen Häufchen, welche<br />
wir mit mechanischer Lockerung freigelegt haben, annähernd festzustellen : 1,63.<br />
Das Achsenbild ist an jenes der Glimmer erinnernd : mit kleinem Achsen winkel, negativ.<br />
Neben der Erscheinung der Haufenpolarisation sind weiterhin ausserordentlich<br />
dünne, mehrmale 10 u, erreichende Bündel aus seidigen Easern zu sehen. Die<br />
Auslöschung dieser ist wellenartig.<br />
Auch die Aufnahmen mit Röntgendiffraktometer beweisen, dass das in den Sandsteinen<br />
der obertriadischen Schichtenreihe am häufigsten vorkommende Fülosilikat<br />
der Chamosit ist. Obwohl an einem Teile der Diffraktogramme ausser dem Chamosit<br />
einige Glieder der Kloritgruppe (Proklorit, Sheridanit) zu erkennen sind, vertretet<br />
der ganzen Schichtenreihe entlang doch der Chamosit das entscheidend feststellbare<br />
Schichtensilikat.<br />
Der Chamosit ist am häufigsten mit dem Kaolinit zusammen zu sehen, doch die<br />
Menge des Kaolinit ist meistens wesentlich unbedeutender. Im allgemeinen bildeten<br />
sich die Doppelspitzen bei d-Werte von 100-er Intensität (zwischen 7,05—7,15 und<br />
3,52—3,57). An diesen fraglichen d-Werten ist eine langgezogene assymmetrische<br />
oder genaue Doppelspitze zu sehen.<br />
Wir geben zum Vergleich auch das Röntgendiffraktogramm des Chamosits von<br />
Nucic an.<br />
Von den neuerdings erkannten zwei Chamosittypen könnten wir in der Obertrias<br />
des Mecsek auf Grund der Röntgenangaben eher das Eerrichamosit Charakter zeigendes<br />
Fillosilikat als wesentliche Komponente betrachten. Da der Chamosit im untersuchten<br />
Gebiet nicht als selbstständiges Gestein, sondern als Zementationsmaterial<br />
der klastischen Sedimente erscheint, konnten auch keine chemischen Analysen an<br />
sogenanntem reinen Chamosit, sondern nur an chamositführenden Sandsteinen, an<br />
Proben aus Aleuriten und Tonsteinen durchgeführt werden.<br />
Der Gesamteisengehalt der Gesteine, welche den mikroskopischen und Röntgenuntersuchungen<br />
nach Chamosit enthalten, beträgt die Menge von 3—12%. Der FeO-<br />
Gehalt ist immer das mehrfache des Ee 2<br />
0 3<br />
-Inhalts (5—15-fache). Die Angaben der<br />
chemischen Analyse sind in diesem Eall nicht im Einklang mit der Gegenwart des<br />
vorgehend erwähnten, Ferri-Charakter zeigenden Chamosits. In den untersuchten<br />
karbonatlosen Gesteinen kennen wir auf Grund der Resultate der mikroskopischen<br />
und Röntgenuntersuchungen aber allein den Chamosit als solchen Bestandteil, dessen<br />
Eisengehalt beachtungswert ist.<br />
Das Gewebe des Chamosit ist ausserordentlich abwechslungsreich. Seine Verteilung<br />
zwischen den Körnern der Sandfraktion ist ungleichmässig. In einigen Teilen<br />
des Gesteins bildet er an der Oberfläche der Mineralbruchstücke eine dünne Hülle<br />
von einigen jx-en, im anderen Fall erscheint der Chamosit in Flecken von mehreren<br />
Hundert |jt,-en. Diese Flecke haben eine unregelmässige Form, da der Chamosit immer<br />
als Ausfüllung der Lücken zwischen den klastischen Körnern erscheint. Die Form des<br />
Chamositnestes hängt also von der Verteilung des klastischen Materials der Mineralien<br />
ab. Im Falle einer festen Ineinanderfügung der Körner kann sich nur eine dünne<br />
Chamosit-Bindematerialhaut bilden.<br />
Wir hielten es für nötig die Resultate der optischen und Röntgenuntersuchungen<br />
und die Art der mikroskopischen Erscheinung des Chamosits auf dieser Stelle zu<br />
beschreiben, da die Absonderung des Chamositgehalts der Aleurite und Tonsteine,<br />
wegen ihrer kleineren Korngrösse und wegen der diese bedeckenden Komponente<br />
(feindisperses organisches Material, Tonmineralien) wesentlich schwerer ist und wir<br />
uns der Lösung des Problems der Abstammung und Ausbildung des Chamosits an gut<br />
untersuchbaren Sandsteinproben annähern wollten.<br />
2 <strong>Természettudományi</strong> <strong>Múzeum</strong>i Évk. 196C.
