INAUGURAL-DISSERTATION
zur
Erlangung der Doktorwürde
der
Naturwissenschaftlich-Mathematischen Gesamtfakultät
der
Ruprecht-Karls-Universität
Heidelberg
vorgelegt von
Diplom-Geologe Oliver Rügner
aus Mannheim
15. April 2000
Tonmineral-Neubildung und Paläosalinität
im Unteren Muschelkalk des
südlichen Germanischen Beckens
Gutachter:
Prof. Dr. Volker B. Schweizer
PD Dr. Laurence N. Warr
Tag der Disputation:
Vorwort I
Vorwort
Die vorliegende Arbeit wurde am Geologisch-Paläontologischen Institut der Ruprecht-Karls-
Universität Heidelberg durchgeführt und entstand auf Anregung von Herrn Prof. Dr. Volker B.
Schweizer, dem ich an dieser Stelle für seine fachliche und persönliche Betreuung und sein
förderndes Interesse herzlich danken möchte. Für die vielen konstruktiven Diskussionen und
die kritische Begutachtung des Manuskripts danke ich Herrn PD Dr. Laurence N. Warr.
Meinen Studienkollegen Dr. H. Christmann, Dipl.-Geol. E. Schwöbel und Dipl.-Geol. H. Hof-
mann sei für ihre fachlichen und persönlichen Beiträge, ihre Unterstützung sowie ihre ständige
Diskussionsbereitschaft gedankt. Des weiteren möchte ich allen Mitarbeitern des Geologisch-
Paläontologischen Instituts, des Laboratoriums für Geochronologie, des Instituts für Umwelt-
Geochemie, des Mineralogischen Instituts und der Heidelberger Zement AG, die mich bei der
Durchführung der Analysen unterstützt haben, meinen Dank aussprechen.
Den Mitarbeitern der Geologischen Landesämter von Baden-Württemberg, Rheinland-Pfalz und
Bayern sowie des Service Géologique, Luxembourg möchte ich für ihre Hilfe bei der Proben-
beschaffung und für die Anregungen in den verschiedenen Phasen dieser Arbeit danken.
Der Forschungsabteilung der Hoechst AG, Frankfurt am Main danke ich für die kostenlose
Bereitstellung von Verbrauchsmaterialien im Rahmen der Labortätigkeiten. Für die Unterstüt-
zung bei der Durchführung von Röntgenfluoreszenz-Analysen und die vielen fachlichen Dis-
kussionen danke ich Herrn Dr. A. Rüttimann, Terrachem Analysenlabor GmbH, Mannheim.
Herrn Dipl.-Ing. K. Mierswa sei für seine kompetente Beratung in patentrechtlichen Fragen und
die Durchführung der Anmeldeformalitäten gedankt. Herrn Dr. J. Szulc, Universität Krakau
danke ich für seine Hinweise und den regen Austausch während seiner Zeit in Heidelberg. Für
die kostenlose Zusendung von Literatur danke ich Frau Dr. A. Götz und Herrn Dr. T. Simon
Mein Dank gilt weiterhin Herrn M. Gastner und Herrn H. Ebert für ihre stete Bereitschaft zur
Zusammenarbeit und ihr großes Engagement bei der Lösung technischer Probleme.
Für ihre stete Ermutigung und menschliche Unterstützung in allen Phasen meines Studiums
danke ich meiner Lebenspartnerin und meinem Vater.
Nicht zuletzt möchte ich auch für die finanzielle Unterstützung des Dissertationsvorhabens dan-
ken, die im Rahmen eines Promotionsstipendiums vom Land Baden-Württemberg für den Zeit-
raum von zwei Jahren gewährt wurde. Herrn Prof. Dr. D. Heling gilt hierbei mein besonderer
Dank für die kritische Durchsicht und Begutachtung meiner Graduiertenförderungs-Anträge.
Zusammenfassung II
Zusammenfassung
Die Nichtkarbonatfraktion des Unteren Muschelkalks (Mittlere Trias) wurde anhand von sechs
Bohrprofilen aus dem südlichen Germanischen Becken mittels konventioneller und isotopen-
geochemischer Methoden analysiert. Die Untersuchungen wurden an unverwittertem Bohrkern-
material durchgeführt, das die Abfolge des Unteren Muschelkalks in unterschiedlichen
Faziesbereichen erfaßt. Die Tonfraktion besteht im wesentlichen aus der Mineralphase Illit, da-
neben kommen Illit-Smektit, Kaolinit und Chlorit vor. Am Übergang zum Mittleren Muschel-
kalk tritt das Tonmineral Talk, im Oberen Buntsandstein (Röt) das Tonmineral Corrensit auf. Als
Nichtkarbonate wurden neben Quarz, Feldspat und Sulfaten auch die Schwerminerale Hämatit,
Goethit, Pyrit und Sphalerit röntgenographisch nachgewiesen.
In der Tonfraktion wurden Borkonzentrationen zwischen 150 und 275 ppm gemessen. Innerhalb
der Muschelkalk-Abfolge lassen sich charakteristische Verteilungsmuster identifizieren, die in
allen analysierten Profilen wiederkehren. Die hohe Korrelation der Wertegruppen weist darauf
hin, daß über den wechselnden Borgehalt der Tonfraktion Paläosalinitäts-Schwankungen abge-
bildet wurden. Im Unteren Muschelkalk ist ein kontinuierlicher Anstieg der Werte festzustellen.
Dabei zeigen die weiter südlich gelegenen Profile höhere Gehalte. Diese Tatsache spricht gegen
eine zeitweise bestehende Meeresverbindung mit der Tethys im Pelson. Die höhere Streuung
der Gehalte an der Grenze zum Mittleren Muschelkalk weist auf die zunehmende Einschnürung
des südlichen Germanischen Beckens hin. Parallel dazu steigt auch der Magnesiumgehalt der
Chlorite im oberen Teil der Abfolge an.
Die isotopische 40K/40Ar-Datierung der Illite ergibt Alterswerte von 196 - 236 Ma (Fraktion 2 - 1
µm) sowie 175 - 208 Ma (Fraktion < 1 µm). Das Mineralbildungsalter der Illite liegt damit
deutlich unter dem Sedimentationsalter des Unteren Muschelkalks. Die Altersdifferenz der Frak-
tionen 2 - 1 µm und < 1 µm deutet auf eine Mischung von authigenen und detritischen Illiten
hin. In der feineren Fraktion wurden stets jüngere Alterswerte ermittelt. Dieses Ergebnis steht
im Gegensatz zu der von den vielen Autoren vertretenen Auffassung, daß die nichtkarbonatische
Tonfraktion des Unteren Muschelkalks aus nicht bzw. nur wenig verändertem Verwitterungs-
material besteht. In diesem Fall müßten die Illite ein mindestens karbonisches Entstehungsalter
(> 295 Ma) besitzen.
Die mittels Rasterelektronenmikroskopie untersuchte Morphologie der Illite und Illit-Smektite
sowie die Verteilung der Halbwertsbreiten belegen eine teufenabhängige Smektit-Illit-Transfor-
mation im zentralen Teil des Germanischen Beckens. Darüber hinaus impliziert die Analyse der
Illit-Wachstumsmechanismen ein spezifisches Korngrößenwachstum durch Ostwald-Reifung.
Im Verlauf dieses selektiven Lösungs-Fällungsprozesses wird in einem geschlossenen Reaktions-
system durch Verminderung der freien Grenzflächenenergie ein energetisch günstigerer Zustand
angestrebt. Die Form der log-normalen Kristallitgrößenverteilungskurve weist darauf hin, daß
noch kein finales Stadium erreicht wurde. Da während des Reifungsprozesses kein externer
Stoffaustausch erfolgte, blieb die chemische Zusammensetzung der Illite weitgehend erhalten.
Inhalt III
Inhalt
1. Einleitung
1.1 Zielsetzung .........................................................................................................................1
1.2 Bisherige Untersuchungen..................................................................................................4
1.3 Geologischer Rahmen.........................................................................................................6
1.3.1 Paläogeographische Entwicklung ...............................................................................6
1.3.2 Lithologie und Faziesräume........................................................................................9
1.3.3 Stratigraphische Gliederung......................................................................................12
2. Probenmaterial
2.1 Lage der Bohrungen .........................................................................................................18
2.2 Probenahme ......................................................................................................................19
3. Methodik
3.1 Probenaufbereitung...........................................................................................................28
3.1.1 Unlöslicher Rückstand ..............................................................................................28
3.1.2 Dispersion der Tonminerale ......................................................................................29
3.1.3 Korngrößentrennung .................................................................................................31
3.2 Mineralphasenanalyse ......................................................................................................34
3.2.1 Präparation ................................................................................................................34
3.2.2 Meßkonfiguration......................................................................................................38
3.2.3 Diffraktometrie an Tonmineralphasen.......................................................................41
3.2.4 Quellfähigkeitsanalyse mittels Ethylenglykol...........................................................43
3.2.5 Nachweis von Kaolinit mittels Dimethylsulfoxid bzw. Formamid...........................44
3.2.6 Dehydration durch Glühen........................................................................................46
3.2.7 Quantitative Bestimmungsmethoden ........................................................................47
3.2.8 Bestimmung der Kristallitgrößen..............................................................................50
3.2.9 Eichung der Kristallinitätsdaten................................................................................51
3.3 Geochemische Analysen...................................................................................................52
3.3.1 Bestimmung der Karbonatgehalte.............................................................................52
3.3.2 Röntgenfluoreszenzanalysen.....................................................................................52
3.3.3 Bestimmung der Borgehalte (Tonfraktion) ...............................................................53
3.4 40K/40Ar-Datierung (Tonfraktion)......................................................................................53
3.4.1 Grundlagen................................................................................................................53
3.4.2 Meßpräparate.............................................................................................................54
Inhalt IV
3.5 Lichtmikroskopische Untersuchungen .............................................................................55
3.6 Rasterelektronenmikroskopische Untersuchungen...........................................................55
4. Ergebnisse und Diskussion
4.1 Karbonatminerale .............................................................................................................56
4.2 Rückstandsmenge .............................................................................................................59
4.3 Silt/Ton-Verhältnis............................................................................................................64
4.4 Bestandteile des unlöslichen Rückstands .........................................................................68
4.4.1 Quarz .........................................................................................................................68
4.4.2 Feldspat .....................................................................................................................69
4.4.3 Sulfatminerale ...........................................................................................................71
4.4.4 Schwerminerale.........................................................................................................73
4.4.4.1 Hämatit ...............................................................................................................73
4.4.4.2 Goethit ................................................................................................................75
4.4.4.3 Pyrit ....................................................................................................................76
4.4.4.4 Bleiglanz (Galenit) .............................................................................................77
4.4.4.5 Zinkblende (Sphalerit)........................................................................................78
4.4.5 Phyllosilikate.............................................................................................................79
4.4.5.1 Biotit ...................................................................................................................79
4.4.5.2 Muskovit.............................................................................................................80
4.4.5.3 Illit ......................................................................................................................81
4.4.5.4 Illit-Smektit.........................................................................................................84
4.4.5.5 Kaolinit ...............................................................................................................88
4.4.5.6 Chlorit.................................................................................................................91
4.4.5.7 Corrensit .............................................................................................................94
4.4.5.8 Talk .....................................................................................................................97
4.5 Quantitative Zusammensetzung des unlöslichen Rückstands ........................................100
4.5.1 Tonfraktion ..............................................................................................................100
4.5.2 Siltfraktion...............................................................................................................104
4.6 Kristallinität und Kristallitgrößenverteilung ..................................................................104
4.6.1 Verteilung der Halbwertsbreiten..............................................................................105
4.6.2 Wachstumsmechanismen......................................................................................... 111
4.7 Geochemische Untersuchungsergebnisse....................................................................... 117
4.7.1 Chlorit ..................................................................................................................... 117
4.7.2 Illit ...........................................................................................................................122
4.7.2.1 Bor als Indikator der Paläosalinität ..................................................................123
4.7.2.2 Borgehalte der Tonfraktion...............................................................................126
Inhalt V
4.8 Ergebnisse der Altersbestimmung ..................................................................................131
4.8.1 Auswahl der Präparate.............................................................................................131
4.8.2 40K/40Ar-Alter der Illite............................................................................................132
5. Schlußfolgerungen....................................................................................................138
5.1 Prä- und synsedimentäre Prozesse..................................................................................140
5.2 Postsedimentäre Prozesse ...............................................................................................143
6. Literatur.......................................................................................................................148
7. Anhang..........................................................................................................................168
Kapitel 1: Einleitung 1
1. Einleitung
1.1 Zielsetzung
Tonminerale sind ein wichtiger Bestandteil von Sedimentgesteinen. Als charakteristische Ei-
genschaften besitzen sie eine große spezifische Oberfläche sowie eine geringe Teilchengröße.
Ihr Durchmesser liegt in der Regel unterhalb von 0,002 mm (< 2 µm). Dieser Korngrößen-
bereich wird daher als Tonfraktion bezeichnet. Die meisten Tonminerale sind Phyllosilikate und
besitzen eine pseudohexagonale, blättchenförmige Gestalt (altgriech.
τ
ò
ϕυ
´
λλον
: das Blatt)
Tonminerale entstehen durch die hydrolytische Verwitterung primärer Silikatminerale und wer-
den in den Bodenhorizonten der unterschiedlichen Klimazonen angereichert. Im Zuge der Ero-
sion wird ein Teil dieser Minerale mobilisiert und äolisch oder als suspendierter Detritus über
die Flußsysteme ins Meer transportiert. Tonminerale, die den nahegelegenen Festlandsgebieten
des Ablagerungsraums entstammen, werden als detritische (allothigene) Minerale bezeichnet
(HILLIER 1995).
Wie die Tonmineral-Verteilung in den rezenten ozeanischen Sedimenten zeigt, ist für den größ-
ten Teil der Tonminerale eine detritische Herkunft anzunehmen. Das heutige Ablagerungsmuster
läßt eine deutliche Zonierung erkennen, die parallel zu den Breitengraden verläuft und unter-
schiedliche Klimazonen reflektiert (HELING 1988). Aus aktualistischer Sicht sollte sich diese
Abhängigkeit auch auf die älteren Sedimente der Erde übertragen lassen. Es kann daher ange-
nommen werden, daß die Sedimentation der Tonminerale im Verlauf der Erdgeschichte von der
paläogeographischen Lage der Festlandsgebiete abhängig war und ebenfalls stark durch klima-
tische Faktoren beeinflußt wurde.
In Kalksteinen treten Tonminerale meist in feinverteilter Form auf. Da die Ablagerung der Ton-
minerale gleichzeitig mit der Karbonatausscheidung erfolgt, entsteht häufig eine kalkig-merge-
lige Gesteinsfolge mit variablem Tonmineralgehalt. Durch eine wechselnde mineralogisch-geo-
chemische Zusammensetzung des terrigenen Detritus kann im Verlauf der Sedimentation eine
stratigraphische Zeitmarke entstehen (vgl. CHAMLEY 1989). Ein isochrones Signal wird dann
abgebildet, wenn der detritische Tonmineralanteil in allen Faziesbereichen des Ablagerungs-
raums zeitgleich sedimentiert wird.
Im Unteren Muschelkalk (Mittlere Trias) könnte ein solches Signal z.B. durch eine wechselnde
Zusammensetzung der Ausgangsgesteine in den umliegenden Liefergebieten entstanden sein
(Böhmisches Massiv, Vindelizisches Land, London-Brabant-Massiv). Auch eine starke Verän-
derung der klimatischen Verhältnisse würde sich auf die Zusammensetzung der Tonfraktion
auswirken (WEAVER 1989). Korrelierbare Horizonte, die eine Parallelisierung der Schichten
ermöglichen, wären in dieser lithologischen Einheit besonders hilfreich, da mangels Leitfossili-
en bis heute keine biostratigraphische Zoneneinteilung existiert.
Der Untere Muschelkalk bildet im südlichen Germanischen Becken eine sehr gleichmäßig ent-
wickelte Karbonatgesteinsfolge, in der kaum stratigraphisch verwertbare Leithorizonte auftre-
Kapitel 1: Einleitung 2
ten. Die in der Vergangenheit aufgestellten lithostratigraphischen Gliederungen sind keines-
wegs einheitlich und können in der Regel nicht überregional korreliert werden. Aus diesem
Grund wurde der Untere Muschelkalk u.a. von SCHWARZ (1970) in unterschiedliche Fazies-
räume gegliedert (s.a. GEYER & GWINNER 1991). Die nichtkarbonatische Tonfraktion der
Muschelkalksedimente wurde jedoch im Hinblick auf ihren stratigraphischen Aussagewert bis-
her kaum untersucht. Aus diesem Zusammenhang ergibt sich für die vorliegende Arbeit die
grundsätzliche Fragestellung:
I. Lassen sich als Alternative zur biostratigraphischen Gliederung aus der qualitativen und
quantitativen Zusammensetzung der Nichtkarbonatfraktion stratigraphisch verwertbare
Profilmerkmale ableiten? Wurden eventuell durch andere sedimentologische oder geo-
chemische Parameter isochrone sedimentäre Signale abgebildet? Ergeben sich hieraus
möglicherweise Anhaltspunkte, die eine bessere Gliederung der Schichten innerhalb der
Abfolge und am Übergang zum Buntsandstein bzw. Mittleren Muschelkalk zulassen?
Da für die Beantwortung dieser Frage ein statistisch relevantes Datenkollektiv benötigt wurde,
war es zunächst notwendig, eine Bestandsaufnahme aller in der Nichtkarbonatfraktion vertrete-
nen Mineralphasen im südlichen Germanischen Becken durchzuführen. Hierbei sollte repräsen-
tatives Bohrkernmaterial aus unterschiedlichen Faziesbereichen beprobt werden, welches die
gesamte Abfolge des Unteren Muschelkalks erfaßt (Kap. 2).
Bisher wurde die genetische Entwicklung von Tonmineralen in Karbonatgesteinen nur in gerin-
gem Ausmaß untersucht (vgl. KRALIK & SCHRAMM 1994). Über authigene Neubildungen von
Tonmineralphasen in Karbonaten ist relativ wenig bekannt. Die meisten in der Vergangenheit
vorgenommenen Untersuchungen wurden im Rahmen der Erdölexploration an Tonschiefern
oder Sandsteinen durchgeführt (u.a. LEE et al. 1989). Das Hauptaugenmerk lag hierbei auf dem
Speichervermögen der erdölführenden Schichten, welches u.a. davon abhängt, ob der Poren-
raum im Verlauf der Diagenese durch neugebildete Tonmineralphasen zementiert wurde (s.a.
WEAVER 1958, ALMON et al. 1976, BOLES & FRANKS 1979, HAMILTON et al. 1989).
Eine Neubildung von Tonmineralen kann entweder syn- oder postsedimentär durch Anpassung
an die chemische Zusammensetzung des Meer- bzw. Porenwassers oder im Zuge veränderter
Druck- und Temperaturbedingungen stattfinden. Synsedimentäre Tonmineralphasen werden zum
Zeitpunkt der Sedimentation gebildet. Sie besitzen ein ähnliches Alter wie die Karbonate und
Evaporite des Ablagerungsraums. Postsedimentäre Tonmineralphasen entstehen durch sekun-
däre Wachstums- oder Umbildungsprozesse im Verlauf der Diagenese.
In Sedimentgesteinen wurde häufig angenommen, daß bis zu einer Versenkungstiefe von 2 km
keine signifikante Modifikation des detritischen Tonmineralspektrums erfolgt (s. CHAMLEY 1989).
In den diagenetisch verfestigten Kalksteinen erschien die Bildung sekundärer Tonmineralphasen
aufgrund der vollständigen Zementation der mikritischen bzw. sparitischen Karbonatmatrix un-
wahrscheinlich. So wird auch im Fall des Unteren Muschelkalks von allen bisherigen Bearbei-
tern die Meinung vertreten, daß die Tonmineralfraktion im wesentlichen aus unverändertem
Kapitel 1: Einleitung 3
detritischen Verwitterungsmaterial besteht (u.a. FÜCHTBAUER 1950, STARKE 1970, TRUCKEN-
BRODT 1976, LIPPMANN & BERTHOLD 1992).
Bei dieser Aussage handelt es sich jedoch in den meisten Fällen weniger um das Ergebnis analy-
tischer Untersuchungen, sondern vielmehr um die Annahme, daß eine sekundäre Tonmineral-
neubildung in nichtmetamorphen Karbonatgesteinen kaum zu erwarten ist (s. HELLER-KALLAI
et al. 1973). Gegen diese Annahme spricht, daß z.B. Smektite sehr empfindlich auf diagenetische
Einflüsse reagieren und im Verlauf der Versenkung meist starken mineralischen Veränderungen
unterliegen (HOWER et al. 1976). Da Veränderungen in der qualitativen oder quantitativen Zu-
sammensetzung der Nichtkarbonatfraktion somit auch durch diagenetische Neu- oder Umbil-
dungen verursacht werden können, ist häufig nicht klar, durch welchen Prozeß sie entstanden
sind. Prinzipiell können Tonminerale sowohl detritischer als auch authigener Herkunft sein.
Die Deutung von mineralogisch-geochemisch signifikanten Profilmerkmalen ist somit indirekt
auch mit der Frage nach der Herkunft und Entstehung der entsprechenden Mineralphasen ver-
bunden. Aus diesem Zusammenhang leitet sich die zweite zentrale Fragestellung der vorliegen-
den Arbeit ab:
II. Handelt es sich bei den Nichtkarbonaten und insbesondere bei den Tonmineralen des
Unteren Muschelkalks um ausschließlich detritische Bildungen? Wurden im Verlauf der
diagenetischen Entwicklung des Sedimentgesteins auch authigene Tonmineralphasen ge-
bildet? Reflektiert die Zusammensetzung der nichtkarbonatischen Tonfraktion das sedi-
mentäre oder das diagenetische Environment?
