Geologie

Die mit dem Devon (ab 400 Mio. Jahre) verstärkt einsetzende Entwicklung der Pflanzenwelt führte zur Bildung von Kohlelagerstätten unter- schiedlichen geologischen Alters in fast allen Teilen der Welt. Eine besonders produktive Phase fand im Karbon (vor 358-298 Mio. Jahren) statt, dem diese Erdzeitalter auch seinen Namen zu verdanken hat.
Die Steinkohlenlagerstätten Deutschlands und in den angrenzenden Ländern entstanden im Oberkarbon, als die Sedimentfracht des sich bildenden variszischen Gebirges in das nördliche, sich langsam absenkende flache Vorland abgetragen wurde. Das Ganze fand in äquatorialen Bereichen statt, begünstigt durch feuchtwarmes Klima konnten sich ausgedehnte Sumpfwälder und Moore bilden mit Bärlappgewächsen und Schachtelhalmen und Farnen in Baumgröße. Versenkung und Sedimentnachlieferung führten zum Aufbau eines 4000 m mächtigen Sedimentpakets mit mehr als 100 Flözen.

Die kohleführenden Schich- ten des Ruhrkarbons wurden durch zunächst durch gebirgsbildende Prozesse auf gefaltet (im Süden stärker als im Norden) und an- schließend durch Bruch- schollentektonik in Horst- und Grabenstrukturen zer- gliedert. Eine große Hilfe bei der markscheiderischen Flöz- parallelisierung sind neben den marin beeinflussten Schichten die Kohlenton- steine. Das sind wenige cm–mächtige Ablagerungen, die durch Veränderung vulkanischer Tuffablagerungen entstehen. Sie sind über weite Strecken zu verfolgen und individuell ausgeprägt.

Im Grubenfeld "Gläser" am bewaldeten Hang südlich des "Enwuch" bei Bad Endbach-Günterod wurde in den 1950er Jahren nach Bunt- metall-Erz geschürft. Es fanden sich nickelhaltige Erzlinsen in einem unter- karbonischen Meta-Basalt (genauer: pikritischer Meta-Dolerit), der einst unterirdisch als so genannter Lagergang in verfestigte Meeres-Sedimente des älteren Devon-Zeitalters eingebrochen (intrudiert) ist.

Man kann aufgrund der Gesteine und ihrer zeitlichen Stellung einen Mittel-Oberdevon-Grosszyklus und einen Unterkarbon-Grosszyklus unterscheiden, wobei jeder dieser Zyklen wiederum in mehrere Phasen unterteilt werden kann.
Als Gesteine finden sich, wie bei vulkanischen Phasen üblich, Effusivgesteine (an der Erdoberfläche oder untermeerisch ausgeflossene Laven), sowie pyroklastische Gesteine, auch "Vulkaniklastite" genannt: durch Explosionen an die Oberfläche bzw. ins Meer geschleuderte Lavafetzen und vulkanische Asche.
Die unterseeisch ausgeflossene Lava bildete durch die Abschreckung im Wasser und das nachfolgende Aufbrechen der so oberflächenerstarrten Lavaschläuche mit erneutem Ausfließen der Lava die typischen Lavakissen ("Pillow-Laven").
In der Lahnmulde war der Vulkanismus im Devon weit ausgeprägter als im Unterkarbon, in der Dillmulde hingegen waren die unterkarbonischen Vulkanaktivitäten stärker. Beide Grosszyklen lieferten durchaus verschiedene Schmelzen und damit verschieden zusammengesetzte Gesteine. Der devonische Zyklus ist von alkalibasaltischen Vulkaniten geprägt, während der Unterkarbonzyklus kieselsäurereichere sog. tholeiitische Basalte lieferte.
Teilweise wurde die Lava direkt an die Oberfläche bzw. ins Meer gefördert (Unterkarbon-Zyklus), teilweise verweilte sie aber auch noch einige Zeit in Magmakammern in der Erdkruste (Mittel-Oberdevon-Zyklus).
Bei diesem Aufenthalt in den Magmenkammern kam es durch Gravitation zu einer Differenzierung: Die dunklen, schweren Minerale sanken an den Boden der Kammer, die leichteren Anteile der Schmelze stiegen nach oben. Somit sind die hiernach geförderten Gesteine recht unterschiedlich in Aussehen und Mineralzusammensetzung.