Das häufig vorkommende Gestein der obertriadischen Schichtenreihe ist der Aleurit,<br />
welcher überwiegend aus klastischen Körnern in der Grösse von 0,01—0,05 Mm besteht.<br />
Die mineralogischen Bestandteile sind in erster Reihe der Quarz wie bei den Sandsteinen.<br />
Ein Teil dessen nimmt als Feinsand (50—100 u.) und Gesteinsmehl (10—50<br />
ein anderer unter 10 fx, die Korngrösse der Tonmineralien annähernd, im Aufbau<br />
des Gesteins teil. Die Quantität der Feldspäte ist veränderlich, reichert sich aber<br />
ähnlich dem Verhalten des Quarzes in der Tonkfraktion an, da der quantitativen<br />
Analyse der Röntgendiffraktogramme gemäss die zwei Komponente immer ein höheres<br />
Resultat gaben als bei den mikroskopischen Messungen. Der klastische Glimmergehalt<br />
der Aleurite ist reicher als derjenige der Sandsteine. Ihr Material besteht unverändert<br />
aus Muskovit, Biotit und Klorit. In einigen Proben sind auch in verschiedenem<br />
Masse abgenutzte Zirkon, Turmalin und Rutilkomer zu beobachten.<br />
Das Bindematerial der Aleurite bilden allererst Tonmineralien, Serizit, Chamosit<br />
und Karbonate.<br />
Abb 6. Röntgendiffraktogramm des gesteinmehligen Tonsteins. Pécs-28. Tiefbohrung. (Cxi Röhre ;<br />
Ni Filter; 40 kV ; 20 mA; Imp. Unterbrechung 8 ; Zeit-Beständigkeitsfaktor 8 ; Messungsfaktor 1 ;<br />
Geschwindigkeit des Goniometers %°/Minute; Bandgeschwindigkeit 800 Mm/Stunde; Divergez-<br />
Spalte 1°.)<br />
Abb. 7. Röntgendiffraktogramm des Chamosits von Nucic. (Cxi Röhre; Ni Filter; 40 kV; 20 mA;<br />
Imp. Unterbrechung 8; Zeit-Beständigkeitsfaktor 8; Messungsfaktor 1; Geschwindigkeit des<br />
Goniometers %°/Minute; Bandgeschwindigkeit 800 Mm/Stunde; Divergenz-Spalte 1°.)
Die Verteilung der klastischen Körner und diejenige der Bindematerial bildenden<br />
Mineralien ist verschieden. An den Aleuritproben der Schichtenreihe waren von der<br />
gleichmässigen Verteilung des Gesteins fleckige, weiterhin bandartigen Gewebecharakter<br />
zeigende, bis zur parallellen Schictung aufweisende Ausbildungen und zahlreiche<br />
andere Gewebestrukturen zu beobachten. Die Orientation des Gesteingewebes<br />
betont am besten die parallellé Einordnung der Glimmer und der verkohlten Pflanzenteile.<br />
Die Steinkohlenfetzen werden oft von winzigkugeligen Pyritausscheidungen<br />
begleitet.<br />
Die Tonmineralien, welche einen Teil des Bindematerials der Sandsteine und Aleurite<br />
bilden, werden zu herrschenden Komponente der Tonsteine. Die in einer gesteinsbildenden<br />
Quantität erscheinenden Tonmineralien (in überwiegender Korngrösse<br />
von 5u) bestehen den Röntgenuntersuchungen gemäss aus Kaolinit, Hydromuskovit,<br />
Serizit und Chamosit. Diese bilden eine auf mikroskopischem Wege nicht erkenntbare<br />
Masse. Den Charakter des geweblichen Bildes der Tonsteine gestalten ausser der tonmineralischen<br />
Textur in die Tonmineralienmasse gebetteten Sand- und Gesteinsmehlkörner<br />
(Quarz, Feldspat, Glimmer, klastische Schwermineralien), ausserdem die<br />
autogenen Karbonatneste und Pyritanhäufungen.<br />
Die charakteristische Bildung der unterliassischen tauben Schichtenreihe ist der<br />
Toneisenstein, welcher in der Obertrias in geringer Menge vorkommt. Diese Gesteinsart<br />
wird nur durch einige dünnen Schichtchen vertreten, hauptsächlich in der Nähe der<br />
unterliassischen Steinkohlenlager enthaltenden Schichten. In dem tief erliegenden,<br />