Unter dem Aspekt, daß eventuell sekundär entstandene Tonmineralphasen existieren, erschien
vor allem die Frage nach möglichen Tonmineral-Bildungsprozessen interessant:
III. Wenn im Unteren Muschelkalk im Verlauf der Diagenese authigene Tonmineralphasen
gebildet wurden, wann sind diese sekundären Neubildungen entstanden? Welcher
Wachstumsprozeß ist dafür verantwortlich? Was sind die Einflußfaktoren der Reaktion?
Das Ziel der vorliegenden Arbeit ist somit, die genetische Entwicklung der Tonminerale am
Fallbeispiel des Unteren Muschelkalks zu untersuchen und ihre Verwendbarkeit als stratigraphi-
sche Zeitmarken bzw. geochemische Faziesindikatoren zu klären. Mit Hilfe geeigneter Analysen-
methoden sollte versucht werden, die mineralogische und geochemische Zusammensetzung der
Nichtkarbonate zu charakterisieren sowie möglicherweise vorhandene Neubildungen zu identi-
fizieren. In diesem Zusammenhang sind vor allem die Unterscheidung von authigenen und
detritischen Mineralphasen sowie die möglichen Prozesse der Mineralbildung von Bedeutung.
Die vorliegende Arbeit soll darüber hinaus die bestehende Kenntnislücke über die vertikale und
laterale Verteilung der Tonminerale im Unteren Muschelkalk des südlichen Germanischen Bek-
kens schließen, indem sie das gesamte Nichtkarbonatspektrum in den zentralen und randnahen
Faziesbereichen anhand von repräsentativem Bohrkernmaterial erfaßt.
Zur Bearbeitung dieser Fragestellungen waren die folgenden Analysenmethoden vorgesehen:
Kapitel 1: Einleitung 4
Röntgenographische Analyse der Nichtkarbonate (qualitativ und quantitativ)
Rasterelektronenmikroskopische Untersuchung der Tonminerale
Diffraktometrische Bestimmung der Tonmineral-Kristallinitäten
Geochemische Spurenelementanalyse der Tonfraktion (RFA, ICP)
Isotopische 40K/40Ar-Datierung von Tonmineralpräparaten
1.2 Bisherige Untersuchungen
Obwohl für den Unteren Muschelkalk Süddeutschlands eine Vielzahl lokaler lithostratigraphischer
Bearbeitungen existiert, liegen zum silikatischen Mineralbestand vergleichsweise wenige Un-
tersuchungen vor. Bei den in der Vergangenheit durchgeführten Arbeiten wurde meist Proben-
material aus Tagesaufschlüssen verwendet. Da jedoch übertage anstehende Gesteinschichten
stets Verwitterungseinflüssen ausgesetzt sind, muß eine Veränderung ihres Tonmineralspektrums
in Betracht gezogen werden. Der Aussagewert von Proben aus Tagesaufschlüssen ist daher be-
grenzt.
Detailierte sedimentpetrographische Analysen an unverwitterten Bohrkernen, die eine durchge-
hende Beprobrobung längerer Abschnitte beinhalten, wurden bisher lediglich ansatzweise durch-
geführt (LIPPMANN & BERTHOLD 1992). Häufiger beschränkte man sich auf eine stichprobenweise
Bestimmung des Mineralbestands, was aufgrund der geringen Anzahl von Proben zu nicht re-
präsentativen Ergebnissen führte. Über die laterale und vertikale Verteilung der nichtkarbonati-
schen Mineralassoziationen im Germanischen Muschelkalkbecken existieren daher nur sehr lük-
kenhafte Daten.
Die ersten Untersuchungen zum silikatischen Mineralbestand des Unteren Muschelkalks wur-
den von FÜCHTBAUER in den Jahren 1949 - 1950 durchgeführt. Von 32 Gesamtgesteinsproben
des Göttinger Muschelkalks (mu - mo) wurden die mineralogische und chemische Zusammen-
setzung der nichtkarbonatischen Rückstande bestimmt. Aus dem Unteren Muschelkalk wurden
insgesamt 11 Proben aus Tagesaufschlüssen bearbeitet. Die Röntgenanalyse der Feinstfraktionen
ergab eine vorherrschende Mineralassoziation von Illit und Quarz, wobei auch geringe Mengen
von Kaolinit nachgewiesen wurden. Die Existenz des Vierschichtminerals Chlorit sowie
quellfähiger Tonmineralphasen war im Unteren Muschelkalk zu diesem Zeitpunkt noch nicht
bekannt.
Im Gegensatz dazu identifizierte STARKE (1970) in 12 Proben aus dem Ostteil des Germani-
schen Muschelkalks (Mecklenburg, Brandenburg, Thüringen) außer Illit und Kaolinit auch Chlorit
und quellfähige Illit-Montmorillonit-Strukturen. Aus dem Mittleren Muschelkalk wurden Chlorit-
Smektit-Wechsellagerungen beschrieben, die als Bildung eines salinar-lagunären Ablagerungs-
milieus gedeutet wurden. Das Auftreten quellfähiger Mixed-Layer-Minerale, u.a. auch von
Corrensit, war zuvor bereits von LIPPMANN (1956) und BECHER (1965) im Oberen Buntsand-
stein beobachtet worden. Die Untersuchungen STARKEs wiesen außerdem auf eine differenzier-
te Verteilung der Tonminerale im Ablagerungsraum hin.
Kapitel 1: Einleitung 5
TRUCKENBRODT (1976) konnte daraufhin am Beispiel der nordostbayerischen Randfazies zei-
gen, daß im Unteren Muschelkalk die Zusammensetzung der Tonfraktion innerhalb des
Sedimentationsbeckens variiert. Dabei wurde neben 38 Proben aus natürlichen Aufschlüssen
auch vier Proben einer Kernbohrung bearbeitet (Bohrung Wollau 2, HAUNSCHILD & SCHRÖDER
1960). Aufgrund der geringen Probenzahl stand jedoch auch bei diesen Untersuchungen keine
statistisch relevante Datenmenge zur Verfügung. Als maximalen Vertikalabstand zweier Proben-
punkte im Profil gibt TRUCKENBRODT (1976) eine Distanz von 15 m an. Stratigraphische Wech-
sel in der Zusammensetzung der Silikatfraktion konnten daher aufgrund der geringen Auflösung
des Beprobungsrasters weder in qualitativer noch quantitativer Hinsicht erfaßt werden.
In neuerer Zeit wurden Daten zum silikatischen Mineralbestand des Unteren Muschelkalks von
LIPPMANN & BERTHOLD (1992) veröffentlicht. Im Rahmen dieser Untersuchungen wurden ins-
gesamt 16 Proben einer 1987 bei Geislingen am Kocher abgeteuften Bohrung analysiert (Mitt-
lerer Wellenkalk bis Röt). Zur Ergänzung des Profils wurden im Abstand von 5 - 10 m vier
weitere Proben aus einem nahegelegenen Tagesaufschluß genommen (Basisschichten des mm
bis Spiriferina-Bank). Die Arbeit von LIPPMANN & BERTHOLD (1992) beinhalten neben röntgen-
diffraktometrischen Analysen erstmals elektronenmikroskopische Aufnahmen sowie Daten zur
Illitkristallinität.
In einer von GENG (1995) unternommenen Studie wurde die diagenetische Entwicklung der
Muschelkalk-Karbonate in den internen und externen Bereichen des Oberrheingrabens unter-
sucht. In diesem Zusammenhang wurden an Proben unterschiedlicher Versenkungstiefe
Kristallinitäts- und Vitrinit-Reflektionsmessungen durchgeführt. Im Muschelkalk des Rhein-
grabens konnten insgesamt sechs Calcitzement-Generationen und vier Stadien der
Dolomitisierung unterschieden werden.
Die von KLEINSCHNITZ (1996) durchgeführte Bearbeitung befaßt sich mit den Chlor- und Sulfid-
schwefelgehalten im Abbaugebiet des Unteren Muschelkalks von Karsdorf (Querfurter Mulde,
Sachsen-Anhalt). Ziel dieser Untersuchungen war eine optimierte Gewinnung besonders chlor-
armer Karbonate im Hinblick auf die Nutzung als Zementrohstoff. Dafür mußte die vorrangige
Bindungsform des Chlors bestimmt werden. Im Verlauf der Bearbeitung zeigte sich, daß eine
deutliche Korrelation mit dem petrographischen und geochemischen Charakter der Nichtkarbonat-
Fraktion besteht. Der Chlorgehalt der Muschelkalk-Karbonate wird hauptsächlich von der che-
misch-mineralogischen Zusammensetzung der Phyllosilikate gesteuert, obwohl diese in der Regel
nur einen geringen Anteil des Gesamtgesteins ausmachen. Das Element Chlor ist vor allem an
die Tonminerale Illit und Chlorit gebunden und wird anstelle von Hydroxyl-Ionen, bzw. in Form
von Magnesiumhydroxylchlorid-Gruppen in die entsprechenden Strukturen eingebaut (vgl. JOHNS
1963).
Im Rahmen unveröffentlichter Diplomarbeiten wurden sedimentpetrographische Analysen zum
Mineralbestand des Muschelkalks von MEDUNA (1982), MEYERING (1986) und SCHRÖDER (1987)
durchgeführt. Dabei wurde neben natürlichen Profilen zum Teil auch Probenmaterial der Boh-
rungen Dinkelsbühl (Mittelfranken), Schleid und Bickendorf (Trier-Bitburger Mulde) bearbei-
tet.
Kapitel 1: Einleitung 6
1.3 Geologischer Rahmen
1.3.1 Paläogeographische Entwicklung
Nach dem Zerfall des Superkontinents Pangäa befand sich Mitteleuropa zu Beginn des Anis
(241 Ma, MENNING 1992) im ariden Subtropengürtel der Nordhalbkugel in der Nähe des 20.
Breitengrads.
In seinem Zentrum erstreckte sich das Muschelkalkmeer in Form des Germanischen Beckens
vom Französischen Zentralmassiv (London-Brabant Massiv) bis zum Rand des Fenno-
Scandisches Hochgebiets in Ost-Polen und war im Süden durch das Vindelizisch-Böhmische
Massiv vom äquatornahen Tethysmeer getrennt.
Der morphologisch exponierte Ostteil des Rheinischen Schiefergebirges war durch eine Meeres-
straße vom London-Brabanter Massiv getrennt (axiale Depression der Eifeler Nord-Süd-Zone)
und bildete die sog. Rheinische Insel (WALTER 1992). Ihre Existenz wird jedoch teilweise ange-
zweifelt (LUKAS 1991 u. 1993).
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Salze des Mittleren
Muschelkalks
Küstenlinie (rezent)
Festland (triassisch)
Muschelsandstein
Böhmisches
Massiv
Abb. 1.1: Paläogeographie des Germanischen Beckens zur Zeit des Muschelkalks,
umgezeichnet nach ZIEGLER (1990).
Kapitel 1: Einleitung 7
Nach Nordwesten erstreckte sich das Muschelkalkmeer über das heutige Nordseebecken und
das Ringköbing-Fünen-Hochgebiet bis zur Ostküste Englands.
Die Transgression des Muschelkalkmeers begann während des mittleren Anis und wurde durch
einen globalen Anstieg des Meeresspiegels ausgelöst (AIGNER & BACHMANN 1993). Hierbei
drang das Wasser der Tethys über die Ostkarpatische und Oberschlesische Meerenge nach Polen
und Norddeutschland sowie nach Westen in die südliche Nordsee ein. Nach Südwesten gelangte
es entlang der Achse der Hessischen Depression bis in das Gebiet der Burgundischen Pforte.
Der Meeresvorstoß vollzog sich damit über ein Muster von Subsidenzzonen, welches zu Beginn
der Trias aufgrund vorangegangener tektonischer Dehnungsbewegungen entstanden war
(Tornquist-Linie, Schlesisch-Mährische Transversalstörung, Dänisch-Polnische Senke, Hessi-
sche Depression, etc.).
a)
b)
Oberschlesien Nordwestliche
Kalkalpen
Westdeutschland
Transgression →
← Regression
Aege
Bithyn
Pelson
Illyr
Fassan Longobard
A N I S L A D I N
mo
mm
mu
so
ku
Stratigraphie
germanisch pelagisch
eust
atic
se
a-l
ev
el
Rhaetian
Norian
Carnian
Ladinian
Anisian
Spathian
Smithian
Dienerian
Griesbachian
Transgression →Stage
← Regression
Abb. 1.2:a) Eustatische Meeresspiegelschwankungen zur Zeit der
Trias nach HAQ et al. (1987), aus HALLAM (1992).
b) Transgressions-Regressionszyklen im östlichen, westlichen
und südlichen Germanischen Becken (SZULC 1993).
Gemäß der Ausbreitungsrichtung der Transgression begann die Sedimentation im Ostteil des
Germanischen Beckens wesentlich früher als in den übrigen Beckenbereichen. Nach SZULC
(1993) wurden die ältesten Muschelkalksedimente Oberschlesiens (Gogoliner Schichten) be-
reits an der Grenze Aege - Bithyn im Unteren Anis gebildet. ZIEGLER (1990) postuliert dagegen,
daß sich die Überflutung der Ablagerungsgebiete des Oberen Buntsandsteins ziemlich rasch
vollzog und nicht weit über dessen Begrenzung hinausging. Der eher graduelle Verlauf der
Transgression kommt auch in der Tatsache zum Ausdruck, daß zum Zeitpunkt vollmariner
Karbonatsedimentation im Osten westlich des Rheins noch terrestrischer Volzien-Sandstein ab-
Kapitel 1: Einleitung 8
gelagert wurde (HAGDORN & SIMON 1988). In Übereinstimmung damit stellt KOZUR (1974) die
intraklastenführenden Konglomeratbankschichten Nord-Baden-Württembergs ins Bithyn.
Nach HAGDORN et al. (1991) wurden die axialen Bereiche des südlichen Germanischen Bek-
kens bereits vor dem Meeresspiegelanstieg im Unteren Anis durch eine Transgression im Röt
überflutet. Dieser folgte im späten Skyth eine Regression, von der jedoch hauptsächlich der
westliche Teil des Beckens betroffen war. Auch detaillierte Untersuchungen der Röt/Muschelkalk-
grenze in Thüringen weisen darauf hin, daß sich die Transgression in mehreren Vorstößen und
Rückzügen vollzog (ZIEGENHARDT 1966, JUBITZ 1958). Im Ostteil des Beckens (z.B. Polen)
wurden zu diesem Zeitpunkt aufgrund der tethysnahen Lage bereits Karbonate sedimentiert.
Während im tieferen Unteren Muschelkalk lediglich über die Ostkarpaten-Pforte eine Meeres-
verbindung zur Tethys bestand, öffnete sich im höheren Unteren Muschelkalk (ab Mittlerer
Wellenkalk) auch die Oberschlesische Pforte. Dies führte einerseits zu einem erhöhten Wasser-
austausch mit der Tethys, andererseits auch zu einer besseren internen Zirkulation innerhalb des
Randmeeres. Von Beginn des Oberen Wellenkalks (mu) bis in den Mittleren Muschelkalk bilde-
te schließlich die Oberschlesische Pforte die Hauptverbindung zur Tethys. Die Ostkarpatische
Meeresstraße blieb daneben bis in den oberen Bereich des Oberen Wellenkalks bis zur Pelson/
Illyr-Grenze geöffnet (KOZUR 1974).
Aufgrund der wechselnden Meeresverbindung zur Tethys wurde der Germanische Faziesraum
durch pelagische Faunen unterschiedlicher Herkunft bevölkert. Während die Faunen des Unter-
Anis über die Ostkarpaten-Pforte vom nördlichen Teil des Tethysmeers her einwanderten (asia-
tische Provinz), entstammten die Faunen des höheren Anis der westlichen Tethys (austroalpine
Provinz) und immigrierten über die Oberschlesische Meerenge (SENKOWICZOWA & SZYPERKO-
SLIWCZYNSKA 1975, MOSTLER 1993).
Während des frühen Ladins wurde im Mittleren Muschelkalk der Zugang zur Tethys stark ein-
geschränkt (ZIEGLER 1990). Die Karbonatsedimente Polens enthalten eine verarmte Tethysfauna,
wogegen im zentralen und westlichen Teil des südlichen Germanischen Beckens evaporitische
Bedingungen vorherrschten. Dies wird durch das Auftreten weitverbreiteter dolomitischer,
sulfatischer und chloridischer Ablagerungen in Norddeutschland, in der südlichen Nordsee und
auch in der hessisch-burgundischen Senkungszone dokumentiert (GAERTNER & RÖHLING 1993).
Im allgemeinen war die Bildung von Salzen auf den zentralen Teil beschränkt, da dieser im
Vergleich zu den Beckenrandbereichen durch höhere Subsidenzsraten gekennzeichnet war
(WOLBURG 1969).
Nach KOZUR (1974) bestand bis zum zweiten Salinarzyklus des Mittleren Muschelkalks noch
keine direkte Verbindung des südlichen Germanischen Beckens zur Tethys. Auch ZIEGLER (1990)
nimmt an, daß ein Wasseraustausch mit dem Tethysmeer erst im Oberen Muschelkalk zustande
kam, wodurch anschließend unter offenmarinen Bedingungen ausgedehnte Karbonatplattformen
entstanden. Radiolarienfunde aus dem Unteren Muschelkalk des Südschwarzwalds (BRAUN 1983)
weisen jedoch darauf hin, daß eventuell bereits im Pelson eine zeitweise Verbindung zur
pelagischen Tethys im Süden existierte (HAGDORN et al. 1991, MOSTLER 1993). Diese These
zeigt gewisse Parallelen zu den mikrofaziellen Daten von GÖTZ (1996), wonach die laterale
Kapitel 1: Einleitung 9
Verteilung der Faziestypen im mitteldeutschen Sedimentationsraum auf eine Zunahme der Was-
sertiefe von NNW nach SSE hinweist. Nach FRANK (1931) spricht das Auftreten von Ceratites
antecedens zwischen ecki- und vulgaris-Hauptlager in Württemberg für die gelegentliche Über-
flutung einer im Süden gelegenen Schwellenregion (s.a. STRIGEL 1926).
Tektonisch ist die Öffnung dieser Meeresstraße auf Senkungstendenzen im Bereich des Rhonetal-
grabens, der Hessisch-Burgundische Senke, des Nancy-Pirmasens-Beckens und des Trierer Bek-
kens zurückzuführen (WOLBURG 1969, SCHRÖDER 1982). Die Entwicklung des Germanischen
Beckens war somit an eine großräumige Dehnungstektonik gebunden, die durch das Entstehen
globaler Riftsysteme im nordatlantischen und arktischen Raum sowie im Bereich der Tethys
verursacht wurde. In Nordwest- und Mitteleuropa führte dies flexurbedingt zur Bildung eines
komplexen Musters von Subsidenzzonen (WALTER 1992).
1.3.2 Lithologie und Faziesräume
Der Untere Muschelkalk tritt in der süddeutschen und lothringischen Schichtstufenlandschaft in
der Regel als leicht nach SE bzw. NW einfallende, wellig geschichtete, dünnbankige Kalkstein-
formation zu Tage und wird von Gesteinen der höheren Mitteltrias bis obersten Jura bedeckt.
Über der Schichtstufe des Unteren Muschelkalks folgt ein meist morphologisch flacherer An-
stieg im Mittleren Muschelkalk, welcher übertage häufig nur in Form seiner Residualbildungen
ansteht.
Westlich des Rheins ist der Untere Muschelkalk hauptsächlich im Saargebiet, der Pfalz sowie in
Elsaß und Lothringen aufgeschlossen. Östlich des Rheins befinden sich klassische Aufschluß-
gebiete in Südhessen, Franken und in der Oberpfalz, im Kraichgau, im Odenwald und im Bau-
land sowie am Südostrand des Schwarzwalds.
Die Sedimente des süddeutschen Unteren Muschelkalks wurden in einem breiten Meeresarm
abgelagert, der sich vom Zentrum des Germanischen Beckens aus nach Südwesten erstreckte
(Abb. 1.1). Das kontinentale Randmeer wurde zur Zeit der unteren Mitteltrias von den Festlands-
gebieten des Böhmisch-Vindelizischen Massivs und des Gallischen Lands (London-Brabant
Massiv, Zentralmassiv) begrenzt.
Nach GEYER & GWINNER (1991) kann für weite Teile des Unteren Muschelkalks in Süddeutsch-
land von einem sehr ebenen, seichten Sedimentationsraum mit geringer Wasserzirkulation aus-
gegangen werden. Auch SCHWARZ (1975) interpretiert die Entstehungsgeschichte dieser Gestei-
ne als Ablagerungen eines fossilen Wattenmeers. Als rezenter Vergleich werden häufig die Ver-
hältnisse am Persischen Golf herangezogen, wo auf einer flach einfallenden Rampe Karbonate
sedimentiert werden (KENDALL & SKIPWITH 1969, SHINN 1969, PURSER & SEIBOLD 1973). Für
das Muschelkalkmeer wird angenommen, daß die geringe Wassertiefe in Verbindung mit dem
ganzjährig ariden Klima zur Bildung vertikaler Temperatur- und Salinitätszonen führte, wobei
die salzhaltigeren Wassermassen der tieferen Beckenbereiche von Oberflächenwasser mit ge-
ringerer Salzkonzentration überlagert wurden (GEYER & GWINNER 1991). Durch diesen stabi-
len Gleichgewichtszustand stellten sich in Phasen geringer Wasserbewegung anoxische Bedin-
Kapitel 1: Einleitung 10
gungen ein, unter denen hauptsächlich mikritische Kalkschlämme im Wechsel mit fossilarmen
Ton- und Mergelhorizonten sedimentiert wurden. Diese sogenannten Wellenkalke bilden den
Hauptteil der Ablagerungen des Unteren Muschelkalks.