Aus dem tertiären Vulkanismus der Eifel, des Vogelsberges und der Rhön sind ebenfalls solche Bomben aus dem Erdmantel bekannt, nur sind diese aufgrund des wesentlich geringeren Alters "frisch", d.h. noch nicht in ihrer Mineralzusammen- setzung verändert ("alteriert"). Diese jungen Xenolithe bestehen, wie auch der Erdmantel, zu einem hohen Prozentsatz aus Olivin, einem grünen Magnesium-Eisen-Silikat.

Die ungleich älteren Mantelfragmente aus der Devon- und Karbon-Zeit des Lahn-Dill Gebietes waren ursprünglich sicherlich ebenso zusammengesetzt, sind aber im Laufe von hunderten Millionen Jahren in ihrer Mineralzusammensetzung so stark alteriert, dass sie jahrzehntelang nicht als solche erkannt wurden. Allerdings konnte damals auch niemand erklären, um was es sich bei diesen harten und recht bunten "Kalkknollen" handelt und wie sie entstanden sind.

Auch die alten Vulkanite (und Vulkaniklastite) selbst sind so stark verändert, dass man sie über hundert Jahre lang mit eigenen Namen wie z.B. Diabas, Keratophyr und Quarzkeratophyr bezeichnete. Erst seit den 1970er Jahren ist klar das es sich um alterierten Basalt, Trachyt und Rhyolith handelt. Man trägt dieser Erkenntnis neuerdings dadurch Rechnung, dass man die Namen der Ausgangsgesteine beibehält und als Ausdruck der Alterierung die Silbe "Meta-" davor setzt. Diabas heißt heute also meta-Alkalibasalt, Keratophyr meta-Trachyt, und Quarzkeratophyr meta-Rhyolith.

Asterolepis ornata lebte vor ca. 370 Millionen Jahre in den Meeren des Oberdevons. In einem Zeitraum von etwa 70 Millionen Jahre  (430 bis 360 Millionen Jahre vor unserer Zeitrechnung) waren verschie- dene Arten von Panzerfischen weit verbreitet. Ihr Name bezieht sich auf den mit massiven Knochenplatten gepanzerten Kopf und Vorder- körper der Tiere.   
Taxonomisch gehören die Panzerfische in die Gruppe der Gnathostomata, was auf Deutsch etwa 'Kiefermünder' bedeutet. Hierbei stellen die Panzerfische sozusagen die primitivste Fraktion der Gnathostomata, aus denen sich letztlich alle höheren Wirbeltiere (über Knorpelfische, Knochen- fische, Amphibien, Reptilien, Vögel bis hin zu den Säugetieren) entwickelt haben. Die Panzerfische brachten offenbar bereits lebende Junge zur Welt und hatten mutmaßlich auch die erste Form einer koitalen Begattung (gegenüber der einfachen Abgabe von Gameten ins umliegende Wasser).