sicher als Obertrias erkanntem Komplex haben wir keinen Toneisenstein wahrnehmen<br />
können.<br />
Bei einem Vergleich der mineralogischen Bestandteilen der Gesteine der obertriadischen<br />
Schichtenreihe ist zu sehen, dass den steinkohlenlosen Gesteinen ähnlich,<br />
alle drei (Testeinsgruppen überwiegend aus Mineralien klastischen Ursprungs gebildet<br />
sind. Die ausschliesslich als klastisches Material in das Ablagerungssammelgebiet<br />
eingetragene Mineralien sind die Feldspäte, der Biotit, der Muskovit, der Zirkon,<br />
Turmalin und Rutil. Auch der grösste Teil des Quarzes ist klastischen Ursprungs,<br />
obwohl mit dem Zerfall der Feldspäte auch sekundäre Kiesausscheidung entstand<br />
und im Laufe der Dehydratation dieses Vorganges sich haufenpolarisierender autigener<br />
Quarz und Chalcedon bildete.<br />
Von den Tonmineralien ist der Hydromuskovit, der Serizit und der grösste Teil<br />
des Kaolinits vom klastischen Ursprung, da diese im Laufe der Verwitterung aus den<br />
Gesteinen des Abtraggebietes entstanden und als fertig ausgebildete Tonmineralien<br />
an den Ort der Sedimentation gelangt sind.<br />
Der andere Teil der Tonmineralien sind an Ort und Stelle entstandene Produkte<br />
des Vorganges des Feldspatzerfalls.<br />
Desgleichen betrachten wir die Karbonate (Kalzit, Dolomit, Siderit, Ankerit)<br />
auch als autigene Gemengteile, welche entweder aus syngenetischen Lösungen ausgeschieden,<br />
oder aber während dem komplizierten Vorgang der Diagenese entstanden<br />
sind.<br />
Der Vorgang der Chamosithildung im Spiegel<br />
der mineralogischen Untersuchungen<br />
Wir möchten uns an dieser Stelle mit dem, das Bindematerial der obertriadischen<br />
Gesteine liefernden und gleichwohl einen autigenen Ursprung zeigenden Chamosit in<br />
ausführlicher Weise befassen. Da die mineralogische Bearbeitung dieses Schichtenkomplexes<br />
bis zur jetztigen Zeit reichlich vernachlässigt wurde, ist es nötig dass wir
•den, in diesen Bildungen neuerdings erkannten und von mineralogischer Seite genetisch<br />
auch sehr interessanten Chamositgehalt analysieren.<br />
Den Beobachtungen in Dünnschliffen gemäss begann die Ausbildung von einem<br />
Teil der Textur des chamositführenden Materials zur selben Zeit der Sedimentation<br />
der, in das Ablagerungssammelgebiet gelieferten Mineralien und des Gesteninschutts.<br />
In der Beschreibung des Gesteingewebes gaben wir über die Anordnung des Chamosits<br />
unter den klastischen Körpern ein eingehendes Bild. Dies bewies in jedem Falle den<br />
autochtonen Ursprung. Wir konnten feststellen, dass der Chamosit sich aus Lösungen<br />
ausscheidend die zwischen den Mineralbröcken anwesenden Lücken und die Poren<br />
des Gesteins mit seinem Material ausfüllt. Gleichzeitig konnten wir die verschiedene<br />
Umwandlung der klastischen Körner (Glimmer, Feldspat) in Chamosit beobachten.<br />
Die zweierlei Arten der autochtonen Ausbildung betrachtend können wir auch<br />
auf die Entstehungszeit der Chamositbildung folgern:<br />
Das Entstehen des Chamositgewebes, welches einen grossen Teil des Bindematerials<br />
bildet, begann während der Zeit der Sedimentation und setzte sich im Vorgang<br />
der Gesteinsbildung des Sedimentmaterials fort. Die mineralogische Umwandlung<br />
der in verschiedenem Masse in Chamosit umwandelten klastischen Gemengteile<br />
betrachten wir bereits als vollständige diagenetische Erscheinung.<br />