SEILACHER (1993) interpretiert dagegen die Karbonate des Wellenkalks als Sedimente einer
tieferen Beckenfazies, in der das Bodenleben schon ursprünglich durch Übersalzung und
Sauerstoffarmut reduziert wurde und begründet diese These mit dem Erhaltungszustand von
Schalencephalopoden (Beneckeia) und dem Vorkommen von Radiolarien (vgl. BRAUN 1983)
und Solemya-Gängen.
Im Hangenden des Röt setzt der Untere Muschelkalk mit dem Grenzgelbkalk ein, welcher im
Nordschwarzwald auch als Liegende Dolomite (SCHMIDT 1907) bzw. als Plattendolomit
(SCHWARZ 1970) bezeichnet wurde. Im nördlichen Kraichgau liegt sein Magnesiumkarbonat-
gehalt etwa bei 30 % (SIMON et al. 1992). Die meist fein geschichteten dolomitischen Mudstones
enthalten lagenweise Anreicherungen von terrigenen Siliziklastika. Ihre Gelbfärbung ist nach
PAUL & FRANKE (1977) durch die Freisetzung und anschließende Oxidation von Fe2+ aus dem
Dolomit entstanden. Solche dedolomitisierten Kalkmergel werden von TUCKER (1990) als cha-
rakteristische Sedimente des hohen Intertidals bzw. Supratidals gedeutet und entstehen rezent in
den flachen Küstenebenen arider Gebiete (LUKAS & WENZEL 1988).
Die hangenden Gesteinsfolgen des Wellendolomits (mu1) und des Wellenkalks (mu2) bestehen
dagegen aus feingeschichteten Mudstones des subtidalen Ablagerungsraums, die eine auffällige
Linsen- bzw. Flaserschichtung besitzen. Diese lithologische Eigenheit wurde in der Vergangen-
heit immer wieder zur Namengebung verwendet. SCHWARZ (1970) deutete die Wellenkalke auf-
grund ihres charakteristischen Aussehens als tidale Rhythmite. Dagegen kommt LUKAS (1992)
auf der Basis von Mikrosondenprofilen zu dem Schluß, daß die Wellentextur auf Drucklösungs-
erscheinungen zurückzuführen ist, da sie entlang sekundär entstandener „solution seams“ ver-
läuft (s.a. KLOTZ 1991). Das Sedimentgefüge ist jedoch andererseits auch durch Fließ- und
Strömungsmarken sowie subaquatische Rutschungs- und Belastungsstrukturen gekennzeich-
net, die primären Ursprungs sind (debris flows, slumps, load casts, etc.).
Die relativ einförmigen Wellenkalkabschnitte werden von den Horizonten der Oolithbänke, der
Terebratelbänke und der Schaumkalkbänke unterteilt. Als Leitbänke bilden sie die Grundlage
der lithostratigraphischen Gliederung des Unteren Muschelkalks. Ihre Entstehung kann jedoch
innerhalb des gesamten Ablagerungsraums nicht generell als isochron angesehen werden (Kap.
1.3.3). In Tagesaufschlüssen treten die Leitbank-Horizonte meist als harte, plattige oder körni-
ge, zum Teil fossilführende Kalksteinbänke bzw. als detritische, bioklastenreiche Schillbänke in
Erscheinung. Neben Intraklasten- und Bioklasten führenden Float-/Rudstones wurden auch
Crinoiden-führende Peloid-Wacke-/Packstones sedimentiert.
Die zyklisch auftretenden Bio- und Intraklastbänke wurden von AIGNER (1979 u. 1985) als
Tempestite interpretiert, in denen nach episodischen Sturmereignissen aufgearbeitete Schalen-
bruchstücke und Karbonatsande resedimentiert wurden. In den Zwischenmitteln der Leitbank-
Horizonte treten zum Teil früh zementierte Mudstones (Hartgründe) auf, die auf Omissionsphasen
durch erhöhte Hydroenergie hinweisen. Im südwestdeutschen Raum wird vor allem die zwi-
Kapitel 1: Einleitung 11
schen Terebratel- und Schaumkalkbank auftretende Spiriferina-Bank als Leithorizont angese-
hen. Die etwa 10 - 15 cm mächtige fossilreiche Kalkbank enthält außer dem Brachiopoden
Spiriferina hirsuta zahlreiche Echinodermenreste. Bisweilen tritt sie auch geteilt, in Form von
zwei dicht übereinander liegenden Horizonten auf (KOZUR 1974).
Nach GEYER & GWINNER (1991) wurde die Ausbreitung der benthischen Schalentierfauna durch
diese kurzfristigen Sturmereignisse und die damit verbundene erhöhte Wasserzirkulation be-
günstigt. Während der Ruhephasen wurden die stenohalinen Organismen aufgrund der wach-
senden Salzkonzentration stark reduziert. Als Folge des hohen Salzgehalts besitzt die Fauna des
Unteren Muschelkalks eine auffällige Artenarmut und häufig auftretende Zwergformen.
Den Abschluß der Wellenkalk-Abfolge bilden nach SCHWARZ (1970) die orbicularis-Schichten
(mu3), die ihren Namen durch die häufig auf Schichtflächen auftretende Muschel Neoschizodus
orbicularis erhielten. Von einigen Autoren wird diese Schichtenfolge auch als orbicularis-Mer-
gel bezeichnet (BECKSMANN 1954, LODEMANN 1958, SCHWEIZER & KRAATZ 1982). Das Auf-
treten von Neoschizodus orbicularis ist dabei jedoch nicht ausschließlich auf den mu3 beschränkt
(vgl. LODEMANN 1961) und kann daher als biostratigraphisches Korrelationsmerkmal nicht ver-
wendet werden.
Die orbicularis-Schichten bestehen aus tonhaltigen, zum Teil dolomitischen Karbonatlagen, in
denen punktuell Stromatolithen sowie Sulfatschichten vorkommen. Die Fauna der orbicularis-
Schichten ist stark verarmt. Aufgrund dieser faziellen Merkmale wurden sie von SIMON (1982)
zum nachfolgenden Salinarzyklus gerechnet und in den Mittleren Muschelkalk gestellt (s.a.
HAGDORN et al. 1991). Im Heilbronner Gebiet tritt im Hangenden der orbicularis-Schichten
eine bis 1 m mächtige Gips- bzw. Anhydritschicht auf (GEYER & GWINNER 1991), die als
Geislinger Bank bezeichnet wird (Locus typicus: Löwenberg bei Geislingen). Die Lithologie
dieser Bank ist jedoch recht heterogen, da sie zum Teil aus den Auslaugungs- und Umwandlungs-
produkten des Sulfatgesteins besteht. Am Rheingrabenrand bei Leimen ist sie als sparitisch/
oolithische Kalksteinbank entwickelt (SIMON et al. 1992) und erinnert damit eher an die typi-
sche Erscheinungsform der Schaumkalkbänke. Da sie nicht im gesamten süddeutschen Raum
auftritt (SCHWARZ 1970), läßt sie sich im Aufschluß selten eindeutig lokalisieren.
Nach Beschluß der Perm-Trias-Subkomission (1997) wurde die Grenze Unterer/Mittlerer Mu-
schelkalk an die Obergrenze der Oberen (3.) Schaumkalkbank verlegt, da diese weit im Becken
verfolgt werden kann. Die orbicularis-Schichten bilden demnach die Basis des Mittleren Mu-
schelkalks (BACHMANN & BRUNNER 1998).
Im Unteren Muschelkalk Süddeutschlands treten regional sehr unterschiedlich entwickelte Ab-
folgen auf. Zwischen Mainfranken und Südschwarzwald sind in den beckenwärts gelegenen
Bereichen drei große Faziesräume differenzierbar, die von VOLLRATH (1923) als Meininger,
Mosbacher und Freudenstädter Fazies benannt wurden (s.a. SCHWARZ 1970). Im Gegensatz zu
diesen karbonatisch ausgebildeten Einheiten ist der Untere Muschelkalk in den östlichen, süd-
östlichen und westlichen Randbereichen sandig entwickelt und besitzt dort stark reduzierte
Mächtigkeiten (vgl. Abb. 1.1). WEISS (1869 a, b) bezeichnete die terrigenen Siliziklastika der
saarländisch-lothringischen Randfazies („Grès Coquillier“) als sog. „Muschelsandstein“. GEYER
Kapitel 1: Einleitung 12
& GWINNER (1991) schlägt daher folgerichtig als Name für diesen vierten Faziesraum den Be-
griff „Lothringische Fazies“ vor. Muschelsandstein-Gebiete befinden sich darüber hinaus auch
im westlichen Pfälzer Wald sowie in Franken, NE-Bayern und in der Oberpfalz.
In Baden-Württemberg streicht sandiger Unterer Muschelkalk nicht übertage aus, er wurde je-
doch unter der Schwäbischen Alb und dem alpinen Molassebecken erbohrt. In Richtung auf die
Schweizer Externmassive setzt er sich in Form des sog. Melser Sandsteins nach Süden fort
(GEYER & GWINNER 1991).
Im südlichen Germanischen Becken wird der Untere Muschelkalk des Maingebiets (Würzbur-
ger Raum, Unterfranken) der sog. Meininger Fazies zugeordnet, er entspricht weitgehend den
Profilentwicklungen in Thüringen und Norddeutschland (SCHWARZ 1970). Seine Mächtigkeit
liegt zwischen 85 und 95 m.
Kraichgau, Bauland sowie die Untere Neckar-Region gehören zur Mosbacher Fazies. VOLLRATH
(1928) faßte hier die Schichten von der Rötgrenze bis zur untersten Konglomeratbank unter
dem Sammelbezeichnung „Mosbacher Grenzschichten“ zusammen, da er den Konglomerat-
bänken einen hohen stratigraphischen Leitwert beimaß. Diese Auffassung kann jedoch unter
dem Gesichtspunkt der lateralen Faziesverschiebung nicht mehr aufrechterhalten werden. In der
Mosbacher Fazies treten erstmals die dunklen Tonmergel der buchi-Schichten auf, welche auf
ein ruhiges, zum Teil anoxisches Ablagerungsmilieu hinweisen.
Die Ausstrichgebiete (40 - 60 m) des Unteren Muschelkalks im Breisgau und am nördlichen und
östlichen Schwarzwaldrand (Gebiet um Freudenstadt) werden der Freudenstädter Fazies zuge-
ordnet. Die gesamte Abfolge ist hier stark dolomitisiert. Nach SCHWARZ (1970) sind die
orbicularis-Schichten das einzige kalkig entwickelte Schichtglied.
Zwischen Mainfranken (ca. 100 m) und Südschwarzwald (ca. 50 m) nimmt die Mächtigkeit des
Unteren Muschelkalks entlang der Beckenachse um etwa die Hälfte ab. Die Karbonatfazies
Hessens rückt dabei im Laufe der Beckenentwicklung immer weiter nach Süden vor (HAGDORN
et al. 1987).
Im Gegensatz zur Einteilung nach VOLLRATH (1923) und SCHWARZ (1970) wird das Schicht-
stufenland nach der 1995 veröffentlichten Nomenklatur des Geologischen Landesamts Baden-
Württemberg in zwei Faziesbereiche (nördliches Schichtstufenland und südliches Schichtstufen-
land bzw. südlicher Oberrheingraben) unterteilt, deren Grenze etwa entlang der Linie Freuden-
stadt-Horb-Rottenburg verläuft (GEOL. LANDESAMT BADEN-WÜRTTEMBERG 1995). Nach BACH-
MANN & BRUNNER (1998) wird in Nordwürttemberg der obere, relativ fossilleere Teil der Wellen-
kalke als Jena-Formation bezeichnet, der untere, mergeligere Teil als Freudenstadt-Formation.
1.3.3 Stratigraphische Gliederung
Im Gegensatz zum Oberen Muschelkalk treten im Mittleren und Unteren Muschelkalk keine
Makrofossilien auf, die eine zuverlässige biostratigraphische Einteilung ermöglichen. Funde
der Crinoiden Dadocrinus und Silesiacrinus und des Brachiopoden Decurtella sind im wesent-
Kapitel 1: Einleitung 13
lichen auf den Ostteil des Beckens beschränkt, da ihre Ausbreitung nach Westen durch öko-
logische Barrieren (höhere Salinität) verhindert wurde. Auch der Versuch einer mikro-
paläontologischen Einteilung mittels Conodonten und Ostracoden, der von KOZUR (1974) un-
ternommen wurde, erbrachte aufgrund der starken faziellen Einflüsse keine detailierte Unter-
gliederung (HAGDORN et al. 1991). Für den Unteren Muschelkalk Süddeutschlands existiert
daher bis heute keine biostratigraphische Zonengliederung.
Mangels Fossilfunden wurden daher seit dem letzten Jahrhundert in gleicher Fazies entwickelte
Gesteinsserien zusammengefaßt und von verschiedenen Autoren nach lithostratigraphischen
Gesichtspunkten gegliedert (ALBERTI 1834, WEISS 1869 a, b, ECK 1880, BORNEMANN 1886,
FRANTZEN & KOENEN 1889, SCHALCH 1892, SCHMIDT 1907, VOLLRATH 1923, FRANK 1928,
BARG 1933 u. 1934, etc.). Dabei konzentrierte man sich vor allem auf das Auftreten von
bioklastenreichen Horizonten, welche eine überregionale Korrelation der Schichtenfolge ermög-
lichen sollten. Da es sich bei diesen sog. Leitbänken jedoch lediglich um relative Zeitmarken
handelt, läßt ein beckenweiter Vergleich dieser Horizonte meist den Einfluß lateraler Fazies-
variationen außer acht. Dies führte in der Vergangenheit dazu, daß sich die meisten stratigraphi-
schen Gliederungen des Unteren Muschelkalks auf Faziesgrenzen beziehen (vgl. FRANK 1936).
Auch heute noch ist die Leitbankstratigraphie Grundlage der aktuellen stratigraphischen No-
menklatur, wobei bereits innerhalb von Baden-Württemberg differenziert werden muß (s. Kap.
1.3.2, nördliches bzw. südliches Schichtstufenland). Gerade in dieser regionalen Unterschei-
dung spiegelt sich das grundlegende Problem wieder, daß die großräumige Parallelisierung von
Leitbänken im Prinzip der Waltherschen Faziesregel widerspricht. So wurde von den meisten
Autoren beobachtet (z.B. LODEMANN 1958), daß sich die im Gelände gut identifizierbare Folge
der sparitischen Schaumkalkbänke häufig in lateraler Richtung aufteilt, oder, daß einzelne Ho-
rizonte mitunter abrupt auskeilen. Die lithostratigraphischen Einheiten des Unteren Muschel-
kalks können daher nicht beckenweit, sondern höchstens innerhalb eines regional stark begrenz-
ten, homogenen Ablagerungsraums als isochron angesehen werden (vgl. SCHWARZ 1985).
Eine Ausnahme in der Muschelkalk-Stratigraphie des süddeutschen Beckens bildet die Spirife-
rina-Bank, da sie schräg durch mehrere Fazieseinheiten verläuft (LODEMANN 1961). Ihre Ent-
stehung wird von einigen Autoren auf ein punktuelles Sturmereignis zurückgeführt (PAUL &
FRANKE 1977, AIGNER 1985, SEILACHER 1993, TÖRÖK 1993), wodurch sie als absolute Zeit-
marke anzusehen wäre. Folgt man dieser Interpretation, so kommt ihr in Süddeutschland ein
chronostratigraphischer Leitwert zu. Die Tatsache, daß sie die liegenden Schichten diskordant
überlagert, beweist jedoch gleichzeitig, daß konkordant eingeschaltete Leithorizonte diachrone
Faziesgrenzen markieren.
SCHWARZ (1970) interpretierte die Spiriferina-Bank als Brandungssaum eines Wattenmeers,
welcher in sehr flachem, stark bewegten Wasser abgelagert wurde. Da er einen absolut gleich-
zeitig ablaufenden, überregionalen Sedimentationsprozeß für unvorstellbar hielt, deutete er sie
als rasche Faziesausbreitung infolge kurzfristiger epirogenetischer oder klimatischer Vorgänge.
Auch heute noch kann das Phänomen der zum Teil über sehr weite Flächen hin homogen ent-
wickelten Spiriferina-Bank durch ein singuläres Sturmflutereignis nur schwer erklärt werden.
Kapitel 1: Einleitung 14
Unterer Muschelkalk im südlichen Schich-
stufenland und südlichen Oberrheingraben
(nach G
EOL.
L
ANDESAMT
B
AD.-
W
ÜRTTEMB.
1995)
mm
mu3
mu2
mu1
Orbicularismergel
Formation
Wellenkalk
Formation
Freudenstadt-Formation
Orbicularisschichten,
Oberes Wellengebirge
Wellenkalk, Mittleres Wellengebirge
Wellendolomit,
Unteres Wellengebirge
so
Schematische Faziesgliederung des Unteren
Muschelkalks zwischen unterem Neckar und
Nordschwarzwald (nach S
CHWARZ
1970)
orbicularis-Schichten
(schwach hypersal., ruhiger Flachwasserbereich)
Schaumkalk
(Brandungsbereich)
Wellenkalk
(Gezeitenbereich)
Spiriferina-Bank
(Brandungsbereich)
Mittlere Mergel
(Flachschelf)
Schwarze Schiefertone
(Stillwasserbereich)
Deckplatten
(Flachschelf)
Wurstelbänke
(Flachschelf)
buchi-Mergel
(Ruhigwasserbereich)
Untere Mergel
(litoraler Flachschelf)
Liegende Deckbänke
(Brandungsbereich)
Plattendolomit
(hypersalinare Lagune)
Deckplatten
Wurstelbänke
Buchimergel
Schwarze Schiefertone
Spiriferinabank
Mittlere Mergel
Zopfplatte
Obere Terebratelbank
Untere Terebratelbank
Schaumkalkschichten
Obere Schaumkalkbank
Wellenkalk 3
Untere Mergel
Rauhe Dolomite
Bleiglanzbank von Rottweil
Liegende Dolomite
Liegende Deckbänke
Plattendolomit
Obere Orbicularismergel
Untere Orbicularismergel
Geislinger Bank
Netzleistenbank
orbicularis-Mergel
dol. Mergel, lokal mit Gips
Region der
Schaumkalkbänke
bioklastisch-ool. Kalke mit
Mergelzwischenlagen
buchi-Schichten
ecki-Schichten
Wellendolomit
Mosbacher
Grenzschichten
Region der
Kongkomeratbänke
Lima-Bank
Stratigraphie des Unteren
Muschelkalks im Kraichgau
(nach S
CHWEIZER
& K
RAATZ
1982)
Lithostratigraphische Gliederung des
mu in Nord-Baden-Württemberg
(nach H
AGDORN
et al. 1991)
Wellenkalk-Schichten
Konglomeratbank-
Schichten
Mergel-Schichten
orbicularis-Schichten
Rötton-SchichtenVioletter Horizont Obere Tonfolgen
BasisdolomitLiegende Kalkmergel Liegende Dolomite
Rötton
dünnbankige Kalke und Mergel,
intrastratale Deformationen häufig
Spiriferina-Bank
bioklastisch mit Intraklasten
knollig-flaserige
Kalke und Mergel
dol. Mergel, sandig
Leitbänke
Obere
Schaumkalkbank
Untere
Schaumkalkbank
Untere Dolomite
Geislinger Bank
Obere
Spiriferina-Bank
Untere
Spiriferina-Bank
Obere
Terebratelbank
Untere
Terebratelbank
buchi-Schichten
Konglomerat-
bänke
Grenzgelbkalk
Myophorienbank
Abb. 1.3: Gliederung des mu im Zentrum des südlichen Germanischen Beckens (GLA B
AD
.-W
TTBG
. 1995, S
CHWARZ
1970, S
CHWEIZER
& K
RAATZ
1982, H
AGDORN
et al. 1991).
Kapitel 1: Einleitung 15
In Anbetracht des damit verbundenen Horizontaltransports (vgl. SEILACHER 1993) erscheint die
Ablagerung eines gleichmäßig entwickelten Bioklasten-Horizonts unwahrscheinlich. Die Ent-
stehung einer tempestitischen Bruchschillage setzt dabei eine begrenzte Wassertiefe voraus, da
in den tieferen Meeresbereichen keine großflächige Aufarbeitung der Bodensedimente ange-
nommen werden kann (Abnahme der Wellenenergie mit der Wassertiefe). Das Sturmflut-Mo-
dell impliziert somit eine gleichmäßige Beckenmorphologie, da andernfalls Material aus flache-
ren Bereichen selektiv erodiert und in tieferen Beckenbereichen resedimentiert worden wäre.
Im Verlauf ihrer historischen Entwicklung wurde die Stratigraphie des Unteren Muschelkalks
stark durch regionale Einflüsse geprägt. Da einzelne Schichtglieder bzw. Schichtkomplexe in
verschiedenen Gebieten unterschiedlich benannt wurden, entstand im Lauf der Zeit eine große
Vielfalt von Begriffen, die in der Literatur nicht einheitlich verwendet wurden. Rückblickend
kann ein Großteil dieser regionalen stratigraphischen Bezeichnungen heute als Synonyme bzw.