Die Aufnahme von Probe A48 ist bei unter einem Winkel von 60° zueinander orientierten Polfiltern und durch ein zusätzliches Hilfsobjekt (Rot I. Ordnung) entstanden. Daher sind die im Bild sichtbaren Farben überwiegend die durch Materialanisotropie bedingten Interferenzfarben, je nach Orientierung der Mineralkörner vermehrt oder verringert um die Interferenzfarbe des Hilfsobjekts.
Der hier ausgewählte, etwa 25 µm dicke Dünnschliff ist ein Mylonit aus der Aduladecke (Passo del San Bernardino, Graubünden); der abgebildete Präparatausschnitt ist 5,3x3,9 mm groß. Das Bild zeigt ein intensiv zerschertes Gestein, das sich bei der Verformung nicht spröde verhalten, sondern diese durch kristallplastisches Fließen des Quarz (gelbe bis rote und blaue Farben) aufgenommen hat. Die etwas ungleichmäßige Färbung innerhalb einzelner Körner ist auf die Beanspruchung der Kristallgitter durch äußere Spannungen zurückzuführen.
Die plastische Verformung des Quarz bewirkte eine Vorzugsorientierung der kristallographischen Achsen ebenso wie der Korngrenzen. Diese verlaufen überwiegend horizontal und damit parallel zu der durch Hellglimmer (grüne Farben) definierten Schieferung, aber auch von links oben nach rechts unten. Diese Asymmetrie der Quarz-Kornformen läßt ebenso wie die der sich während der Verformung rigide verhaltenden, passiv vom Quarz umflossenen Granatkörner (dunkelbraun) erkennen, daß die Scherung linkssinnig war, das heißt jeweils weiter oben befindliches Material wurde bezüglich des darunterliegenden nach links transportiert. Dieser Vorgang fand während der Kollision der europäischen mit der afrikanischen Kontinentalplatte bei etwa 500 °C und 7-8 kbar statt (entsprechend etwa 25-30 km Tiefe); das Gestein bezeugt das Hauptstadium des Aufstieges von Erdmantelmaterial aus Tiefen von bis zu 200 km, das heute in der Aduladecke an der Erdoberfläche zu finden ist.

Dieses Foto war Titelbild des Mikrokosmos 95, Heft 3 (2006).

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Der Dünnschliff A178 ist aus einem metamorph überprägten Sediment der Misoxer Zone aus dem Val Vignun (östlich des Passo del San Bernardino, Graubünden) präpariert worden und etwa 15 µm dick. Das Gestein wurde im Randbereich eines Europa und Italien (das, allerdings nur geologisch gesehen, zu Afrika gehört) bis vor etwa 55 Millionen Jahren trennenden Ozeans abgelagert, der bei Entstehung der Alpen verschluckt wurde.

Das Photo ist unter gekreuzten Polarisatoren aufgenommen worden, so dass allein die Interferenzfarben der abgebildeten Minerale sichtbar sind. Das Bild zeigt einen Ausschnitt des Präparates von 8,4x6,5 mm Größe. Die Bildmitte beherrscht ein dunkler Kalifeldspatkristall, der in eine Umgebung aus Quarz (grau), Hellglimmer (gelb-orange), Kalkspat (bunt) und kleineren Kalifeldspatkörnern eingebettet ist.
Während diese Matrix den Kalifeldspatkristall bei der Zerscherung des Gesteins plastisch umflossen hat, blieb dieser spröde und zerbrach. Mit fortschreitender Dehnung des Gestein in horizontaler Richtung wurden die entstandenen Risse breiter, es bildeten sich jedoch keine Hohlräume, sondern gleichzeitig mit der Erweiterung der Risse kristallisierte in diesen Kalkspat aus.
Der Schliff offenbart sehr eindrucksvoll die unterschiedlichen Materialeigenschaften von Kalifeldspat, Kalkspat und Quarz bei Temperaturen um 300-400 °C: Während der Quarz sich intrakristallin verformt und der Kalkspat sehr mobil ist, verhält sich der Kalifeldspat spröde.

Auch der Schliff A135 stammt aus der Misoxer Zone im Val Vignun. Das entsprechende Handstück war ursprünglich ein Konglomerat, also ein mehr oder weniger feinkörniges Sediment, in dem gerundete Quarzschotter steckten. Geschüttet wurde dieses Sediment wahrscheinlich von einem einst zwischen Europa und Italien befindlichen kontinentalen Sporn, der von diesen jeweils durch einen Ozean getrennt war und Verbindung mit Spanien hatte. Während der Kollision der Kontinente, bei der die Alpen entstanden, wurde das Gefüge des feinkörnigen Sedimentanteils völlig ausgelöscht.