Wir haben während unseren Untersuchungen nur selten solche, den mikroskopischen<br />
Kennzeichen nach als chamositführendes Material betrachtende abgenutzte<br />
klastische Körner beobachtet, aus welchen wir auf eventuelle Zerstörung von früher<br />
•chamositführenden Bildungen hätten schliessen können.<br />
Die zur syngenetisch begonnenen Chamositbildung nötigen elementaren Komponente<br />
können wir also in erster Reihe als solche betrachten, welche in Lösungen geliefert wurden<br />
und neben denen die mobilisierten Elemente in spezialen geochemischen Verhältnissen<br />
des Sedimentationsbeckens eine grosse Rolle spielten.<br />
Aus der mineralogischen Zusammensetzung der Gesteine vom klastischen Ursprung,<br />
welche sich in dem obertriadischen Sedimentationsbecken ablagerten, ist festzustellen,<br />
dass das Abtragsgebiet in dieser Zeit hauptsächlich aus tiefliegenden Magmagesteinen<br />
und verschiedenen metamorphen Schiefern bestand. Das Material dieser Gesteine kam<br />
teilweise in einer Form von kleinem Bruchstücken, teilweise aber als kolloidales Material<br />
— welches sich im Laufe der Verwitterung an der Oberfläche bildete und vom<br />
Flusswasser transportiert wurde — an der Ort der Sedimentation.<br />
Das in das Sedimentationsbecken als Klastikum gelieferte Material ist in der<br />
bereits bekanntgegebenen Eolgenreihe das folgende: der Quarz, die Feldspate, der<br />
Biotit, der Muskovit, der Klorit, sowie ein Teil der Tonmineralien und stellenweise<br />
sich zeugendes farbiges Silikat (Turmalin usw.).<br />
Von den erwähnten Mineralien ist allein der Eisengehalt des Biotits und desKlorits<br />
von Bedeutung, doch die Gesamtmenge dieser Komponente beträgt in den Gesteinen<br />
der Schichtenreihe höchtens 1—2%. Aus der Mobilisation dieser Gesteinsbestandteile<br />
in dem Sedimentationsbecken können wir also den durchschnittlich 5—10%-igen<br />
Eisengehalt der chamositisches Bindematerial-führenden Gesteine nicht ableiten.<br />
(EeO -(- Ee 2<br />
0 3<br />
). Das Gewebebild der Dünnschliffe der Proben trägt auch kein Beweis<br />
für diese syngenetische mineralogische Auflösung.<br />
Das zur Chamositbildung nötige Eisen müssen wir also aus der Verwitterung an der<br />
trockenen Oberfläche ableiten.<br />
0. OELSNER, nach dessen Feststellung zur Ausbildung von marinen Eisenlagerstätten<br />
die trockenländische Elementsmobilitation wichtig ist, nimmt an, dass in<br />
dem Gesteinsmaterial der erodierten Gebiete 2% Eisen vorhanden ist. Das in humater
Form von Flusswässern gelieferte Eisenmaterial konnte sich in dem obertriadischen<br />
seichten Becken anreichern, umsomehr, da die wesentliche Quantität von Eisen aufbrauchender<br />
Vegetation damals bedeutend geringer war, als in den unterliassischen<br />
Zeiten, welche diejenigen der Obertrias folgten. Während de r Zeit der Ausbildung desobertriadischen<br />
kohlenlagerlosen Komplexes wurde in Folge der knappen Vegetation<br />
in das Sedimentationsbecken mehr freies Eisen geliefert, welch es sich den übrigen, noch<br />
ungebundenen Elementen anschliessend, zur Bildung von Eise nsilikat führte.<br />
Die Grundbedingung zur Ausbildung von Eisensilikat — in diesem Falle Chamosit<br />
— ist die Anwesenheit von grosser Quantität gelösster Kieselsäure und Aluminiumhydroxyd.<br />
Während der Untersuchung der obertriadischen Schichtenreihe haben wir<br />
auf Grund der gesteinskundigen Merkmale festgestellt, dass in der Zeit des Entstehens<br />