Homonyme angesehen werden. Abbildung 1.3 zeigt einen Vergleich von verschiedenen litho-
stratigraphischen Gliederungen im Zentrum des südlichen Germanischen Beckens.
Der Prozeß fortlaufender Neu- und Umbenennungen der lithostratigraphischen Einheiten dauert
auch heute noch an. So schlugen HAGDORN et al. (1993) im Zuge einer Revision der gesamten
Muschelkalk-Nomenklatur ein neues Benennungsschema vor. Nach dieser Terminologie wurde
beispielsweise der obere Teil der orbicularis-Schichten sensu SCHWARZ (1970) in „orbicularis-
Member“ (mmKO) umbenannt und der sogenannten Karlstadt-Formation (mmK) des Mittleren
Muschelkalks (mm) zugeordnet (HAGDORN et al. 1993).
Im Gegensatz dazu wird diese Schichtenfolge bereits in dem 1995 veröffentlichten Symbol-
schlüssel für Geologie und Bodenkunde (GEOLOGISCHES LANDESAMT BADEN-WÜRTTEMBERG
1995) im südlichen Schichtstufenland als Obere Orbicularismergel (muOo) bezeichnet und in
die Orbicularismergel-Formation (muO) des mu gestellt. Abweichend davon wurde im nördli-
chen Schichtstufenland für die Sequenz der Begriff Liegende Kalkmergel (mmDuK) vergeben.
Als Schichtglied der Unteren Dolomit-Formation (mmDu) wird sie hier dem Mittleren Mu-
schelkalk zugerechnet. Der untere Teil der orbicularis-Schichten wird dagegen lediglich als
Orbicularismergel (muGO) bezeichnet und der Geislingen-Formation (muG) des Unteren Mu-
schelkalks zugeordnet.
Die Tatsache, daß der Begriff orbicularis-Mergel zuvor bereits von mehreren Autoren homo-
nym für die gesamte Abfolge der orbicularis-Schichten verwendet wurde (LODEMANN 1958 u.
1961, SCHWEIZER & KRAATZ 1982, AIGNER & BACHMANN 1993, etc.), trägt ein übriges zur
terminologischen Begriffsverwirrung bei. So scheint bis heute auch noch keine einheitliche Be-
nennung der lithostratigraphische Schichtglieder mit klar festgelegten Grenzen erreicht zu sein.
Aus diesem Grund wurde in der vorliegenden Bearbeitung die weitgehend anerkannte stratigra-
phische Nomenklatur nach SCHWARZ (1970) verwendet.
In neuerer Zeit wurde der Untere Muschelkalk nach dem Konzept der Sequenzstratigraphie in
transgressiv-regressive Kleinzyklen untergliedert, die als sedimentologisches Abbild globaler
Meeresspiegelschwankungen aufgefaßt werden. Nach AIGNER & BACHMANN (1993) können
Kapitel 1: Einleitung 16
im Unteren Muschelkalk zwei charakteristische Faziesreihen (Sequenzen, Systems Tracts) un-
terschieden werden (Abb. 1.4).
Die Basis des Rötquarzits (Fränkischer Chirotherien-Sandstein) stellt im Oberen Buntsandstein
den Beginn einer transgressiven Sequenz dar („Transgressive Systems Tract“, TST), die bis in
den basalen Teil des Unteren Muschelkalks anhält. Im Bereich der Terebratelbänke erreicht der
Meeresspiegel seinen vorläufigen Höchststand. Im Anschluß daran setzen sich während der
nachfolgenden Sequenz des „Highstand System Tracts“ (HST) wieder zunehmend regressive
Tendenzen durch. Diese Entwicklung dauert über die lagunären bzw. sabkha-ähnlichen Karbon-
ate der orbicularis-Mergel bis zur Basis der mm-Evaporite an. Hier erreicht der Meeresspiegel
einen vorübergehenden Tiefststand, wodurch die Sequenzgrenze zum anschließenden „Lowstands
Systems Tract“ (LST) markiert wird.
CB
TB
Rötquarzit
Unterer Muschelkalk
Mittlerer Muschelkalk
Oberer Muschelkalk
2
1
A N I S L A D I N
Röt
236
240
M U S C H E L K A L K
U. M. O.
B S
GENERAL STRAT. COASTAL ONLAP SYSTEMS
TRACTS LITHOSTRATIGRAPHY
HST
HST
HST
TST
TST
LST
Abb. 1.4: Sequenzstratigraphische Gliederung des Germanischen Muschelkalks nach AIGNER & BACHMANN
(1993); BS = Buntsandstein, CB = cycloides-Bank, TB = Terebratelbänke.
In Übereinstimmung damit interpretiert GÖTZ (1996) die einige Meter mächtigen Kleinzyklen
der mitteldeutschen Oolithbänke als „high frequency sequences“ im Sinne von MITCHUM &
VAN WAGONER (1991) innerhalb der ersten transgressiven Muschelkalk-Sequenz nach AIGNER
& BACHMANN (1993). Nach DUVAL et al. (1992) bildet die Germanische Trias einen Trans-
gressions-Regressionszyklus 2. Ordnung. Die von GÖTZ (1996) beschriebenen Parasequenzen
entsprechen Zyklen 4. oder 5. Ordnung nach VAIL et al. (1977). Zyklen niedrigerer Ordnung
wurden auf der flachen Rampe aufgrund ständiger Aufarbeitung nicht abgebildet (GÖTZ 1996).
Dagegen ergibt sich nach den von VISSCHER et al. (1993) veröffentlichten palynologischen Da-
ten für das Profil Obernsees ein von AIGNER & BACHMANN (1993) abweichendes Gliederungs-
schema (Abb. 1.5). Der Beginn der transgressiven Sequenz (TST) ist hier an einen deutlichen
Wechsel der terrestrischen Pollen- und Sporenvergesellschaftung verbunden, welcher sich erst
im Bereich des Grenzgelbkalks (ggk) vollzieht. Die maximale Überflutungsfläche (MFS) wird
bei 773,5 m im Grenzbereich Schiefertonfolge/Mittlere Mergel erreicht (SCHWARZ 1985) und
durch ein Häufigkeitsmaximum der marinen Palynomorphen (Acritarchen) markiert (VISSCHER
et al. 1993).
Nach den sedimentologischen und palynologischen Untersuchungen von GÖTZ & FEIST-
BURKHARDT (1999) bildet der Untere Muschelkalk innerhalb der Germanischen Mitteltrias die
erste von zwei Sequenzen dritter Ordnung. Die Zone der maximalen Meeresüberflutung (mf-
Kapitel 1: Einleitung 17
Zone) wird durch zwei markante Häufigkeitsmaxima des marinen Plankton im Liegenden und
Hangenden der Unteren Terebratelbank gekennzeichnet (Zyklen IIe und IIIa, Wellenkalk-2- bzw.
Terebratelbank-Member). Das im Profil Poppenhausen während des frühen HST auftretende
Häufigkeitsmaximum wird als autozyklischer Ausreißer interpretiert (GÖTZ & FEIST-BURKHARDT
1999).
750
800
MU
SO
MM
SB
HST
MFS
TST
LST
745.8
773.5
784.2
797.2
803.4
818.8
C. triangiatus
D. vicentinense
ONSET TRIASSIC
RECORD
(CRASSA DOMINANCE)
FLORAL TURNOVER
MINOR ACRITARCH
MAXIMUM ABUNDANCE
FLORAL TURNOVER
ACRITARCHS ABSENT
ggk
ms
MUSCHELKALK
?
?
PELSONIAN
ANIS
Abb. 1.5: Chronostratigraphische und sequenzstratigraphische Gliederung des Unteren Muschelkalks
in der Forschungsbohrung Obernsees nach VISSCHER et al. (1993); SB = sequence boundary.
Eine zyklische Sedimentation wurde im Unteren Muschelkalk des Germanischen Beckens u.a.
auch von SCHULZ (1972), SCHWARZ (1977), KRAMM (1986), KLOTZ (1990) und KNAUST (1995)
beschrieben.
Kapitel 2: Probenmaterial 18
2. Probenmaterial
2.1 Lage der Bohrungen
Im Rahmen der vorliegenden Bearbeitung wurden insgesamt sieben Kernbohrungen aus den
zentralen und randnahen Teilen des südlichen Muschelkalk-Sedimentationsraums untersucht.
Im zentralen Bereich des Beckens wurden die vier Bohrprofile Lengfurt, Pforzheim, Ühlingen
und Waldshut bearbeitet, welche entlang der NNE-SSW-streichenden Beckenachse liegen. Am
östlichen und westlichen Beckenrand wurden die Bohrungen Obernsees und Mersch beprobt.
Von der Bohrung Kümmern 1 (Abb. 2.7 b) wurde ein lithologisches Profil aufgenommen. Die
Abbildung 2.1 zeigt die geographische Lage der Bohrpunkte.
Koblenz
Frankfurt
a.M.
München
Regensburg
Nürnberg
BM
LBM
RI
VL
Obernsees
Waldshut
Ühlingen
Freiburg
N
Randfazies
Salz (mm)
Kernbohrung
0 100 km
Mersch
Kümmern
Saarbrücken
Lengfurt
Pforzheim
Stuttgart
NNE
SSW
ENE
WSW
Abb. 2.1: Geographische Lage der beprobten Kernbohrungen im südlichen Germanischen Muschelkalkbecken.
Die ausgewählten Bohrkerne erfassen Ablagerungen des Unteren Muschelkalks aus verschiede-
nen Faziesbereichen. Während die Forschungsbohrung Obernsees noch der Übergangsfazies
zugerechnet werden kann (vgl. TRUCKENBRODT 1976), beinhaltet die Kernbohrung Mersch die
siliziklastisch geprägten Randsedimente des lothringischen Muschelsandsteins. Durch ihre ex-
trem küstennahe Lage im Südwesten der Eifeler Nord-Südzone besitzt sie eine paläogeographische
Sonderposition (Abb. 1.1). Im Gegensatz zu den in NNE-SSW-Richtung gelegenen Bohrprofilen
Kapitel 2: Probenmaterial 19
der zentralen Beckenbereiche liegen die Kernbohrungen des östlichen und westlichen Becken-
rands mit der Bohrung Lengfurt auf einer WSW-ENE-streichenden Linie (Abb. 2.1). Das Profil
der Bohrung Lengfurt vertritt den tieferen Bereich des Ablagerungsraums im südlichen Germa-
nischen Becken. Auf einer Kernstrecke von über 85 m erfaßt es den Unteren Muschelkalk nur
unvollständig.
Entlang der südwestlich verlaufenden Beckenachse kann eine kontinuierliche Verflachung des
Sedimentationsraums beobachtet werden. Dies wird durch die reduzierten Mächtigkeiten des
Unteren Muschelkalks in den Bohrungen Pforzheim und Ühlingen belegt.
Um eine Korrelation mit den bereits existierenden Daten zu ermöglichen, wurden in erster Linie
Forschungs- und Erkundungsbohrungen beprobt, die von den Geologischen Landesämtern zur
Verfügung gestellt werden konnten. Die Ergebnisse der vorliegenden Arbeit beziehen sich da-
mit größtenteils auf archiviertes und dokumentiertes Probenmaterial. Soweit möglich, wurden
ausschließlich durchgehende Bohrkerne ohne größere Kernverluste bearbeitet. Mit Ausnahme
der Bohrungen Lengfurt und Waldshut erfaßt das verwendete Kernmaterial die gesamte Schich-
tenfolge des Unteren Muschelkalks.
2.2 Probenahme
Kernbohrungen sind aufgrund ihres guten Erhaltungszustands für die sedimentpetrographische
Analyse der nichtkarbonatischen Bestandteile in besonderer Weise geeignet. Im Gegensatz zu
Tagesaufschlüssen unterliegen sie keinen Verwitterungseinflüssen. Übertage stehen z.B. die
sulfatisch entwickelten Sedimente des Muschelkalks aufgrund fortgeschrittener Gipsauslaugung
oft nicht mehr an. Eine Beprobung ist daher im Gelände meist nicht möglich. In Kernbohrungen
sind diese Schichten dagegen vollständig erhalten.
Die Probenahme wurde in den Bohrkernlagern der Geologischen Landesämter von Baden-Würt-
temberg, Rheinland-Pfalz und Bayern, der Heidelberger Zement AG (Leimen) und des Service
Géologique Luxembourg durchgeführt. Die Entnahme der Bohrproben erfolgte unter Vorgabe
eines vertikalen Rasters von max. 2,5 m. Um eine statistisch relevante Datenmenge zu erzeu-
gen, wurden aus makroskopisch inhomogen entwickelten Bereichen möglichst repräsentative
Stücke entnommen. Für die Analysen wurden die Proben mit entionisiertem Wasser gereinigt.
Kernbohrung Lengfurt (Heidelberger Zement AG, Leimen)
Die Kernbohrung Lengfurt (Mainfranken) wurde von der Heidelberger Zement AG zur Verfü-
gung gestellt. Sie erfaßt die Schichten des Unteren Muschelkalks von der Wellenkalkfolge 8 bis
zum Grenzgelbkalk, und erreicht bei 89,70 m in den Oberen Röttonen ihre Endteufe. Zwischen
8,50 m und 12,10 m wurde das Kernmaterial auf einer Strecke von 3,60 m teilweise zerbohrt.
Die Mächtigkeit des Unteren Muschelkalks beträgt in diesem Beckenbereich zum Teil über
100m. Abbildung 2.2 zeigt die Position der Probenahmepunkte.
Kapitel 2: Probenmaterial 20
Kernbohrung Pforzheim (Landesamt für Geologie, Rohstoffe und Bergbau, Baden-
Württemberg)
Die Bohrung Pforzheim (Baden) wurde im Kernlager des Geologischen Landesamts Baden-
Württemberg beprobt. Sie wurde bis auf 73,00 m niedergebracht und erfaßt in ihrem oberen Teil
den Basisdolomit des Mittleren Muschelkalks (5,35 bis 6,25 m). Bei 71,60 m erreicht sie den
Oberen Buntsandstein. Das Kernmaterial erfaßt auf einer Strecke von 65,35 m den gesamten
Unteren Muschelkalk (Abb. 2.3). Die Profilaufnahme erfolgte in Zusammenarbeit mit A. Etzold.
Forschungsbohrung Ühlingen 2 (Landesamt für Geologie, Rohstoffe und Bergbau,
Baden-Württemberg)
Die Forschungsbohrung Ühlingen 2 (Abb. 2.4) wurde vom Geologischen Landesamt Baden-
Württemberg zur Verfügung gestellt und erschließt eine vollständige Abfolge des Unteren Mu-
schelkalks am Südostrand des Schwarzwalds. Da neben dem Kernmaterial auch korrelierbare
Gammastrahl-Log-Daten zur Verfügung stehen, eignete sich diese Bohrung gut als Referenz-
profil für den Südteil des Beckenzentrums (BECKER et al. 1997). Die Forschungsbohrung
durchteuft insgesamt 7,40 m Oberen Muschelkalk, 50,80 m Mittleren Muschelkalk und 47,50 m
Unteren Muschelkalk. Im Liegenden wurde sie 7,75 m in den Oberen Bundsandstein hinein
abgeteuft (Endteufe: 113,45 m).
Kernbohrung Waldshut (Landesamt für Geologie, Rohstoffe und Bergbau, Baden-
Württemberg)
Das Kurzprofil Waldshut (Abb. 2.7 a) wurde ebenfalls vom Geologischen Landesamt Baden-
Württemberg zur Verfügung gestellt. Es erfaßt auf einer Kernstrecke von 37,00 m den unteren
Teil des Mittleren Muschelkalks (42,00 - 79,00 m) und mit einer Mächtigkeit von 11,00 m den
obersten Teil des Unteren Muschelkalks (79,00 - 90,00 m, Obere und Untere Orbicularismergel).
In der Waldshuter Abfolge tritt ein 3,24 m mächtiger Sulfathorizont auf, der von SIMON (1982)
als Geislinger Bank bezeichnet wurde. Die Sulfatlage besteht aus massigem bis mosaikartigem,
lagenweise tonflaserigem Gips bzw. Anhydrit (s.a. BECKER et al. 1997).
Forschungsbohrung Obernsees (Geologisches Landesamt Bayern)
Die Forschungsbohrung Obernsees (Oberfranken) wurde vom Geologischen Landesamt Bay-
ern zur Verfügung gestellt. Sie durchteuft die randnahen Trias- und Perm-Sedimente an der
Nordflanke des Vindelizischen Lands und erreicht bei 1341,70 m das paläozoische Grundgebirge
(GUDDEN & SCHMID 1985, EMMERT et al. 1985). Das durchgehend gekernte Profil erfaßt zwi-
schen 745,00 und 801,35 m den gesamten Unteren Muschelkalk (Mächtigkeit: 56,35 m). Im
Bereich des Oberen Wellenkalks ist das Kernmaterial auf einer Strecke von 6,30 m (752,00 bis
758,30 m) zerbohrt (SCHWARZ 1985, s. Abb. 2.5: Kernverlust).
Kapitel 2: Probenmaterial 21
Geologische Erkundungsbohrung Mersch (Service Géologique du Luxembourg)
Die geologische Erkundungsbohrung Mersch (Luxemburg) wurde vom Service Géologique
Luxembourg zur Verfügung gestellt. Durch ihre paläogeographische Lage an der Südöffnung
der Eifeler N-S-Zone befindet sie sich in einer sehr landnahen Position zwischen dem
Ardennischen Hochgebiet (London-Brabant-Massiv) und der Rheinischen Insel. Beginnend im
Pseudomorphosenkeuper (km 1) durchteuft sie lückenlos die gesamte Abfolge der Mittleren
und Unteren Trias und erreicht bei einer Teufe von 315 m das Devon (SCHWARZ 1975). Zwi-
schen 194,60 m und 229,03 m umfaßt sie ein vollständig gekerntes Profil des Unteren Muschel-
kalks, welcher hier vor allem in sandig-siltiger Fazies vertreten ist. Das Bohrprofil Mersch zeichnet
(Abb. 2.6) sich durch eine intensive Gipsführung und das Auftreten von Magnesit aus. Zum Teil
treten auch Dolomit und Anhydrit auf (SCHWARZ 1977).
Forschungsbohrung Kümmern 1 (Geologisches Landesamt Rheinland-Pfalz)
Die Forschungsbohrung Kümmern 1 (Saargau) erfaßt auf einer Strecke von 3,12 m die basalen
Sedimente des Mittleren Muschelkalks. Die Schichten des Unteren Muschelkalks wurden auf
einer Kernstrecke von 15,35 m (3,52 - 18,87 m) nur unvollständig erbohrt. Aufgrund der redu-
zierten Gesamtmächtigkeit wird der untere Teil der Muschelkalk-Folge (Muschelsandstein, mu1)
bereits bei 15,04 m erreicht. Ihre Endteufe erreicht die Bohrung bei 18,87 m. Die Profilaufnahme
der Bohrung erfolgte in Zusammenarbeit mit Dr. A. Götz und Dr. S. Feit-Burkhardt (Geologisch-
Paläontologisches Institut, Technische Universität Darmstadt). Eine detailierte Beschreibung
des Profils wurde in den Anhang gestellt.
Für die Bezeichnung der Proben wurde der abgekürzte Namen der Lokalität (2 Buchstaben) mit
der Teufe (2 Nachkommastellen) kombiniert. Die Lokalitäten wurden nach dem folgenden Schema
benannt:
Lengfurt →LF
Pforzheim →PF
Ühlingen →UE
Waldshut →WA
Obernsees →OS
Mersch →ME
Beispiel:
Die Probe mit der Bezeichnung LF 11,30 stammt aus dem Bohrkern Lengfurt und wurde in
11,30 m Teufe unterhalb des Ansatzpunkts entnommen. Für die Datenverarbeitung wurden die
Probennamen entsprechend modifiziert. In Dateinamen wurden die Leerzeichen entfernt sowie
die Kommata durch Bindestriche ersetzt (LF 11,30 → LF11-30).
Kapitel 2: Probenmaterial 22
Abb. 2.2: Kernbohrung Lengfurt, TK 25 Blatt Nr.: 6123, Lengfurt/Marktheidenfeld (R: 35 46 340,
H: 55 18 650), beprobte Kernstrecke: 88 m, stratigraphische Gliederung nach SCHWARZ (1970).
0
10
20
30
40
1. Schaum-
kalkbank
obere TB
untere TB
1,50 m
2,50 m
3,80 m
4,05 m
4,60 m
5,60 m
6,90 m
7,30 m
8,40 m
11,30 m
12,15 m
13,25 m
15,45 m
16,60 m
17,60 m
18,80 m
20,65 m
22,10 m
24,75 m
25,05 m
27,60 m
29,40 m
31,35 m
33,30 m
35,80 m
39,90 m
41,60 m
43,75 m
37,70 m
50
60
70
80
Konglmt.-
bänke
89,50 m
46,35 m
48,30 m
51,60 m
53,35 m
55,30 m
57,30 m
59,00 m
61,45 m
62,90 m
64,60 m
66,90 m
68,75 m
69,60 m
71,95 m
72,70 m
74,65 m
77,80 m
79,50 m
83,50 m
85,90 m
81,75 m
87,30 m
88,45 m
Wellenkalk-
folge 8
Wellenkalkfolge 7
Spiriferina-
bank (?)