Das Photo wurde unter gekreuzten Polfiltern aufgenommen, das Bild zeigt einen Ausschnitt des Präparates von 8,1x5,6 mm Größe. Der feinkörnige Quarz (grau) und der Hellglimmer (blau) der Gesteinsmatrix rekristallisierten und zeigen Ansätze einer mylonitischen Zerscherung mit Bildung einer Schieferung. Diese Scherung war jedoch nicht intensiv genug, auch die Gerölle zu zerlegen. Zwar sind innerhalb des elliptischen Gerölls in der Bildmitte kleinere Quarzkörner entlang der Korngrenzen größerer Körner gewachsen, jedoch sind diese ebenso wie die charakteristische Eiform des Gerölls noch intakt.

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Bei dem Material dieser Probe handelt es sich um ein metamorphes Gestein aus den Zentralalpen im Südosten der Schweiz nahe der italienischen Grenze (Val Mesolcina, Graubünden). Das Gestein war ursprünglich ein Schlamm, der in einem Schelfmeer am Südrand des damaligen Europas wahrscheinlich in der Kreidezeit abgelagert worden war. Dieser Schelf wurde vor etwa 50 Millionen Jahren nach Süden unter den italienischen (apulischen) Mikrokontinent subduziert, nachdem der dazwischenliegende Ozean schon vollständig verschwunden war. Das Eintreten des europäischen Kontinentalrandes in die Subduktionszone führte schließlich zur Bildung der Alpen.

Bei der Versenkung gerieten die Ablagerungen auf den Schelf unter hohe Drücke und Temperaturen. Das fotografierte Material war vor etwa 40 Millionen Jahren bei Temperaturen von etwa 700 ºC in einer Tiefe von über 70 Kilometern. Bei so hohen Temperaturen wachsen in einem Schlamm neue Minerale wie Glimmer, Granat, Quarz, Feldspat und auch weniger bekannte Minerale wie die Alumosilikate – aus dem Ton wird so ein besonderer Gneiss, ein so genannter Granat-Glimmerschiefer. Dieser Prozess ist dem Brennen von Ton im Ofen vergleichbar, nur dass der Schlamm einige Millionen Jahre im Brennofen ist und so die neuen Minerale viel größer als in einem Scherben wachsen können. Einige Minerale sind auch druckabhänging und entstehen nur in großen Tiefen

Diese Probe enthält besonders prächtigen Staurolith (das große, bläuliche Korn im Zentrum des Ausschnitts und das gelbe Korn im unteren rechten Bereich). Staurolith ist ein aluminiumreiches Silikat und gewachsen, als das Gestein bei immer noch hohen Temperaturen schon wieder auf dem Weg zurück an die Oberfläche war– in etwa 30 Kilometer Tiefe bei etwa 650 ºC. Die Staurolithkörner sind in eine Matrix aus Hellglimmer (die kleinen, violetten Leisten in der oberen rechten Bildhälfte) und Quarz (die bunten, mosaikartigen Körner unten links) eingebettet. Ein anderes verbreitetes Mineral, das auch in großen Kristallen auftritt, ist Granat. Der Randbereich eines hier dunkelvioletten erscheinenden Granatkornes ist ganz unten links zu sehen. Granat, Hellglimmer und Quarz wuchsen schon auf dem Weg in die Tiefe. Der Staurolith ist also relativ spät und auf Kosten dieser Minerale gewachsen (einige kleine Granatreste sind als Einschlüsse in dem grossen Staurolithkorn erhalten). Deshalb ist der Staurolith auch in seiner schöne Kristallform erhalten, wogegen die Granate “angeknabbert’ sind. Ebenfalls schon auf dem Rückweg sind in dieser Probe kleine Mengen an Dunkelglimmer gewachsen (die dunkelgrünen, länglichen Leisten unten rechts neben dem Granatkorn und die vereinzelten grünen Körner im Hellglimmerfilz). Ganz spät in der Geschichte dieses Gesteins sind die Brüche im Staurolith entstanden, entlang derer das Mineral Chlorit auftritt. Geologen können anhand der verschiedenen Minerale und deren Wachstumsbeziehungen die Druck- und Temperaturgeschichte eines Gesteins rekonstruieren und so wichtige Rückschlüsse auf den Ablauf der Gebirgsbildung anstellen.

Das Foto zeigt einen Ausschnitt von etwa 4,2 x 3,1 mm