der Schichtenreihe periodische fluviale, inundationale, moorige, sumpfige, teichige,<br />
Delta und lagunare Faziesverhältnisse geherrscht haben. Die Krustenbewegung des<br />
Gebietes war oszillierend und dies beursachte die mehrmalige Änderung der<br />
genannten Fazies in einer dauernden Ineinanderfolge. Die neritische, inundationale<br />
und moorige Umgebung war für den Kohlendioxyd produzierenden Zerfall des;<br />
verwesenden organischen Materials günstig, während sich in den tieferen und<br />
schlecht gelüfteten Lagunen Ammoniumhydroxyd bildete. Dementsprechend müssen<br />
wir in dem Sedimentationsbecken in horizontaler territorialer Nebeneinanderfolge<br />
und in zeitlicher vertikaler Nacheinanderfolge eine Aera von säurigem und alkalischem<br />
pH vermuten.<br />
In dem Milieu von C0 2<br />
setzte sich der während der Verwitterung an der Erdoberfläche<br />
begonnene Feldspatzerfall fort und ergab das freigewordene Aluminiumhydroxyd<br />
und die Kieselsäure, welche auf Einwirkung des alkalischen Meereswassers (Laguna)<br />
in Lösung überging. Daneben vermuten wir auch die Ankunft des in Lösung befindlichen<br />
Aluminiums in das Becken, wie es beim Eisen der Fall war. In der NH 4<br />
OH<br />
enthaltenden, sogenannten Schwefelwasserstoff-führenden Zone war die Auflösung des<br />
Quarzes intensiv, wie wir dies bei den mikroskopischen Beobachtungen bereits bekannt<br />
gegeben haben.<br />
In der Bildung von Chamosit hatte gewiss auch die Wasserströmung des Sedimentationsbeckens<br />
eine grosse Rolle, welche die Vermischung der von Flusswässern transportierten<br />
Gemengteile mit den mobilisierten elementaren Bestandteilen der Sedimente des<br />
Beckens beförderte und ihre gegenseitige Reaktion begünstigte. Unserer Meinung nach<br />
hatte also die Bildung des Chamosits am Treffpunkt solcher Wasserströmungen begonnen,<br />
wo das, die Kieselsäure in Lösung haltendes, alkalisches pH zeigendes Milieu,<br />
die Eisenhydroxydlösung-führende und saure Reaktion zeigende Strömung neutralisierte.<br />
Hier bildete sich die optimale Kondition der chemischen Reaktion der elektronegativen<br />
Kieselsäure und des elektropositiven Eisenhydroxyds. Die gleichen Bildungsverhältnisse<br />
begünstigen auch die Ausscheidung des Aluminiums, welche die Anwesenheit<br />
des noch in Lösung befindlichen, aber immer mehr stabil werdenden Siliziums<br />
befördert. Das zur Chamositbildung nötiges Magnesium können wir au's dem Wasser<br />
des Sedimentationsbeckens ableiten. Die Magnesiumkarbonate und Hydroxyde werden<br />
nur in einem stark alkalischen Milieu bei etwa 10 pH unlösbar, so dass die Quantität<br />
der in Lösung befindlichen Magnesiumsalze in dem schwach säurigen, neutralen,<br />
oder mild alkalischen Milieu gross ist.<br />
Die teilweisige Verdrängung des so gebildeten Chamosits durch Siderit war ein<br />
spätdiagenesischer Vorgang als Resultat der Lösungsfähigkeit der den Kohlendioxyd-führenden<br />
sauren Moorgewässern entstammenden Porenlösungen. Die Auflösung<br />
des chamositführenden Bindematerials ist keine allgemeine Erscheinung,<br />
jedoch darf unsere Aufmerksamkeit der Tatsache nicht entgehen, dass sich in der
späten Periode der Gesteinsbildung in den Gesteinen der Schichtenreihe verschiedene<br />
Mineralumwandlungen geschehen sind.<br />
Die Resultate unserer Untersuchungen zusammenfassend können wir feststellen,<br />
dass die Gesteine der obertriadischen Schichtenreihe des Mecsekgebirges überwiegend<br />