Wellenkalkfolge 6
Wellenk.-
folge 5
Wellenkalkfolge 4
Wellenkalkfolge 4
Oolith-
bank β
Oolith-
bank α
Wellenkalkfolge 3Wellenkalkfolge 2Wellenkalkfolge 1
Grenz-
gelbkalk
Obere
Röttone
Myoph.-
schichten
so
mu
Kapitel 2: Probenmaterial 23
Abb. 2.3: Kernbohrung Pforzheim, TK 25 Blatt Nr.: 7118, Pforzheim Süd (R: 34 76 690, H: 54 17 850),
beprobte Kernstrecke: 67,8 m, stratigraphische Gliederung nach SCHWARZ (1970).
5,52 m
6,30 m
6,55 m
6,95 m
8,73 m
9,65 m
11,24 m
11,70 m
11,93 m
12,42 m
13,90 m
14,85 m
15,95 m
16,27 m
28,72 m
30,22 m
31,60 m
20,90 m
23,15 m
24,94 m
23,28 m
16,46 m
17,94 m
18,40 m
20,32 m
33,47 m
33,85 m
34,69 m
35,27 m
36,10 m
37,82 m
39,48 m
39,52 m
0
10
20
30
40
Deckplatten
orbicularis-Schichten
Mittlere Mergel W ellenkalke
mm
mu
BD
Lößlehm
41,33 m
41,77 m
42,28 m
43,20 m
43,75 m
46,20 m
47,93 m
48,16 m
49,08 m
50,90 m
51,97 m
52,98 m
54,25 m
54,43 m
54,64 m
55,36 m
57,37 m
59,40 m
63,10 m
63,25 m
67,41 m
68,30 m
69,45 m
71,27 m
72,02 m
73,02 m
55,50 m
56,81 m
58,42 m
59,93 m
60,02 m
60,67 m
64,58 m
64,88 m
65,76 m
67,53 m
68,73 m
69,70 m
70,22 m
72,28 m
50
60
70
Wurstel
bänke
Liegende
Deckbänke
Platten-
dolomit
so
Untere Mergel buchi-Mergel
Kapitel 2: Probenmaterial 24
Abb. 2.4: Forschungsbohrung Ühlingen 2, TK 25 Blatt Nr.: 8215, Ühlingen/Birkendorf (R: 34 48 490,
H: 52 84 930), beprobter Kernabschnitt: 59 m, stratigraphische Gliederung nach SCHWARZ (1970).
53,90 m
55,50 m
56,40 m
57,30 m
58,50 m
59,40 m
60,90 m
61,90 m
62,20 m
63,60 m
64,40 m
64,60 m
65,65 m
66,40 m
67,70 m
68,50 m
69,75 m
70,75 m
71,70 m
72,50 m
73,60 m
74,50 m
75,30 m
76,70 m
77,50 m
78,60 m
79,50 m
50
60
70
80
orbicularis-SchichtenMittlere Mergel
mm
mu
Unterer
Dolomit
Untere Sulfatschichten
Schwarze
Schiefer-
tonfolge
Deck-
platten
Platten-
sandstein
90
100
110
80,55 m
81,10 m
86,50 m
88,55 m
89,90 m
91,00 m
92,60 m
94,60 m
95,25 m
97,50 m
100,30 m
102,30 m
104,40 m
105,40 m
106,20 m
107,60 m
82,30 m
83,50 m
84,70 m
85,60 m
87,35 m
90,20 m
93,80 m
96,70 m
98,55 m
99,50 m
101,10 m
103,95 m
106,90 m
108,40 m
109,70 m
110,30 m
111,40 m
112,90 m
Mittlere
Mergel
Lgd. Deckb.
so
buchi-MergelUntere MergelPlattendolomitRöttone
Kapitel 2: Probenmaterial 25
Abb. 2.5: Forschungsbohrung Obernsees, TK 25 Blatt Nr.: 6034, Mistelgau (R: 44 55 530, H: 55 31 030),
beprobter Kernabschnitt: 62,5 m, stratigraphische Gliederung nach SCHWARZ (1970 u. 1985).
740
750
760
770
780
790
800
771,30 m
772,40 m
773,20 m
774,20 m
775,20 m
776,50 m
777,80 m
778,40 m
779,50 m
780,40 m
781,70 m
783,90 m
784,70 m
785,90 m
786,90 m
788,30 m
789,40 m
790,70 m
791,90 m
792,70 m
793,40 m
794,40 m
795,00 m
796,80 m
797,60 m
798,60 m
799,90 m
800,40 m
801,00 m
801,50 m
Mittlere MergelMittlere Mergel Schiefertonfolge
Muschelsandstein
(Unt. Mergel)
Muschel-
sandstein
(Lgd. Deckb.)
so
Plattendolomit
Kernverlust
739,00 m
740,60 m
741,80 m
743,60 m
742,50 m
744,50 m
745,30 m
746,50 m
751,70 m
758,00 m
759,60 m
760,30 m
761,60 m
762,10 m
764,00 m
765,00 m
766,10 m
767,30 m
768,30 m
769,90 m
747,60 m
749,80 m
750,50 m
OrbicularisschichtenMittlere Mergel Oberer Wellenkalk
mm
mu
Basis-
dolomit Grund-
anhydrit
Unterer Wellenk.
U. SK-Zone
Kapitel 2: Probenmaterial 26
215,40 m
216,70 m
218,00 m
219,10 m
220,90 m
222,80 m
223,70 m
224,90 m
225,60 m
226,50 m
227,40 m
228,70 m
231,10 m
232,80 m
235,30 m
229,60 m
220
230
basale
dolomit.
Bänke
so
Dolomitmktbk.
Muschelsandstein
190
200
210
Muschelsandstein Couches rouges
Tonige Wechselfolge
mm
mu
6
5
4
3
2
1
o.Wb.
u. Wb.
188,90 m
192,30 m
193,30 m
194,70 m
196,00 m
197,10 m
201,50 m
208,20 m
209,80 m
210,80 m
210,90 m
211,90 m
212,80 m
197,90 m
198,60 m
199,40 m
204,00 m
202,80 m
205,60 m
206,50 m
207,40 m
209,30 m
200,80 m
191,30 m
Abb. 2.6: Geologische Erkundungsbohrung Mersch (Koordinaten: x = 90830, y = 76120, z = 218 m ü. NN,
SCHWARZ 1975), beprobter Kernabschnitt: 46,4 m, stratigraphische Gliederung nach SCHWARZ (1975 u. 1977).
Kapitel 2: Probenmaterial 27
Abb. 2.7: a) Kernbohrung Waldshut, TK 25 Blatt Nr.: 8315, Waldshut-Tiengen (R: 34 42 578, H: 52 76 874),
beprobte Kernstrecke: 14,4 m, stratigraphische Gliederung nach SCHWARZ (1970).
b) Kernbohrung Kümmern 1, TK 25 Blatt Nr.: 6304, Wincheringen (R: 25 35 980, H: 55 99 310),
die Bohrung wurde nicht beprobt, stratigraphische Gliederung nach SCHWARZ (1970 u. 1985).
0
10
20
Muschel-
sandstein orbicularis-Schichten
mm
mu
70
80
90
75,40 m
77,90 m
75,90 m
76,70 m
78,70 m
80,75 m
81,80 m
83,30 m
87,00 m
87,70 m
88,60 m
79,55 m
82,70 m
85,00 m
85,70 m
88,90 m
89,80 m
- Mergel
Obere
Sufat-
schichten
Steinsalz-
schichten
Grund-
anhydrit
Basis-
dolomit
orb.
Geislinger
Bank
mm
mu
a)
b)
Kapitel 3: Methodik 28
3. Methodik
3.1 Probenaufbereitung
3.1.1 Unlöslicher Rückstand
Für die röntgendiffraktometrische Phasenanalyse (XRD, RDA) müssen die silikatischen
Begleitminerale zunächst von der Karbonatfraktion getrennt werden. In einem speziellen Auf-
bereitungsverfahren wurden die Proben einer Säurebehandlung unterzogen, wodurch die
karbonatischen Gesteinsbestandteile unter CO2-Entwicklung in Lösung gehen. Nach Beendi-
gung dieser Reaktion befindet sich der unlösliche silikatische Rückstand (UR) in einer
Säuresuspension. Eine detaillierte Beschreibung der einzelnen Aufbereitungsschritte wird von
OSTROM (1961) gegeben.
Das Auflösen der karbonatischen Komponenten wurde mit 0,3 M Monochloressigsäure
(C2H3ClO2) durchgeführt, was eine eventuelle Schädigung der nichtkarbonatischen Minerale
verhindert. Ihre ursprüngliche Korn- bzw. Aggregatform sowie ihre chemische Zusammenset-
zung bleibt daher weitgehend erhalten (NEY 1986). Bei der Verwendung von fünfprozentiger
Salzsäure (HCl) besteht dagegen die Gefahr, besonders empfindliche Tonminerale (z.B. Chlorite)
zu zerstören (vgl. ROBBINS & KELLER 1952, ELLINGBOE & WILSON 1964).
Abb. 3.1: REM-Aufnahme der Silikatfraktion nach der Behandlung mit Monochloressigsäure.
Die Abbildung zeigt eine rasterelektronenmikroskopische Aufnahme der Probe PF 23,28 nach
Entfernung des karbonatischen Anteils mittels 0,3 M Monochloressigsäure. Die herausgelösten
Karbonatminerale lassen sich aufgrund ihrer idiomorphen Kristallform leicht identifizieren. An
den scharf abgegrenzten Rändern der herausgelösten Calcitrhomboeder sind keinerlei Lösungs-
erscheinungen der silikatischen Matrix erkennbar. Eine übermäßige Beanspruchung der
Phyllosilikate durch die Säurebehandlung kann daher ausgeschlossen werden.
Kapitel 3: Methodik 29
Nach OSTROM (1961) ist die Säureresistenz von Phyllosilikaten sehr unterschiedlich. Quell-
fähige Tonminerale und solche mit Wechsellagerungsstrukturen reagieren am empfindlichsten
auf Säuren. Die Stabilität von Tonmineralen nimmt mit ihrem Kristallinitätsgrad zu und fällt mit
der Konzentration der Säurelösung. Am XRD-Spektrum von gut kristallinem Chlorit konnte
nach einer 72stündigen Behandlung mit 16,6 M Essigsäure bzw. 10 M Salzsäure keine Verände-
rung festgestellt werden. Quellfähiger, Na-saturierter Hectorit (Montmorillonit) zeigt dagegen
bereits nach 48stündiger Reaktion mit 0,33 M Essigsäure bzw. 0,21 M Salzsäure eine wohl
geringfüge, jedoch meßbare Verbreiterung seiner (00l)-Reflexe (OSTROM 1961).
3.1.2 Dispersion der Tonminerale
Nach Absetzen der im sauren Milieu stark koagulierenden Tonmineralteilchen wurde die über-
stehende Monochloressigsäure dekantiert. Danach wurden die sedimentierten Schwebstoffe in
mehreren Zyklen gewaschen, bis die Tonminerale in vollständig dispergierter, nicht geflockter
Form vorlagen (vgl. McALLISTER 1958). Eine vollständige Dispersion der Teilchen ist für die
darauffolgende Trennung nach Korngrößen notwendig, da die separierten Fraktionen ansonsten
durch die abweichenden Stokesschen Äquivalentdurchmesser der Aggregate verfälscht werden
(MCMANUS 1988). Die Aggregationsneigung der kolloidalen Tonmineraldispersion ist dabei
im wesentlichen vom pH-Wert und der Elektrolytkonzentration der wäßrigen Lösung abhängig.
b) aggregiert Fläche-Kante
(Kartenhausstruktur)
b) aggregiert Fläche-Fläche
(Bänderstruktur)
a) dispergiert/peptisiert b) aggregiert Kante-Kante
Abb. 3.2: Aggregationsformen der Tonminerale (umgezeichnet nach SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL 1989).
Durch unterschiedliche Ladung der an der Oberfläche befindlichen diffusen Ionenschichten kön-
nen sich verschiedene Aggregationsformen bilden (Abb. 3.2). Flächen-Flächen-Kontakte treten
im gesamten pH-Bereich auf und bewirken die Bildung von Bänderstrukturen. Im sauren Milieu
der Monochloressigsäure entstehen dagegen kartenhausförmige Aggregate, was auf eine Ver-
kettung der positiv geladenen Kanten mit den negativ geladenen Flächen zurückzuführen ist.
Auch die Belegung der Tonmineralflächen mit höherwertigen Kationen führt zur Koagulation.
An den negativ geladenen Flächen bildet sich dann eine Kationenschicht (Sternschicht), die
über die diffuse Ionenschicht mit dem Elektrolyt korrespondiert. Bei höheren Salzgehalten wer-
den vermehrt Kationen in der Sternschicht adsorbiert, was ladungsbedingt mit einer Kompression
der diffusen Ionenschicht verbunden ist. Dabei nähern sich die Tonminerale kontinuierlich an,
wodurch zunehmend die zwischen den Silikatschichten existierenden van-der-Waals-Kräfte
wirken.
Kapitel 3: Methodik 30
Nach VELDE (1995) steigt die Adsorptions-
neigung in der Sternschicht mit der Valenz des
jeweiligen Kations, sie fällt jedoch mit dem
Durchmesser der hydratisierten Form. Dadurch
ergibt sich innerhalb des Periodensystems ein se-
lektiver Kationeneintausch von Li+ nach Al3+ (vgl.
CARROLL 1959). Innerhalb dieser lyotropen Rei-
he nimmt die Kationeneintauschbarkeit mit der
Wertigkeit zu, die kritische Koagulationskonzen-
tration zu höherwertigen Kationen hin ab (Abb.
3.3). Für einwertige Kationen liegt sie in einem
Bereich zwischen 25 und 150 mmol/l. Bei einer
Belegung mit zweiwertigen Kationen kommt es
bereits ab 0,5 - 3 mmol/l zu einer Aggregation
der Teilchen (LAGALY 1993).
Um diesen Effekt weitestgehend zu vermeiden, wurden die Tonmineraldispersionen in Anleh-
nung an LAGALY & KÖSTER (1993) zur Fraktionierung in die sogenannte Natriumform ge-
bracht. Bei diesem Verfahren werden die Teilchenoberflächen ausschließlich mit einwertigen
Alkaliionen (z.B. Na+) belegt. Um der Koagulationsneigung der Teilchen weiter entgegenzu-
wirken, wurde der pH-Wert der Lösung nach vollständigem Auswaschen der Säure auf einen
Wert zwischen 7 und 7,5 eingestellt.
Auf die Zugabe von Anti-Koagulationsmitteln wie Natriumpyrophosphat (Na4P2O7 · 10 H2O)
wurde bewußt verzichtet, da auch der Zusatz von Polyanionen in sehr feinkörnigen Suspensio-
nen eine Verbrückung der Teilchen fördern kann (Abb. 3.2, Kanten-Kanten-Kontakte).
Zur Trennung der Aggregate wurde die neutrale bzw. leicht alkalische Suspension zusätzlich ca.
5 - 10 Min. im Ultraschall-Desintegrator dispergiert, wobei für die Mehrzahl der Proben ein
schonendes Ultraschallbad verwendet wurde. Suspensionen, die eine sehr hartnäckige
Koagulationsneigung zeigten, wurden mit einer 20 kHz-Schallkopfeinrichtung (Titanresonator)
behandelt.
Nach den von HUANG (1989) für illitisches Probenmaterial experimentell ermittelten Daten
kann durch die Kavitationswirkung der Ultraschallbehandlung eine Steigerung der relativen
Illit-(001)-Reflexintensitäten um bis zu 20% erreicht werden. Tabelle 3.1 zeigt eine Übersicht
der verwendeten Geräte und deren Einstellparameter.
Tab. 3.1: Geräteparameter der Ultraschallbehandlung:
Methode
Schwingwanne
Schallkopf
Hersteller
BRANSON
BANDELIN
Frequenz [kHz]
35
20
Zeit [min]
5
2
Leistung [W]
2 × 240
400
Fabrikat
Sonifier 450
Sonorex RK 106
ANZIEHUNG ABSTOSSUNG
TEILCHENABSTAND
van-der-Waals-Kraft
Abstoßung der
elektrischen Doppelschicht
geringe Wertigkeit
mittlere
hohe
Abb. 3.3: Die Koagulationsneigung von Tonmineraldispersionen
für verschiedene Kationenwertigkeiten (nach VELDE 1995).
Kapitel 3: Methodik 31
3.1.3 Korngrößentrennung
Nach Herstellung einer dispergierten Tontrübe wurde der unlösliche Rückstand in Sand-, Silt-
und Tonfraktionen aufgeteilt (Korngrößenabgrenzung nach DIN 4022 und 4220; Ton: < 2 µm,
Silt (Schluff): 2 µm - 63 µm, Sand: 63 µm - 2mm). Die Sandfraktionen wurden, falls vorhan-
den, durch Naßsieben abgetrennt (Maschenweite: 63 µm). Gröbere Gesteinsfragmente wurden
zuvor bereits durch Sieben entfernt.
Die Gewinnung der Tonfraktionen erfolgte mittels Zentrifuge (Heraeus-Sepatech, Megafuge
1,0). Hierbei wurde die folgende Sedimentationsgleichung zugrundegelegt (HATHAWAY 1958):
9µ · ln (R2 / R1) 2 (ta +td)
+T = 3
8π · N · r (p - p )
222
0
T = Laufzeit (Sekunden) R1 = Innerer Abstand zum Rotormittelpunkt π = Pi
ta = Beschleunigungszeit (Sekunden) R2 = Äußerer Abstand zum Rotormittelpunkt µ = Viskosität
td = Auslaufzeit (Sekunden) p = Durchschnittliche Partikeldichte (g/cm3) r = Durchschnittl.
N = Winkelgeschwindigkeit p0 = Dichte des Sedimentationsmediums (g/cm3) Partikelradius
Zur Berechnung der korngrößenspezifischen Laufzeiten wurde des weiteren das Computer-
programm SediTools (© R. Petschick, Geol.-Paläont. Institut, Universität Frankfurt) verwendet.
Die ermittelten Werte wurden unter Berücksichtigung der jeweiligen Beschleunigungs- und Aus-
laufphasen entsprechend nach oben korrigiert. Die Trennung der einzelnen Kornfraktionen er-
folgte unter Vorgabe folgender Parameter:
Tab. 3.2: Kornfraktionierung mittels Zentrifuge:
Korngröße
< 2 µm
< 1 µm
< 0,5 µm
> 63 µm
Methode
Zentrifuge
Zentrifuge
Zentrifuge
Naßsieben
Temp. [°C] Laufzeit [min]Drehzahl [U/min] R1 [cm] R2 [cm]
20
20
20
20
–
1000
2000
2000
–– –
7
7
7
17
17
17 15,0
4,0
4,0
Die granulometrische Klassifizierung der sehr feinkörnigen Probensubstanz wurde zum Teil
durch adsorbierte Eisenoxide (metallic coatings) sowie organische Bestandteile (z.B. Huminstoffe)
erheblich behindert, die zu diesem Zweck entfernt werden mußten.
Zur Reduktion der Eisenoxide wurde ein Verfahren nach TRIBUTH & LAGALY (1991) ange-
wandt, in dem die Proben mit 0,3 M Natriumcitrat-Lösung und 1 M Natriumhydrogenkarbonat-
Lösung versetzt und auf 75 °C erhitzt werden. Nach Zugabe einer äquivalenten Menge von
Natriumdithionit konnten die hierdurch gelösten Eisenverbindungen mit 2 M Natriumchlorid-
lösung schonend ausgewaschen werden (s.a. MEHRA & JACKSON 1960, NEWMAN & BROWN
1987).
Kapitel 3: Methodik 32
Die Entfernung der organischen Stoffe erfolgte durch Oxidation mit H2O2. Nach MÜLLER (1964)
hat auch diese Behandlung keinen schädigenden Einfluß auf die Stabilität der Tonminerale (s.a.
NEY 1986).
Zur Kontrolle der Ergebnisse wurde die Korngrößenverteilung der separierten Fraktionen mit
Hilfe eines Lasergranulometers (Fabrikat: L.O.T. / GALAI, System: CIS-1) bestimmt. Dazu
wurden die Probendispersionen mit vollentsalzenem Wasser stark verdünnt und anschließend in
einer langsam rotierenden 3,5 ml-Magnetrührzelle gemessen. Das verwendete Rührzellen-Mo-
dul erlaubt eine Bestimmung von Partikelkonzentrationen zwischen 1.000 und 100 Mio. Teil-
chen pro cm3.
Im Verlauf der Untersuchungen konnte festgestellt werden, daß Lasergranulometer-Messungen
von Dispersionen mit unregelmäßiger Partikelform zum Teil erheblichen Schwankungen unter-
liegen. Dieser Effekt tritt auch bei blättchenförmigen Tonmineralen auf, da deren kristalliner
Habitus stark von der sphärischen Idealkornform abweicht. Durch strömungsparallele Ausrich-
tung der Teilchen in der Rührzelle konnte außerdem eine Abhängigkeit der gemessenen
Korngrößenverteilung von der Geschwindigkeit des Magnetrührers beobachtet werden. Es zeigte
sich auch, daß trotz Dispersion und Ultraschallbehandlung stets ein gewisser Anteil der Ton-
fraktion durch Aggregation in die Siltfraktion verschleppt wird. Die Maxima der Kornverteilungs-
kurven lagen dabei in den angestrebten Bereichen.
Von einigen Rückstandspräparaten wurde die Erzmineralfraktion durch Schweretrennung ge-
wonnen (z.B. Probe OS740,60: Zinkblende). Hierfür wurde eine Dijodmethan-Schwerelösung
(CH2J2) verwendet.
An den bei max. 60 °C getrockneten Sand- und Siltfraktionen wurden die qualitativen und quan-
titativen XRD-Mineralphasenanalysen anhand pulverisierter Präparate durchgeführt. Zur rönt-
genographischen Untersuchung der Tonfraktion wurden Texturpräparate hergestellt, in denen
die Phyllosilikate basisflächenorientiert vorliegen (s. Kap. 3.2.1). Abbildung3.4 zeigt eine zu-
sammenfassende Darstellung des gesamten Aufbereitungsschemas.
Kapitel 3: Methodik 33
Oxidation der org. Substanz
mit H2O2 (NEY 1986)
Reduktion der Eisenoxide mit Natrium-
dithionit (MEHRA & JACKSON 1960)
Reinigung und Einwaage
des Probenmaterials
Auflösen der Karbonatanteile mit
(CH)2ClOOH nach OSTROM (1961)
Entnahme und Auswiegen der
nicht gelösten Karbonatreste
Vollständige Dispersion der
Tonminerale nach LAGALY (1993)
Trocknen und Auswiegen
der Fraktionen < 2 µm
Geochemische Analyse
des unlöslichen Rückstands
Herstellung von texturierten
Sedimentationspräparaten
Trocknen und Auswiegen
der Fraktionen > 2 µm
Röntgenographische
Mineralphasenanalyse
Herstellung von texturfreien
Pulverpräparaten
Geochemische Analyse
der Gesamtproben
Zerkleinerung mittels
Scheibenschwingmühle
Abb. 3.4: Schematische Darstellung der Probenaufbereitungsschritte.
Gasometrische Karbonatanalyse
nach MÜLLER & GASTNER (1986)
Dekantieren und Auswaschen
der Säurereste (McALLISTER 1958)
Trennung des unlöslichen
Rückstands nach Korngrößen
(DIN 4022 u. 4220)
Kapitel 3: Methodik 34
3.2 Mineralphasenanalyse
3.2.1 Präparation
Die Probenpräparation stellt eine der häufigsten Fehlerquellen bei der Durchführung der quali-
tativen und quantitativen Phasenanalyse dar. Der präparative Fehler kann in seiner Größenord-
nung den der Diffraktometer-Messung übersteigen. Um die Auswirkungen dieser Einflußgröße
zu eliminieren, wurden in der Vergangenheit spezielle probenspezifische Präparationstechniken
entwickelt. Einen Überblick über die verschiedenen Verfahren geben GIBBS (1968), BROWN &
BRINDLEY (1980) sowie BISH & REYNOLDS (1989).
a) Pulverpräparate
Zur Bestimmung des Mineralbestands wurden von den Gesamtproben sowie von den karbonat-
freien Silt- und Sandfraktionen des unlöslichen Rückstands Pulverpräparate hergestellt. Zu die-
sem Zweck wurde das vorzerkleinerte Probenmaterial in einer Scheibenschwingmühle auf eine
Korngröße von ca. 10 - 20 µm gemahlen (800 U/min, 120 Sekunden). Als Mahlwerkzeug diente
ein Schwingmühleneinsatz aus Achat.
Das Aufmahlen von heterogenen Mineralgemengen ist dabei im Hinblick auf die Röntgenanalyse
stets problematisch. Da weiche Probenbestandteile schneller zerrieben werden als härtere (z.B.
Calcit gegenüber Quarz), führt die unterschiedliche Resistenz der beteiligten Minerale zu einer
vom Härtegrad abhängigen Korngrößendifferenzierung (s.a. BISH & REYNOLDS 1989). Hierbei
ist auch die Form der Mineralkörner entscheidend. Blättchenförmige Partikel können im Ge-
gensatz zu isometrischen Körnern meist nur sehr schwer oder sehr unvollständig zerkleinert
werden. Die Homogenität der Gesamtprobe steigt daher mit zunehmender Mahldauer. Wie Ab-
bildung 3.5 zeigt, bewirken lange Mahlzeiten jedoch gleichzeitig eine Abnahme der
Reflexintensitäten (s.a. REAY 1981).
Da die Anzahl der in Reflexionsstellung befindlichen Kristalle mit wachsender Korngröße ab-
nimmt, entsteht bei zu großen Mineralkörnern durch die starke Streuung der Intensitätswerte ein
statistischer Fehler. ALLMANN (1994) gibt als optimale Korngröße für die röntgenographische
Analyse von mono- bzw. polykristallinen Pulverpräparaten einen Bereich von 10 - 100 µm an.
Nach KIRSCHNER (1987) sollte zur Durchführung reproduzierbarer Meßreihen eine maximale
Korngröße von 100 µm nicht überschritten werden. MOORE & REYNOLDS (1997) erachten da-
gegen mit 5 - 10 µm ein wesentlich kleineres Korngrößenintervall als ideal.
Ein deutliches Unterschreiten dieser Korngröße führt zu einer zunehmenden Verbreiterung der
Röntgenreflexe (FIEDLER 1966). Nach BISH & REYNOLDS (1989) wird dieser Effekt etwa ab
einem Korndurchmesser von 1000 Å (0,1 µm) im XRD-Spektrum sichtbar.
Bei längerer Mahldauer besteht die Gefahr, die Kristallstruktur der Mineralkörner zu schädigen.
Dabei kann es zu einer sukzessiven Amorphisierung der Kornoberflächen bzw. bei starker Er-
wärmung der Probensubstanz zu Modifikationsänderungen kommen (NEY 1986). Der
Kapitel 3: Methodik 35
Zerkleinerungsprozeß kann somit das Ergebnis der diffraktometrischen Phasenanalyse erheb-
lich beeinflussen (s.a. DRIEF & NIETO 1999).
27 28
2ϑ [°]
1800
1400
1000
600
200
s
s
s
10
60
120
Quarz
(101)
Feldspat
(002, 040)
Intensität [counts]
Quarz (101)
Feldspat (002), (004)
Kaolinit (001)
Illite (001)
0
500
1000
1500
2000
Intensität [counts]
30 9060 120
Mahldauer [min]
Abb. 3.5: Einfluß der Mahldauer auf die Reflexintensität (nach MILOSEVIC et al. 1992).
Zur Präparation wurde die gemahlene Substanz nach einer Methode von NISKANEN (1964)
gleichmäßig in Präparatträger eingefüllt und mit einem Deckglas belegt, wodurch die Oberflä-
che der Probensubstanz mit dem Rand des Trägers eine horizontale Ebene bildet (Abb. 3.6).
Das Auflegen des Deckglases bewirkt eine Ausrichtung der angrenzenden Mineralkörner in
bevorzugte Raumlagen, welche im wesentlichen vom Habitus der beteiligten Kristalle abhängig
ist. Um diesen unerwünschten Textureffekt aufzuheben, wurde der gefüllte Präparatträger durch
seitliches Aufklopfen homogenisiert (s. LERZ & KRÄMER 1965). Im Idealfall nehmen dadurch
die orientierten Mineralkörner wieder eine zufällige Position ein. Zur Abdeckung der Präparate
wurden in Anlehnung an GORSKI (1969) spezielle Deckgläser mit gleichmäßig aufgerauhter
Oberfläche verwendet, da dies den Textureffekt wirksam verhindert.
Voraussetzung für die vollständige Auflösung der Texturierung ist eine größtmögliche Beweg-
lichkeit der Mineralkörner im Pulverpräparat. Aus diesem Grund sollte das Volumen des Proben-
trägers nur bis zu max. 95 % mit Probensubstanz gefüllt werden. Ein starkes Andrücken des
Deckglases bewirkt eine Verdichtung der Probenoberfläche und verhindert die anschließende
Umorientierung der Mineralkörner.
Die Anforderungen an ein ideales Pulverpräparat lassen sich somit wie folgt formulieren:
Die pulverisierte Probensubstanz ist repräsentativ und homogen
Das Maximum der Korngrößenverteilung liegt zwischen 5 und 20 µm
Das Präparat besitzt die vorgeschriebene Referenzhöhe (vgl. Kap. 3.2.2)
Kapitel 3: Methodik 36
Die räumliche Orientierung der Mineralkörner ist zufällig
Das Präparat besitzt eine ausreichende, konstante Packungsdichte
Das Präparat ist frei von Fremdbeimischungen
Deckglas
Hohlraum ProbeProbe
Homogenisiertes Pulverpräparat
nach N
ISKANEN
(1964) u. G
ORSKI
(1969)
(aufgerauhtes Deckglas)
Inhomogenes Pulverpräparat
mit verdichteter Oberfläche
(herkömmliches Deckglas)
Abb. 3.6: Einfluß der Präparationstechnik auf die Homogenität von Pulverproben.
b) Texturpräparate
Die Identifizierung der Tonminerale wurde anhand von texturierten Sedimentationspräparaten
durchgeführt (qualitative Analyse). Bei dieser Methode werden je 1,5 ml der wäßrigen Ton-
dispersion (Fraktion < 2 µm) auf einen 9 cm2 großen, quadratischen Glas-Objektträger pipettiert
und anschließend getrocknet. Beim Absetzen der Schwebstoffe richtet sich ein statistisch rele-
vanter Teil der Tonmineralteilchen aufgrund ihres tafeligen Habitus flächenparallel zur Oberflä-
che des Objektträgers aus (Textureffekt, vgl. Abb. 3.7).
Durch die Vorzugsorientierung der Netzebenen erzeugen die Präparate bei der Messung stark
erhöhte (00l)-Basisreflexe, deren Intensität mit abnehmender Teilchengröße zunimmt (LAGALY
& KÖSTER 1993). Im Gegensatz dazu werden die entsprechenden hkl- bzw. hk0-Reflexe fast
vollständig unterdrückt. Da die qualitative Analyse von Phyllosilikaten auf der Bestimmung
ihres Basisflächenabstands (d001) beruht, kann mit Hilfe dieser Präparationstechnik die Nach-
weisgrenze für Tonminerale deutlich verbessert werden (s.a. HEROLD 1968).
Während der Trocknungsphase des Präparats entsteht durch die geringere Sedimentations-
geschwindigkeit der feineren Fraktionen eine korngrößenabhängige Schichtung (Gradierung).
Dieser Entmischungseffekt konnte durch Auftragen einer sehr dicken Tonsuspension deutlich
gemindert werden (s.a. GIBBS 1965 u.1968).
Um Intensitätsverluste durch eine eventuelle Durchstrahlung des Objektträgers unter großen
2ϑ-Winkeln zu vermeiden, wurden die Texturpräparate mit einer ausreichend dicken Tonschicht
belegt. WARR & RICE (1994) geben für Tonmineralpräparate Werte von > 3 mg/cm2 bzw. ca.
Kapitel 3: Methodik 37
0,18 mm an. Dagegen wurde an den von KÖSTER (1995) auf poröse Korundfilter zentrifugierten
Proben das Röntgenspektrum von Korund bereits unterhalb einer Präparatdicke von 7 mg/cm2
sichtbar.
Abb. 3.7: REM-Aufnahme eines texturierten Tonmineralpräparats (Probe: UE 62,20).
Nach BISH & REYNOLDS (1989) ist die Schichtdicke vom Massenschwächungskoeffizienten
(µ) des Probenmaterials, der Packungsdichte der Probe sowie von der Wellenlänge der Röntgen-
strahlung abhängig. Legt man als Quelle CuΚα-Strahlung und für µ = 91 cm-1 (Quarz) zugrunde,
so ergibt sich im Winkelbereich von 40 bis 60 °[2ϑ] eine Mindestschichtdicke von ca. 50 µm.
Da für die qualitative Tonmineralanalyse die Messung der Beugungswinkel von 1,5 bis 50 °[2ϑ]
ausreicht, kann dieser Wert entsprechend variiert werden.
Um die maximale Reflexintensität bei minimalem Untergrundanteil zu erzeugen, wurde die
Probenmenge pro Flächeneinheit nach ZEVIN & ZEVIN (1987) berechnet:
S = 10 G
µ∗
/ sin
ϑ
Der Objektträger wird unter einem Beugungswinkel von 70 °[2ϑ] durch einen Strichfokus der
Länge 0,61 cm beleuchtet (vgl. Kap. 3.2.3). Die Breite des Fokus ist durch die Axialdivergenz
der Primärstrahlblende vorgegeben. Sie beträgt für den verwendeten Probenträger max. 2,6 cm
(innerer Abstand der Trägerschultern). Daraus resultiert eine bestrahlte Probenfläche (S)von
max. 1,586 cm2. Geht man bezüglich der Probensubstanz von einem Phasengemisch von 85 %
Illit, 10 % Chlorit und 5 % Quarz aus, für welches ein mittlerer Massenschwächungskoeffizient
Kapitel 3: Methodik 38
(µ∗)
vonca. 48 cm 2g-1 angenommen werden kann, so ergibt sich für den Winkelbereich zwi-
schen 0 und 70 °[2ϑ] eine ideale Probenmenge (G) von 1,13 mg pro cm2.
Bei sehr dünnen Texturschichten (z.B. geringe Probenmenge) wurde zur Verbesserung des
Intensitäts-Untergrund-Verhältnisses ein speziell geschnittene Silizium-Einkristall-Objektträger
verwendet (s.a. SCHLIEPHAKE 1970). Im Vergleich zu amorphen Trägersubstanzen (Glas, Kunst-
stoff) wird ein vergleichsweise niedriger Beugungsuntergrund erzeugt.
Analog zu Kapitel 3.2.1 a) lassen sich die Eigenschaften eines idealen Texturpräparats formulie-
ren:
Die aufgetragene Probensubstanz ist repräsentativ und homogen
Die maximale Korngröße des Präparats beträgt 2 µm
Das Präparat besitzt die vorgeschriebene Referenzhöhe
Die Tonminerale sind parallel zur Basisfläche orientiert
Das Präparat besitzt eine ausreichende Schichtdicke
Das Präparat ist frei von Fremdbeimischungen
Diese Anforderungen lassen sich am besten mit der sog. Keramikfiltermethode verwirklichen
(DREVER 1973, SYVITSKI & BAYLISS 1980). Bei dieser Technik wird die Tonsuspension mit
Unterdruck durch poröse Keramikeinsätze gesaugt, wodurch auf deren Oberfläche ein sowohl
homogener als auch hochtexturierter Belag entsteht (HARDY & TUCKER 1988). Die erforderli-
che Mindestschichtdicke kann dabei über entsprechende Durchlaufzeiten erreicht werden. Die
Keramikfiltermethode ist jedoch mit einem hohen apparativen und finanziellen Aufwand ver-
bunden, da die Keramikeinsätze nur einmal verwendet werden können.
Im Rahmen der vorliegenden Arbeit wurde für die Röntgenanalyse texturierter Tonmineral-
proben ein spezieller Federblatt-Präparatträger konstruiert. Eine Beschreibung der technischen
Merkmale dieses Präparatträgers wurde in den Anhang gestellt (Abb. A1 - A4).
3.2.2 Meßkonfiguration
Zur Durchführung der qualitativen und quantitativen Mineralphasenanalysen wurde ein
Diffraktometer mit Bragg-Brentano-Geometrie (Siemens D 500) im Rückstrahlverfahren ver-
wendet. Bei dieser Methode wird ein divergierender Röntgenstrahl (Primärstrahl) in einem
definierten Winkelbereich an einer ebenen Probe gebeugt, wobei die Intensität des reflektierten
Strahlenbündels (Sekundärstrahl) in einem photoelektrischen Detektor (Szintillationszähler)
gemessen wird. Beim verwendeten Einkreisdiffraktometer rotiert der Detektor mit zweifacher
Winkelgeschwindigkeit auf einer Goniometervorrichtung um eine im Zentrum angebrachte Probe.
Der Brennfleck der Röntgenröhre und die Detektorblende befinden sich auf dem Goniometer-
kreis. Die Probenoberfläche liegt dabei tangential am Fokussierungskreis an. Das Bragg-Bren-
tano-Verfahren wird daher auch als parafokussierend bezeichnet.
Kapitel 3: Methodik 39
G Goniometerkreis
F Fokussierungskreis
RRöntgenröhre
B Brennfleck
D Detektor
P Probe
s
0
Primärstrahl
s Sekundärstrahl
a Aperturblende
b Streustrahlblende I
c Streustrahlblende II
d Detektorblende
ϑGlanzwinkel
2ϑBeugungswinkel
KβKβ-Filter (Ni)
SP Sollerspalt
SM Sekundärmonochromator
ϑ
0˚
2ϑ
G
Kβ
RSP
a
bc
d
P
B
F
ss
0
180˚D
SM
Abb. 3.8: Strahlengang des Bragg-Brentano-Einkreisdiffraktometers (Siemens D 500).
Zur Verbesserung des Auflösungsvermögens wurde die CuKα-Strahlung mit Hilfe verschiede-
ner axialer und lateraler Divergenz- bzw. Streustrahlblenden gebündelt (Abb. 3.8). Zur Elimi-
nierung des CuKβ- Anteils der Röhre und der Fluoreszenzstrahlung der Probe wurde auf der
Detektorseite ein optionaler Nickel-Kβ-Filter sowie ein fest installierter Graphitmonochromator
nach Johansson verwendet. Tab. 3.3 zeigt eine Übersicht über die verwendeten Geräteparameter.
Tab. 3.3: Betriebs- und Einstelldaten des Bragg-Brentano-Diffraktometers (Siemens D 500):
Standardeinstellung: Aperturblende: 1°; Detektorblende: 0,018°, 0,05° oder 0,15°; Sekundärmonochromator (kein Ni-Filter)
Röntgenröhre
Typ: Cu-Feinfokus
Leistung: 1,2 kW
Röhrenstrom: 30 mA
Hochspannung: 40 kV
Abstrahlwinkel: 6 °
Strahlung: CuKα1 (λ = 1,540598 Å)
CuKα2 (λ = 1,544426 Å)
Detektor
Szintillationszähler (Thallium-dotiertes NaJ)
Kβ-Filter: Nickel
Probenhalter
Rotation: 30 U/min
Goniometer
Meßkreisdurchmesser: 401 mm
Meßbereich: 1,5° bis 168° [2ϑ]
Reproduzierbarkeit: ± 0,001° [2ϑ]
Blenden
Variable Aperturblende: < 10° [2ϑ]
Aperturblende: 0,1°, 0,3°, 1°, 3°
Streustrahlblenden: 0,1°, 0,3°, 1°, 3°
Detektorblende: 0,018°, 0,05°, 0,15°
Sollerspalt: detektorseitig
Monochromator
Sekundärer Graphit-Kristallmonochromator
Die Auswertung der durchgeführten Meßreihen erfolgte anhand der Software Diffrac AT, (Ver.
3.3, ©Socabim, 1993), die in Kombination mit der PDF- bzw . JCPDS-Datenbank (©Powder
Diffraction File bzw. JOINT COMMITTEE ON POWDER DIFFRACTION STANDARDS 1986) instal-
Kapitel 3: Methodik 40
liert wurde. Ferner wurden die von CHEN (1977), BRINDLEY & BROWN (1980) veröffentlichten
Winkeltabellen sowie die von MOORE & REYNOLDS (1997) modellierten Vergleichsspektren
verwendet.
Die physikalische Grundlage der röntgenographischen Phasenanalyse bildet das Braggsche
Reflexionsgesetz. Eine kurze Darstellung der Zusammenhänge befindet sich im Anhang (Taf. 1,
Fig. 1).
Fehlerquellen
Die Meßgenauigkeit der Bragg-Brentano-Methode wird vor allem durch instrumentelle und
probenspezifische Faktoren beeinflußt, die sich auf unterschiedliche Weise auf das Beugungs-
spektrum auswirken. In der Regel treten sie als Abweichungen bezüglich der Form, Lage oder
Intensität der Reflexe oder als Kombination dieser Effekte in Erscheinung (z.B. Peak-Verbreite-
rung bei gleichzeitig reduzierten Intensitäten). Ein Überblick über die verschiedenen Fehler-
quellen wird u.a. von MOORE & REYNOLDS (1997) gegeben. Im folgenden seien die wichtig-
sten genannt:
„Flat Specimen Error”
Da beim Bragg-Brentano-Verfahren die Probenoberfläche kein konzentrisches Kreissegment
darstellt, sondern als Tangente am Fokussierungskreis anliegt, entsteht ein durch die Meßgeo-
metrie bedingter Fehler (
δ
bezeichnet den Öffnungswinkel der Divergenzblende):
∆
2
ϑ
= 1/6 ·
δ
2 · cot
ϑ
Im Röntgenspektrum wirkt sich dieser Fehler in Form asymmetrischer Reflexverbreiterungen
sowie durch einen generellen Versatz in Richtung kleiner 2ϑ-Winkel aus. Da sich der Durch-
messer des Fokussierungskreises zu größeren Beugungswinkeln hin reduziert, nimmt sein Ein-
fluß mit steigendem 2ϑ-Winkel zu.