aus allotigenen Bestandteilen bestehen. Daneben ist aber die autigene Mineralbildung<br />
auch von grosser Bedeutung, wie es z. B. die Ausbildung des zum Bindematerial der<br />
klastischen Gesteine dienendem Chamosits beweist. Die zur Chamositbildung nötigen<br />
Elemente können wir teilweise von den magmatischen und metamorphen Gesteinen des<br />
Abtragungsgebietes ableiten, teilweise aber ist dies durch die Mobilisation der Elemente<br />
der klastischen Mineralien, welche in das Sedimentationsbecken geliefert wurden, ermöglicht.<br />
Die mit der obertriadischen Orogenèse zusammenhängende oftmalige Faziesveränderung<br />
ergab die Ausbildung solcher geochemischen Verhältnisse, welche in<br />
einer, in dieser Arbeit beschriebenen Art die Ausbildung des Chamosits ermöglichte.<br />
Literatur: — 1. ALDINGER, H.: Zur Entstehung der Eisenoolithe im Schwäbischen<br />
Jura (Zeit. d. deutsch. Geol, Ges., Stuttgart, 109, 1957, 1, p. 7—9). — 2. BETECHTIN,<br />
A., G. : Lehrbuch der speziellen Mineralogie (Leipzig, 1964, pp. 679). — 3. BORCHERT, H. :<br />
Über Faziestypen von marinen Eisenerzlagerstätten (Ber. der Geol. Gesells., Berlin, 9,<br />
1964, 2, p. 163—193). •—• 4. BRINDLEY, G. W. : The crystal structure of some chamosite<br />
minerals (Min. Magazine, 29, 1951, p. 502—525). — 5. BRINDLEY, G. W. & YOUELL,<br />
R. F.: Ferrous chamosite and ferric chamosite (Min. Magazine, 30, 1953, 220, p. 57—70).<br />
— 6. CISSARZ, A.: Zur Pétrographie und Genesis südwestmazedonischer Eisensilikat-<br />
Lagerstätten (Bull. Service géol. géophis. Serbie, Beograd. 11, 1954, p. 261—340). —<br />
7. HARDER, H.: Zum Chemismus der Bildung einiger sedimentärer Eisenerze (Zeit. d.<br />
deutsch. Geol. Ges., Stuttgart, 109, 1957, 1, p. 69—72). — 8. IMREH L.: A mecseki felsőtriász<br />
homokkő felső részének kőzettani vizsgálata (Petrographische Untersuchung des<br />
oberen Teiles des obertriassischen Sandsteins des Mecsek-Gebirges) (Ann. Inst. Geol.<br />
Publ. Hungarici, 45, 1956, 1, p. 53—68). — 9. KOCH S. & SZTRÓKAY K. I.: Ásványtan<br />
(<strong>Budapest</strong>, 1955, pp. 538). — 10. NOSKENÉ FAZEKAS G.: A Pécs-28. mélyfúrás ásványkőzettani<br />
vizsgálata (Manuskript, Ungarische Geol. Anst., Datensammlung). —• 11.<br />
NOSKENÉ FAZEKAS G.: Jelentés a Pécs-39. mélyfúrás üledékkőzettani vizsgálatáról (Manuskript,<br />
Ungarische Geol. Anst., Datensammlung). — 12. OELSNER, O.: Zur Herkunft<br />
des Eisens in oolithischen Eisenerzlagerstätten (Freib. Forschungsh., C 129, 1962, p.<br />
1—19). — 13. PAPP F.: Mórágy vidéki gránitok és kísérő kőzetek (Des roches intrusives<br />
de la région de Mórágy) (Földtani Közlöny, 82, 1952, p. 143—150). — 14. SZÁDECZKY-<br />
KARDOSS E.: Geokémia (<strong>Budapest</strong>, 1955, pp. 680). — 15. WATTENBERG, H.: Zur Chemie<br />
des Meerwassers (Z. anorg. allg. Chemie, Berlin, 236, 1938, p. 339—360).<br />
Tafelerklärungen<br />
Taîel I.<br />
1. Aus Quarz und Feldspat bestehendes Granitklastikum. Pécs 28. Tief bohrung, +N, 40X .<br />
2. Mirmekit in Sandstein. Pécs 28. Tiefbohrung. +N, 40X .<br />
3. Diagenetische Sideritkugel in Tonstein. Pécs 28. Tiefbohrung. II N, 100X .<br />
4. Rekristallisiertes Silizium-Bindematerial in Sandstein. Pécs 28. Tiefbohrung. +N,<br />
100X.<br />
Talel II.<br />
1. Kaolinitisierte Feldspäte mit spaltungausftülcnden Chamositadern. Pécsvasas, Tal zwischen<br />
Galambos und Vöröses, n N, 75X .<br />