Präparathöhenfehler
Durch eine Fehljustierung bezüglich der tangentialen Lage der Probenoberfläche zum Fokus-
sierungskreis entsteht der sog. Präparathöhenfehler (s). Er stellt eine positive oder negative Ab-
weichung von der gerätespezifischen Referenzhöhe dar und kann ggf. durch Rekalibrierung an
einer internen Standardsubstanz eliminiert werden (R bezeichnet den Goniometerradius):
∆
2
ϑ
= - 2 s (cos
ϑ
/R)
Fehler durch Kα2-Anteil
Aus dem Braggschen Reflexionsgesetz folgt, daß die präzise Bestimmung einer Reflexlage von
der genauen Kenntnis der Wellenlänge des charakteristischen Röntgenlichts abhängt. Da es sich
bei der verwendeten CuKα-Strahlung aufgrund der vorhandenen Kα1- und Kα2-Anteile nicht
um absolut monochromatische Strahlung handelt, sondern genau genommen um das poly-
chromatische Spektrum eines engen Wellenlängenbereichs, entsteht ein vom Beugungswinkel
abhängiger Dispersionseffekt. Dies erzeugt einen systematischen Fehler, welcher mit ansteigen-
dem 2ϑ-Winkel in Form einer sukzessiven Reflexverbreiterung in Erscheinung tritt. Gleichzei-
Kapitel 3: Methodik 41
tig kommt es zu einer Abnahme der absoluten Intensitäten, da sich die Reflexe aufgrund der
zunehmenden Gangunterschiede immer mehr in unterschiedliche Wellenlängenbereiche auftei-
len. Das Kα1-Profil trennt sich mit ansteigendem 2ϑ-Winkel vom Kα2-Profil.
Fehler durch Absorption
Während des Beugungsvorgangs kommt es zu einer Absorption der Röntgenstrahlen durch die
im Strahlengang existierenden Luftmoleküle, die eingeschalteten optischen Elemente (Röhre,
Detektor, Filter, Monochromator, Sollerbleche, etc.) sowie durch das Probenmaterial. Dabei
werden die Röntgenquanten inelastisch gestreut (Compton-Effekt). Im Vergleich zum Primär-
strahl führt dies zu einer Modifikation der spektralen Verteilung im Sekundärstrahl (Zunahme
der Wellenlänge), was die Genauigkeit der d-Wert-Bestimmung mindert und die Verwendung
eines Sekundärmonochromators notwendig macht (s. Abb. 3.8).
Winkelmeßfehler
Betrachtet man den Einfluß eines konstanten Winkelmeßfehlers ∆2ϑ auf die Genauigkeit der
Bestimmung des Basisflächenabstands (d), so zeigt sich, daß unter niedrigen 2ϑ-Winkeln weit-
aus größere d-Wert-Abweichungen entstehen als unter hohen 2ϑ-Winkeln. Dieser Fehler kann
jedoch mit Hilfe der Korrekturfunktion
∆
d/d =
∆ϑ
· cot
ϑ
nachträglich berichtigt werden.
Eine zusammenfaßende Darstellung der apparativen Meßfehler wird auch von KLUG & ALEX-
ANDER (1974), JENKINS (1989) und KERN (1992) gegeben. Zu den Auswirkungen präparativ
bedingter Fehlerquellen siehe Kapitel 3.2.1.
3.2.3 Diffraktometrie an Tonmineralphasen
Die röntgenographische Identifizierung von Tonmineralen beruht auf der Messung ihres Basis-
flächenabstands (d), welcher durch Aufnahme der entsprechenden (00l)-Reflexe bestimmt wer-
den kann. Die Position dieser Basisreflexe stellt auch für die Unterscheidung einzelner Phasen
das wichtigste analytische Kriterium dar. Da ein Großteil der Tonminerale d-Werte zwischen
7und 14Å besitzt, liegen die diagnostisch relevantesten, von der ersten Basisfläche erzeugten
(001)-Reflexe (Reflexe erster Ordnung) im Kleinwinkelbereich (5 - 15 °[2ϑ]). Goniometerauf-
nahmen von Tonmineralpräparaten sollten daher bei hinreichend kleinen Winkeln beginnen und
ein Meßintervall von ca. 50 - 70 °[2ϑ] umfassen.
Das Beugungsverhalten der Röntgenstrahlen wird jedoch durch die speziellen physikalisch-
chemischen Eigenschaften der Tonminerale in besonderer Weise beeinflußt. Es sind vor allem
die folgenden Faktoren von Bedeutung:
Tonminerale sind in der Regel sehr klein (Korngrößenbereich: < 2 µm) und besitzen einen planaren
bzw. tafeligen Habitus. Da bei sehr kleinen Kristallen eine geringere Zahl aufeinanderfolgender
Netzebenen zur Beugung zur Verfügung steht, entsteht im Falle konstruktiver Interferenz ledig-
Kapitel 3: Methodik 42
lich ein reduziertes Intensitätsmaximum. Des weiteren kann im Winkelbereich nahe der Bragg-
Reflexe keine vollständige Auslöschung erreicht werden. An den Schultern der Reflexe kommt
es daher zu meßbaren Restintensitäten. Der Zusammenhang zwischen der Kristalldicke (L) und
der Halbwertsbreite (Hb) der gemessenen Reflexe wird durch die Scherrer-Gleichung
L
= Κ ⋅ λ ⋅ 180 /
Hb
⋅
cos
ϑ ⋅ π
beschrieben (Konstante (K)
≈
1). Danach nimmt die Reflexbreite mit abnehmender Teilchen-
größe zu. Aus dieser Tatsache resultiert, daß bei der pulverdiffraktometrischen Aufnahme von
Tonmineralen in der Regel stark verbreiterte Reflexe mit geringen Intensitäten erzeugt werden.
°2ϑ
δ = 10
δ = 5
17 19 °2ϑ
L = 25
δ = 10, L = 100
δ = 16, L = 32
1817
Abb. 3.9: a) Form des (002)-Interferenzreflexes in Abhängigkeit von der Größe der defektfreien Kohärenzbereiche
(δ) einer 10 Å-Struktur (L = 7 δ).
b) Einfluß der Kristalldicke (L) und der Größe der defektfreien Kohärenzbereiche (δ) auf die Form der
(002)-Interferenzreflexe einer 10 Å-Struktur (umgezeichnet, nach REYNOLDS 1989).
Um diese Effekte zu kompensieren, wurden zur qualitativen Tonmineralanalyse spezielle
Präparationstechniken angewandt, durch die die Phyllosilikatteilchen flächenparallel zur kri-
stallographischen ab-Ebene orientiert wurden. Aufgrund der größeren Anzahl an beugungs-
wirksamen Netzebenen wurden so die (00l)-Reflexe des Kristallgitters entsprechend verstärkt
(vgl. Kap. 3.2.1).
Tonminerale besitzen außerdem eine hohe Anzahl von Gitterdefekten. Ihr kristalliner Bau ist im
Vergleich zu den meisten Silikatstrukturen (z.B. Quarz, Feldspäte) relativ unvollkommen. Auf-
grund der dadurch entstehenden Kleinwinkelgrenzen besteht jeder Kristall aus einem Mosaik
von sehr kleinen Brechungsdomänen. Die Maximalgröße dieser Kohärenzbereiche liegt für Ton-
minerale bei ca. 1000 Å, ihr gegenseitiger Neigungswinkel ist meist sehr klein.
Die Form der erzeugten Röntgenreflexe hängt somit nicht nur von der Anzahl der Netzebenen
ab, sondern auch von der Zahl der kristallinen Gitterdefekte und damit von der Größe der daraus
resultierenden optischen Kohärenzbereiche. Von verschiedenen Autoren wird die Dimension
dieser defektfreien optischen Kohärenzbereiche in c-Richtung (defect free distance) auch als
Kristallitgröße bezeichnet (z.B. DALLA TORRE et al. 1996). Folgt man dieser Definition, so
führt eine Abnahme der Kristallitgröße zu einer meßbaren Verbreiterung der Reflexe im XRD-
Spektrum.
Kapitel 3: Methodik 43
Ein spezieller Aspekt der röntgenographischen Analyse von Tonmineralen ist der extrem hohe
Untergrundanteil der im Kleinwinkelbereich liegenden (001)-Reflexe. Außerdem wird unter
sehr flachen Einfallswinkeln der auf der Probe abgebildete Strichfokus aufgrund der gegebenen
Diffraktometer-Geometrie stark verbreitert. Die vom Primärstrahl beleuchtete Fläche kann da-
bei die maximale Probenfläche überschreiten, was letztendlich zu einer Bestrahlung des Präparat-
trägers führt (beam overflow). In der vorliegenden Arbeit wurde versucht, diesen Effekt mit
Hilfe einer variablen Primärstrahlblende zu mindern. Die Breite des Strichfokus wird dadurch
im Kleinwinkelbereich entsprechend begrenzt. Da hierdurch jedoch das bestrahlte Probenvolumen
nicht mehr über das gesamte Spektrum hinweg konstant bleibt, wird der Massenschwächungs-
koeffizient der Matrix vom Beugungswinkel abhängig.
Kleine bis mittlere 2ϑ-Winkel:
Bestrahlte Probenfläche stark reduziert,
mittlere Eindringtiefe
α
L
Große 2ϑ-Winkel:
Bestrahlte Probenfläche reduziert,
hohe Eindringtiefe
α
L
Sehr kleine 2ϑ-Winkel:
Überstrahlung des Probenträgers,
geringe Eindringtiefe
L
α
Abb. 3.10: Überstrahlung des Präparats im Bereich kleiner 2ϑ-Winkel.
Nach MOORE & REYNOLDS (1997) ergibt sich die beleuchtete Probenlänge (L) unter gegebe-
nem Glanzwinkel (ϑ) aus der Beziehung L = r · tanα / sinϑ, wobei (r) der Radius des Goniome-
ters und (α) der Öffnungswinkel einer festen Divergenzblende ist. Bei einer Standard-Proben-
länge von 3cm (D 500-Präparatträger) und einer Primärstrahldiver genz von 1° kommt es somit
ab 2ϑ≤13,39 ° zu einer Überstrahlung der Probe. Wie Taf. 1, Fig. 2 (s. Anhang) zeigt, ist auch
die Geometrie des verwendeten Probenträgers von Bedeutung. Eine kreisförmige Probenfläche
wird im Vergleich zu einer rechteckigen Fläche bereits unter wesentlich größeren Einfallswin-
keln überstrahlt. Die Verwendung von Präparatträgern mit rundem Ausschnitt ist daher generell
nicht zu befürworten.
3.2.4 Quellfähigkeitsanalyse mittels Ethylenglykol
Quellfähige Tonminerale nehmen in Abhängigkeit von der Luftfeuchtigkeit unterschiedliche
Wassergehalte in ihre Schichtzwischenräume auf und erweitern dabei ihre Basisflächenabstände
in der kristallographischen c-Richtung auf schlecht definierbare Werte (KÖSTER 1995). Beim
Einbau der Wassermoleküle in 2:1-Phyllosilikate sind unter Erhaltung einer quasikristallinen
Struktur Hydrationsstufen mit 1, 2 oder maximal 4 ausgebildeten H2O-Schichten möglich.
Durch die gezielte Einlagerung von Ethylenglykol (C2H6O2) oder Glyzerin (C3H8O3) wird dage-
gen eine Expansion auf einen charakteristischen d-Wert erreicht, anhand dessen sich quellfähige
Tonminerale qualitativ nachweisen sowie röntgenographisch klassifizieren lassen (BRADLEY
Kapitel 3: Methodik 44
1945). Der Schichtabstand quellfähiger Tonminerale ist dabei auch von der Kationenbelegung
abhängig. In der vorliegenden Arbeit wurden die Proben zur Identifikation quellfähiger Struktu-
ren mit reinem Ethylenglykol behandelt. Mit diesem Verfahren kann auch der quellfähige Anteil
von Wechsellagerungsmineralen bestimmt werden.
Die lufttrockenen Texturpräparate wurden in einem Exsikkator 24 Stunden lang bei 50 - 60 °C
einer Ethylenglykol-Atmosphäre ausgesetzt (BRUNTON 1955). Alternativ dazu können die Pro-
ben auch mittels eines in der Dünnschichtchromatographie gebräuchlichen Zerstäubers besprüht
(CHRISTMANN 1995) oder mit einer Mischung aus 50% Ethanol und 50% Ethylenglykol ge-
tränkt werden (MOORE & REYNOLDS 1997). Um während der Messung eine gleichbleibende
Aufweitung der Basisgitterabstände zu gewährleisten, wurden die Diffraktometerspektren di-
rekt nach erfolgter Einlagerungsreaktion aufgenommen.
Die meisten Smektite sorbieren Ethylenglykol in Doppelschichten und vergrößern dadurch ih-
ren Schichtabstand von ca. 15 Å auf etwa 16,6 - 17,1 Å (s.a. DOWDY & MORTLAND 1968). Bei
Vermikuliten beschränkt sich die Aufnahme in der Regel auf eine monomolekulare Schicht. Sie
zeigen daher im gequollenen Zustand etwas kleinere d-Werte. In Illit/Smektit-Wechsellagerungen
(I/S-Mixed-Layer) reagieren nur die smektitischen Bereiche auf die Ethylenglykol-Behandlung.
Als Folge der partiellen Aufweitung verschiebt sich der Glanzwinkelbereich des ersten Basis-
reflexes zwischen die Basisreflexe der reinen Komponenten ( 10 Å …17 Å). Nach MOORE &
REYNOLDS (1997) können aus dieser 2ϑ− bzw. d-Wert-Position sowohl das quantitative Ver-
hältnis der Komponenten als auch die Art der Wechsellagerungsstruktur bestimmt werden.
3.2.5 Nachweis von Kaolinit mittels Dimethylsulfoxid bzw. Formamid
Bei gleichzeitigem Auftreten der Tonminerale Chlorit und Kaolinit läßt sich die Anwesenheit
von Kaolinit am lufttrockenen Texturpräparat nicht zuverlässig nachweisen, da die (00l)-Refle-
xe des Kaolinits die entsprechenden Reflexe von Chlorit überlagern. Eine Aufspaltung der Inter-
ferenz bei 3,5 Å deutet in der Regel auf das Vorhandensein beider Mineralphasen hin (BISCAYE
1964), kann jedoch auch durch Fremdphasenreflexe verursacht werden. An dem bei 7,1 Å lie-
genden stärksten Kaolinitreflex tritt dieser Effekt jedoch nicht auf. Durch seine Position bei
relativ kleinem 2ϑ-Winkel kann er kaum als Unterscheidungskriterium verwendet werden. Die
Identifikation der Mineralphase Chlorit ist dagegen durch den bei 14,2 Å erscheinenden freien
(001)-Basisflächenreflex stets möglich.
Bei Kaolinit-Chlorit-Phasengemengen besteht die Möglichkeit, die Kaolinitstruktur durch Er-
hitzen des Präparats auf 500 °C zu zerstören, was zu einem meßbaren Intensitätsverlust der
7,1Å- und 3,5 Å-Reflexe führt. Magnesiumarmer Chlorit kann aus kaolinithaltigem Proben-
material evtl. durch Sieden in 1 N HCl-Lösung entfernt werden (MOORE & REYNOLDS 1997).
Ein deutlicherer Nachweis von Kaolinit kann jedoch durch die Einlagerung eines geeigneten
Gastmoleküls zwischen die Al2[Si2O5(OH)4]-Schichten erreicht werden. Bei diesem Verfahren
entsteht durch die intrakristalline Reaktionsfähigkeit des Kaolinits eine Intercalationsverbindung,
die sich anhand ihrer aufgeweiteten Schichtabstände röntgenographisch bestimmen läßt. Da in
Kapitel 3: Methodik 45
Zweischicht-Tonmineralen der Zusammenhalt der ungeladenen Schichten auf Dipolwechsel-
wirkung, Wasserstoffbrückenbindung und van-der-Waals-Kräften beruht, eignen sich für die
Einlagerungsreaktion vor allem Substanzen mit hohem Dipolmoment (LAGALY & KÖSTER 1993).
In der vorliegenden Arbeit wurde der Nachweis von Kaolinit durch eine Behandlung der Proben
mit Dimethylsulfoxid (DMSO, (CH3)2 SO) bzw. Formamid (CH3NO) durchgeführt.
H C
3
CH
3
S
O+
–
Abb. 3.11: Strukturformel des DMSO-Moleküls, elektrisches Dipolmoment.
In dem aus Sauerstoff, Schwefel und zwei Methylgruppen bestehenden DMSO-Molekül hat das
Sauerstoffatom im Vergleich zum Schwefelatom die höhere Elektronegativität. Durch die Asym-
metrie der Ladungsschwerpunkte und die unterschiedlichen Elektronegativitäten entsteht ein
elektrisches Dipolmoment. Beim Einbau der Verbindung in die Kaolinitschichten wird der
elektronegativere Sauerstoff von der elektropositiveren OH-Schicht der [Al(O,OH)6]-Oktaeder
und der elektropositivere Schwefel von der elektronegativeren O-Schicht der [SiO4]-Tetrader
angezogen, wodurch das Molekül polar gebunden wird.
Mit dieser Reaktion ist eine Aufweitung der Tetraeder-Oktaederschicht-Abstände verbunden,
die im XRD-Spektrum eine Verschiebung des Kaolinit-(001)-Basisflächenreflexes von 7,1 Å
(12,9 °[2ϑ]) auf 11,1 Å (24,9 °[2ϑ]) bewirkt.
Wie Abbildung 3.12 zeigt, ist die Reaktionsgeschwindigkeit stark von der Teilchengröße des
Kaolinits abhängig. Für kleine Teilchen (< 0,5 µm) geht die Einlagerung stets von einer einzigen
Reaktionsfront aus, in welcher die Schichtzwischenräume durch das seitliche Eindringen der
DMSO-Moleküle am Rand keilförmig aufgeweitet werden. Der Einbau von DMSO in kleine
Kaolinitteilchen verläuft daher in Stufen und ist mit entsprechend langen Reaktionszeiten ver-
bunden.
{
d ≈ 7 Å
}d ≈ 11,1 Å
Kaolinit
DMSO
Abb. 3.12: Schrittweiser Einbau von DMSO-Molekülen in die Kaolinitstruktur (umgez., nach LAGALY 1993).
Die Chlorit-Reflexe zeigen im Gegensatz zu Kaolinit keinerlei Reaktion auf die DMSO- bzw.
Formamidbehandlung. Die Chloritstruktur weist aufgrund der negativen Ladung des 2:1-Schicht-
verbands und der positiven Ladung der freien Oktaederschicht eine höhere Stabilität auf. Da in
Chloriten die Stapelordnung auf eine willkürliche Translation um ± 1/3 b0 beschränkt ist, treten
zwischen den polarisierten (OH)-Gruppen der freien Oktaederschicht und den benachbarten
Kapitel 3: Methodik 46
Sauerstoff-Ionen der Tetraederschicht Wasserstoffbrückenbindungen auf, die sowohl eine Bele-
gung mit Kationen als auch eine intrakristalline Quellfähigkeit verhindern (HEIM 1990).
Zum Nachweis der Intercalationsverbindung wurden die abgetrennten Tonfraktionen mit 10 ml
konzentrierter DMSO-Lösung versetzt bzw. einer Formamid-Atmosphäre ausgesetzt (CHURCH-
MAN et al. 1984) und in geschlossenen Gefäßen ca. 2 - 3 Wochen bei max. 60 °C gelagert. Die
DMSO-Proben wurden von Zeit zu Zeit durch Aufschütteln der Suspension homogenisiert. Nach
der Herstellung der Texturpräparate konnte in den DMSO-behandelten Proben nur eine unvoll-
ständige Einlagerungsreaktion nachgewiesen werden. Der quantitative Umsatz der Reaktion
läßt sich aus dem Intensitätsverhältnis des Kaolinits (IK) und der entstandenen Intercalations-
verbindung (II) bestimmen (röntgenographischer Reaktionsgrad
α
= II / (II + IK )).
3.2.6 Dehydration durch Glühen
Im Gegensatz zur Quellungsreaktion durch Einlagerung von Wassermolekülen oder Intercalations-
verbindungen bewirkt ein Erhitzen der Präparate die Dehydration der Phyllosilikatstruktur.
Während des Glühens der Präparate bei Temperaturen von 350 °C und 550 °C kommt es daher
zu einer vollständigen Kontraktion des Basisflächenabstands (d). Das Verhalten von Tonmineral-
phasen unter Wärmeeinwirkung bildet somit ein weiteres analytisches Kriterium, um die
Quellfähigkeit einer Struktur zu beurteilen. Für die in Tab. 3.4 aufgeführten quellfähigen Ton-
minerale verringern sich die Schichtabstände durch eine Hitzebehandlung von 60 Minuten auf
die angegebenen charakteristische Werte.
Corrensit ist dabei als Wechsellagerung von trioktaedrischem Chlorit mit trioktaedrischem Smektit
zu verstehen, der auch bei kurzzeitigem Erhitzen auf 550 °C keinen primären Basisreflex bei
28Å zeigt. Natürlicher Illit kann in seinen Schichtstapeln bis 15% smektitische Über gangs-
schichten enthalten, die auf eine Behandlung mit Ethylenglycol oder Glycerin reagieren (KÖSTER
1993). Sein (001)-Reflex liegt dann im lufttrockenen und glykolisierten Zustand abweichend
von dem in der Tabelle angegebenen Wert bei einem entsprechend kleineren 2ϑ-Winkel (= grö-
ßerer d-Wert). Da die meisten Illite solch geringe quellfähige Anteile aufweisen, kann das Mine-
ral innerhalb dieses Toleranzbereiches auch als Illit und nicht als I/S-Wechsellagerungsmineral
bezeichnet werden (BRINDLEY & BROWN 1980).
Tabelle 3.4: Die Schichtabstände einiger Tonminerale nach Quellungsreaktion und Hitzebehandlung:
d (001)
500-550 °C [Å]
Mineral Strukturtyp Oktaederschicht
10 - 17
12 - 15
29
10
d (001)
lufttrocken [Å]d (001)
glykolisiert [Å]
10 - 17,7
17 - 18
30 - 31
10
10 - 11
10
24
10
di-, trioktaedrisch
dioktaedrisch
trioktaedrisch
dioktaedrisch
Wechsellagerung
Dreischichtmineral
1:1-Wechsellagerung
Dreischichtmineral
Smektit
Illit-Smektit
Corrensit
Illit
Die unterschiedliche Temperaturresistenz der einzelnen Tonminerale stellt ein weiteres diagno-
stisches Hilfsmittel der qualitativen Phasenanalyse dar. So vollzieht sich die Auflösung der Gitter-
Kapitel 3: Methodik 47
struktur des Kaolinits bereits bei Temperaturen von 450 - 500 °C. Im Vergleich dazu sind Illit
und Chlorit wesentlich hitzebeständiger; ihre Silikatstrukturen bleiben bis ca. 550 °C stabil.