2. Sich in Chamosit umwandelnder Feldspat. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses.<br />
I I N, 75 X .<br />
3. Biotitreicher Sandstein. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 75X .<br />
4. Sandstein durchquerende epigene Karbonatadern. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 75X*
Talel III.<br />
1. In der Richtung der Lamellierung karhonatisierter und chamositisierter Feldspat. Pécsvasas,<br />
Tal zwischen Galambos und Vöröses. +N, 200 X .<br />
2. Karbonatmaterial führendes Klastikum mit Chamositadern. Pécsvasas, Tal zwischen<br />
Galambos und Vöröses. I I N, 75X .<br />
3. Chamositstückchen klastischen Ursprungs. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses.<br />
I I N, 75X .<br />
4. Bostonitklastikum. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses. +N, 200X.<br />
Taîel IV.<br />
1. Fahl gewordener sich in Chamosit umwandelnder Biotit. Pécsvasas. Tal zwischen Galambos<br />
und Vöröses. I I N, 500X •<br />
2. Zwischen Quarzkörner gepresster Biotit. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses.<br />
I I N, 250 X .<br />
3. Biotitlamellen im Chamositfeld. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses. II.<br />
N, 350 X.<br />
4. Vergrössertes Bild der vorigen Aufnahme, an welchem die im Biotit befindliche Chamositlamelle<br />
zu sehen ist. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses. I I N, 500X .<br />
Taîel V.<br />
1. Verwitternder Biotit mit zackigem Rande. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 200X •<br />
2. Vergrösster Teil des vorigen Bildes. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 500 X •<br />
3. Verwitternder Biotit mit fahlem grünlichen Rande. Pécsvasas, Ujladin-Tal, I I N, 250 X .<br />
4. Verwitternder Biotit im chamositischen Milieu. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 200 X.<br />
Tafel VI.<br />
1. Sich in Chamosit umwandelnde Biotite und feine Chamositfäden. Pécsvasas, Ujladin-Tal.<br />
I I N , 200 X.<br />
2. Sich in Chamosit umwandelnde Biotitlamelle und chamositisches Bindematerial. Pécsvasas,<br />
Ujladin-Tal. I I N, 200 X .<br />
3. Grosse Biotitlamelle in chamositisches Bindematerial-führendem Sandstein. Pécsvasas,<br />
Tal zwischen Galambos und Vöröses. I I N, 75X .<br />
4. Aufgelöstes und weitergewachsenes Quarzklastikum in Sandstein von chamositführendem<br />
Material. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses. I I N, 75X .<br />
Taîel VII.<br />
1. Chamositführender Einschlusskranz im weitergewachsenen Quarzkorn. Pécsvasas, Tal<br />
zwischen Galambos und Vöröses. I I N, 75X •<br />
2. Das vorige Bild mit Nikol. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses. +N, 75 X .<br />
3. Ungleich verteiltes chamositisches Bindematerial. Pécsvasas, Ujladin-Tal. LT N, 75X.<br />
4. Chamositisches Bindematerial mit oxydierten Flecken. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N,<br />
200 X.<br />
Taîel<br />
VIII.<br />
1. Der Kontakt von Quarzkörnern mit chamositischen Bindematerial scharfer Grenze<br />
entlang. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 75X.<br />
2. Zusammenhängender Chamosit auf grossem Gebiet. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 75X .<br />
3. Chamositisches Bindematerial führenden Sandsteinteil durchquerende Karbonatader.<br />
Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 75X.<br />
4. Quarzklastikum durchdringende Chamositadern. Pécsvasas. Ujladin-Tal. I I N, 200X.
Tafel II.