3.2.7 Quantitative Bestimmungsmethoden
Die quantitative Bestimmung der Zusammensetzung eines Phasengemischs ist im wesentlichen
von physikochemischen Eigenschaften der Einzelkomponenten abhängig.
Tonminerale erzeugen im Vergleich zu kristallineren Mineralen wie Quarz, Calcit, Dolomit,
Gips oder Feldspat aufgrund ihrer speziellen mineralogischen Beschaffenheit nur minimale
Reflexhöhen. Im Beugungsspektrum hat dies in der Regel eine drastische Verringerung des Re-
flex-Untergrund-Verhältnisses zur Folge. Darüber hinaus ergeben sich bereits beim qualitativen
Nachweis von Tonmineralphasen häufig Reflexüberlagerungen, was quantitative Messungen
zusätzlich erschwert. In mehrphasigen Pulverpräparaten wie z.B. tonhaltigen Karbonaten oder
Peliten ist daher die mengenmäßige Bestimmung der Phyllosilikatanteile in vielen Fällen nicht
möglich oder mit einem nicht akzeptablen Fehler behaftet.
Röntgenspektren von texturierten Präparaten, wie sie im Rahmen der qualitativen Analyse her-
gestellt wurden (s. Kap. 3.2.1), liefern hingegen für Tonminerale ausreichende Reflexintensitäten.
Auf der Basis dieses Präparationsverfahrens können jedoch aus folgenden Gründen keine quan-
titativen Bestimmungen durchgeführt werden:
Durch den Gradierungseffekt wird bei texturierten Präparaten keine ausreichend
homogene Probensubstanz erzeugt. Die Präparate repräsentieren daher nicht die
quantitative Zusammensetzung der Proben. Aufgrund der exponentiellen Abnah-
me der Strahlungsintensität mit der Eindringtiefe werden die Reflexe der an der
Oberfläche befindlichen kleineren Mineralteilchen verstärkt.
Da die Intensität der Reflexe von der Dicke der texturierten Schicht, der Packungs-
dichte der Matrix und auch vom Grad der Orientierung abhängt, müssen diese
Einflußfaktoren für vergleichende quantitative Aussagen in allen Proben iden-
tisch sein. Dies ist bei der Sedimentationsmethode durch Pipettieren auf Glas-
objektträger nicht gewährleistet.
Zur mengenmäßigen Bestimmung muß das bestrahlte Probenvolumen über den
gesamten Meßbereich konstant sein. Bei Texturpräparaten kann es jedoch auf-
grund ihrer geringen Schichtdicke unter großen 2ϑ-Winkeln zu einer Durch-
strahlung der Probe und damit zu Intensitätsverlusten kommen.
Für quantitative Untersuchungen können daher ausschließlich texturfreie Pulverpräparate ver-
wendet werden (v. ENGELHARDT 1952 u. 1955, MÜLLER 1964, STOKKE & CARSON 1973).
Die auf dem Gebiet der quantitativen röntgenographischen Analyse entwickelten Methoden be-
ruhen auf dem Zusammenhang zwischen der Reflexintensität einer Komponente und ihrer Stoff-
mengenkonzentration im Phasengemisch (s.a. RÖSCH 1968). Die Intensität der Reflexe wird
jedoch auch durch Faktoren wie z.B. die Anzahl der zur Verfügung stehenden Netzebenen, die
Kapitel 3: Methodik 48
Größe der optischen Kohärenzbereiche und das Absorptionsvermögen der Probenmatrix beein-
flußt (vgl. Kap. 3.2.3). Dies hat zur Folge, daß im Prinzip jede Mineralphase individuelle Reflex-
formen erzeugt. Gleiche Reflexintensitäten im Beugungsspektrum können somit nicht als äqui-
valente Gehalte der entsprechenden Mineralphasen interpretiert werden (Abb. 3.13).
° [2ϑ]
(CuKα)
Intensität [cps]
0
500
1000
1500
2000
2500
3000
3500
4000
18,5 19,5 20,5 21,5
Quarz (100)
Illit (110) 25% Quarz/75% Illit
10% Quarz/90% Illit
0% Quarz/100% Illit
100% Quarz/0% Illit
90% Quarz/10% Illit
75% Quarz/25% Illit
50% Quarz/50% Illit
Abb. 3.13: Vergleich der Reflexintensitäten am Beispiel des Phasengemischs Quarz/Illit (Pulveraufnahmen).
Die Berechnung der Phasenanteile erfolgte auf Grundlage der von KLUG & ALEXANDER (1974)
angegebenen Beziehung:
Ip = Kp (wp/
ρ
p)/ Σwp
µ
p
Danach ist die Intensität Ip eines Reflexes der Phase P von ihrem Massenanteil wp, ihrer Dichte
ρ
p und dem mittleren Massenschwächungskoeffizienten Σwp
µ
p des Phasengemischs abhängig.
Um eine zusätzliche Beeinflussung durch unterschiedliche Kristallinitäts- und Fehlordnungs-
grade der Minerale zu vermeiden, wurden zur Berechnung die integrierten Flächen der jeweili-
gen Mineralphasenreflexe verwendet (abzüglich Untergrund). Der gemittelte Massen-
schwächungskoeffizient Σwp
µ
p der Probensubstanz kann dabei aus der Zusammensetzung aller
Komponenten und der Wellenlänge λ des verwendeten Anodenmaterials errechnet werden. Ta-
belle 3.5 nennt einige Massenschwächungskoeffizienten, die den quantitativen Analysen der
entsprechenden Mineralphasen zugrundegelegt wurden.
Tab. 3.5: Die Massenschwächungskoeffizienten einiger Silikat-, Karbonat- und Tonminerale (λ = 1,541874 Å):
ticlaCticlaC ticlaC ticlaCticlaCtimoloDtimoloD timoloD timoloDtimoloDzrauQzrauQ zrauQ zrauQzrauQtapsdleF-KtapsdleF-K tapsdleF-K tapsdleF-KtapsdleF-KtillItillI tillI tillItillItivoksuMtivoksuM tivoksuM tivoksuMtivoksuMtirolhCtirolhC tirolhC tirolhCtirolhCtinolliromtnoMtinolliromtnoM tinolliromtnoM tinolliromtnoMtinolliromtnoMtiryPtiryP tiryP tiryPtiryP
OCaC
3
OC(aCgM
3
)
2
OiS
2
iSlAK
3
O
8
lAK
2
iS(
3
)lA
O
01
)HO(
2
lAK
2
iS(
3
)lA
O
01
)HO(
2
gM(
5
)lA
iS(
3
O)lA
01
)HO(
8
SeF
2
4,378,844,636,059,059,344,924,339,091
(R, Al)
Si O (OH)
2
410 2
Kapitel 3: Methodik 49
Die quantitative Bestimmung der Tonminerale wurde in der vorliegenden Arbeit anhand exter-
ner Standardeichproben durchgeführt, die für den Bereich der gemessenen Probenkonzentrationen
lineare Eichkurven aufwiesen. Da eine direkte Analyse der Gehalte am Gesamtgestein nicht
durchgeführt werden konnte (s.o.), wurden die silikatischen und karbonatischen Begleitminerale
zuvor abgetrennt und die getrockneten Pulverpräparate der separierten Tonfraktionen verwen-
det. Unter Berücksichtigung der jeweiligen Einwaagemengen wurden die ermittelten Gehalte
anschließend auf das Gewicht der Gesamtproben bezogen.
Bei dieser Methode hängt die Qualität der Meßergebnisse vor allem von der Wahl geeigneter
Referenzmaterialien ab, deren mineralogische Zusammensetzung im Idealfall mit der des Proben-
materials identisch ist. Für Tonmineralstandards ist diese Voraussetzung jedoch außerordentlich
schwer zu erfüllen, da die meisten Phyllosilikate eine extrem hohe Variabilität besitzen. Ihre
spezifischen Eigenschaften, wie Korngröße, Chemismus, Kristallinität, etc. sind in der Regel
von genetischen Faktoren sowie durch die p-T-Bedingungen des Muttergesteins beeinflußt. Als
Folge davon ist ihre Erscheinungsform in den verschiedenen geologischen Formationen zum
Teil völlig unterschiedlich. Für die Analysen wurde daher das am häufigsten auftretende Ton-
mineral Illit aus der Nichtkarbonatfraktion des Unteren Muschelkalks abgetrennt und als Referenz-
material verwendet (vgl. BRINDLEY 1980).
Zur quantitativen Auswertung wurde der Profilabschnitt > 15 °[2ϑ] verwendet, da die Röntgen-
reflexe im Bereich kleinerer Beugungswinkel in der Regel sehr starken Fehlerabweichungen
durch Matrixeffekte, Untergrundstreuung bzw. Probenüberstrahlung unterliegen. Die beste Kor-
relation mit den Gehalten der Standardproben konnte im Winkelbereich von 18 - 25 °[2ϑ] fest-
gestellt werden.
2ϑ [°]
210 20 30 40
Int. [cps]
Chlorit (001)
Chlorit (002)
Chlorit (003)
Chlorit (004)
Chlorit (005)
Illit (001)
Illit (002)
Illit (003)
Illit (004)
Modellrechnung zur quantitativen Bestimmung der Tonmineralphasen
Abb. 3.14: Synthetisches Beugungsspektrum für das Phasengemisch 92 % Illit/8 % Chlorit (Newmod 2.4).
Zur Überprüfung der Resultate wurden die gemessenen Tonmineralspektren mit der von
REYNOLDS (1985) entwickelten Software Newmod (Version 2.4, © 1994) simuliert, wobei die
Kapitel 3: Methodik 50
röntgendiffraktometrischen Parameter der realen Messungen zugrundegelegt wurden (Anoden-
material, Wellenlänge, Schlitzblenden, etc.). Das Programm Newmod erlaubt die Modellierung
realistischer XRD-Profile für eine große Anzahl von Tonmineralen und Tonmineral-Phasen-
gemischen.
Für die Computersimulation wurden die Beugungsspektren der identifizierten Phyllosilikate
zunächst durch Überlagerung von getrennt berechneten Kα1- und Kα2 -Spektren erzeugt. Zur
Modellierung des Gesamtspektrums wurden die synthetischen Spektren der Einzelphasen unter
Vorgabe der gemessenen quantitativen Verhältnisse überlagert.
Die Abbildung zeigt das Modellspektrum für eine Phasenzusammensetzung von 92 %
dioktaedrischem Illit und 8 % Chlorit (trioktaedrischer Klinochlor), wobei die Form der Illit-
Reflexe unter Annahme eines smektitischen Anteils von 5% (unregelmäßige Wechsellagerung)
nachgebildet wurde.
3.2.8 Bestimmung der Kristallitgrößen
Zur Bestimmung der diagenetischen Einflußfaktoren wurden aus den Röntgendiffraktometer-
Meßdaten der Texturpräparate die relativen Halbwertsbreiten (FWHM) der Phyllosilikate Illit
und Chlorit bestimmt. Basierend auf der sog. Single-Line-Methode wurden die mittleren Kristallit-
größen im Profil ermittelt. Aus diesen Daten können Rückschlüsse auf den Grad der Gesteins-
diagenese bzw. -metamorphose sowie auf mögliche Reaktionsmechanismen gezogen werden.
Realkristalle können – im Gegensatz zum Idealkristall – aus einer bestimmten Anzahl von Kri-
stalliten bestehen, bei denen es sich physikalisch um kleinste optische Einheiten und somit um
kohärente Brechungsdomänen handelt. Für diese sog. microdomains sind die Bedingungen des
Braggschen Reflexionsgesetzes in idealer Weise erfüllt. Liegt die Größe dieser Kohärenzbereiche
unter 200 nm, so kommt es durch Streuung zu einer zunehmenden Verbreiterung der Reflexe im
Diffraktometerspektrum (KLUG & ALEXANDER 1974). Eine eventuelle Deformation der
Kohärenzbereiche bewirkt dagegen eine Verschiebung der Röntgenreflexe in 2ϑ-Richtung. Die
natürliche Form der gemessenen Reflexe resultiert aus einer Überlagerung dieser beiden Effek-
te. Durch die mathematische Beschreibung der Reflexform („Peak-fitting”) können Informatio-
nen über Kristallitgröße und Gitterdeformation erfaßt werden.
Die Modellierung der Reflexformen erfolgte über das Computerprogramm Profile (Ver. 1.00,
©Socabim). Die Durchführung erfolgte unter Verwendung einer Split-Pearson-VII-Funktion,
da mit dieser auch asymmetrisch verbreiterte Tonmineral-Reflexe beschrieben werden können.
Nach Berechnung der Grundform wurden die erzeugten Modellreflexe in einem iterativen
Verfeinerungsprozeß vollständig an die gemessenen Röntgenreflexe angepaßt.
Die Daten zur Kristallitgrößenverteilung der Phyllosilikate wurden mit Hilfe der Computer-
programme Crysize (Ver. 2.2, © Sigma-C 1996) und MudMaster (EBERL et al. 1996) berechnet.
Hierfür wurden die gemessenen Reflexparameter in Bezug zu einem mineralogisch-chemisch
äquivalenten Referenzkristall gesetzt, welcher aus nichtdeformierten Kristalliten von mind. 500
nm Größe besteht. Dieser erzeugt im Röntgenspektrum keine meßbaren Reflexverbreiterungen.
Kapitel 3: Methodik 51
In Anlehnung an die Richtlinien der IGCP 294 IC-Arbeitsgruppe (KISCH 1991) und die bei
EBERL & S
´RODON
´ (1988) beschriebene experimentelle Verfahrensweise wurde hierfür ein 5 x 4
cm breiter, in 001-Richtung 60 - 80 µm dicker, pegmatitischer 2M1-Muskovit-Einkristall ver-
wendet (CIS-Standard: MF1C).
3.2.9 Eichung der Kristallinitätsdaten
Nach KÜBLER (1966) wird der Diagenese- bzw. Metamorphosegrad eines Sediments durch die
Halbwertsbreite (FWHM, Hb rel.) der Illitreflexe im Röntgenspektrum charakterisiert.
Der problematischste Aspekt bei der Bestimmung der Illitkristallinität ist jedoch die Tatsache,
daß diese Methode auf empirischen Daten beruht. Die gemessene Halbwertsbreite (FWHM) ist
von den spezifischen XRD-Geräteparametern sowie der individuell verwendeten Präparations-
technik abhängig. Jede Abweichung in der analytischen Verfahrensweise führt somit unweiger-
lich zu einer signifikanten Veränderung der Meßdaten (KISCH & FREY 1987). Eine zuverlässige
Bestimmung des Metamorphosegrades oder ein Vergleich mit wissenschaftlichen Ergebnissen
anderer Laboratorien war in der Vergangenheit häufig nicht möglich. Die gemessenen Halbwerts-
breiten wurden daher unter Verwendung des Crystallinity Index Standard (CIS) nach WARR &
RICE (1994) auf der Basis von fünf Referenzproben an einer Standardskala geeicht (Muskovit-
Einkristall: MF1C, South-West England: SW1, SW2, SW4, SW6). Hierfür wurden von den
Referenzproben, deren Diagenese- bzw. Metamorphosegrad genau bekannt ist, ca. 2 - 3 mg/cm2
dicke Texturpräparate hergestellt. Nach statistischer Messung der Halbwertsbreiten wurden die
gewonnenen Daten gegen die CIS-Standardwerte aufgetragen.
0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6
IC
gemessen [°∆2ϑ]
IC
Standard [°∆2ϑ]
0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
2
R = 0,9946
y = 1,2635 x - 0,0139
2
Abb. 3.15: Eichung am CIS-Standard, Korrelation der Meßwerte.
Kapitel 3: Methodik 52
Die Eichung der Werte erfolgte durch Korrelation an der linear verlaufenden Regressionsgerade
nach der Gleichung:
ICStandard = 1,2635 · ICgemessen - 0,0139
Für das Quadrat des Pearsonschen Korrelationskoeffizienten R wurde ein Wert von 0,9946 er-
rechnet. Die Abbildung zeigt die am CIS normierten FWHM-Werte der Illit-(001)- und (002)-
Reflexe.
3.3 Geochemische Analysen
3.3.1 Bestimmung der Karbonatgehalte
Die Analyse der Karbonatgehalte erfolgte gasometrisch mit der sog. ‚Mini-Karbonatbombe‘
(MÜLLER & GASTNER 1971 u. 1986). Bei dieser Methode wird die eingewogene Probenmenge
mit einem Überschuß an HCl (20%) versetzt. Durch Reaktion mit dem in der Probe befindlichen
Karbonat entsteht eine äquivalente Menge an CO2, die mittels einer Halbleiterzelle gemessen
wird. Unter konstanten Temperaturverhältnissen liegt die Bestimmungsgrenze dieses Verfah-
rens bei ca. 0,5 % CaCO3.
Nach Herstellung des unlöslichen Rückstands kann der Karbonatgehalt auch über den Gewichts-
verlust berechnet werden (s. Kap. 3.1.1, Behandlung mit Monochloressigsäure). Diese Methode
führt meist zu abweichend höheren Werten, da auch ein gewisser Anteil an organischer Substanz
in Lösung geht. Eine weitere Möglichkeit bietet die quantitative röntgendiffraktometrische Be-
stimmung der enthaltenen Karbonatphasen.
3.3.2 Röntgenfluoreszenzanalysen
An ausgewählten Proben wurden mittels quantitativer Röntgenfluoreszenzanalyse (RFA) die
Konzentrationen der Haupt- und Spurenelemente bestimmt. Die Messungen wurden mit einem
Siemens-Röntgenfluoreszenzspektrometer des Typ SRS 3000 durchgeführt (Fa. Terrachem
Analysenlabor GmbH, Mannheim).
Für die Präparate der Gesamtproben wurde das Bohrkernmaterial zuerst mit vollentsalzenem
Wasser gründlich gereinigt. Zur weiteren Bearbeitung wurden Proben ohne Verwitterungs-
rückstände bzw. Kluftbeläge ausgewählt. Anschließend folgte eine manuelle Zerkleinerung der
selektierten Handstücke auf eine maximale Größe von 5 - 8 mm. Um das Kernmaterial nicht
durch den Abrieb des Zerkleinerungswerkzeugs zu kontaminieren, wurden die Proben zuvor
mit mehreren Papierlagen umwickelt. Das Aufmahlen der Probensubstanz erfolgte analog zur
XRD-Analyse in einer Scheibenschwingmühle mit Achateinsatz (s. Kap. 3.2.1).
Der Anteil der Hauptelemente (SiO2, Al2O3, Fe2O3, Na2O, K2O, MgO, CaO, TiO2) wurde mit
Hilfe von Schmelztabletten bestimmt. Zur Herstellung wurde je ein Teil Probenmaterial mit
zehn Teilen di-Lithiumtetraborat (Li2B4O7) verschmolzen. Die Messung der Spurenelemente
Kapitel 3: Methodik 53
Barium, Chlor, Fluor und Schwefel erfolgte an Pulverpreßtabletten. Hierfür wurde eine homo-
gene Mischung von zehn Teilen Probenmaterial und einem Teil Höchst-Wachs-C verwendet.
Die Eichung der Meßwerte erfolgte unter Verwendung entsprechender Referenzproben.
3.3.3 Bestimmung der Borgehalte (Tonfraktion)
Da der Borgehalt von Illiten möglicherweise zur Rekonstruktion von Salinitätsschwankungen
im Ablagerungsraum verwendet werden kann, wurden an den karbonatfreien Tonfraktionen der
Kernbohrungen Lengfurt, Pforzheim, Ühlingen und Waldshut Borgehalts-Messungen durchge-
führt. Aufgrund der Tatsache, daß Bor außer an Illite vor allem an organische Substanzen gebun-
den wird, wurden letztere vor der Analyse durch H2O2-Behandlung entfernt. Das in Lösung
gegangene Bor wurde anschließend in mehreren Zyklen mit vollentsalzenem Wasser ausgewa-
schen. Um die Sedimentation zu beschleunigen, wurden die Suspensionen mit 0,5 N CaCl2-
Lösung koaguliert. Die gemessenen Borgehalte beziehen sich somit ausschließlich auf den im
Kristallgitter gebundenen Anteil dieses Elements.
Die Borgehaltsbestimmungen wurden von den ACME Analytical Laboratories Ltd. (Vancouver,
BC, Canada) mittels Atomabsorptionsspektrometrie durchgeführt (ICP-Analyse, ISO 9002). Die
Nachweisgrenze dieser Meßmethode liegt bei 2 ppm Bor. Die maximale Abweichung der
Wiederholungsmessungen betrug 5 ppm. Als Durchschnittsabweichung wurden 4,3 ppm be-
rechnet.
3.4 40K/40Ar-Datierung (Tonfraktion)
3.4.1 Grundlagen
Im Rahmen der Untersuchungen wurde das Alter von Illiten an angereicherten Mineralpräparaten
der Tonfraktion mit Hilfe konventioneller 40K/40Ar-Technik datiert. Die Isotopen-Messungen
wurden im Laboratorium für Geochronologie der Ruprecht-Karls-Universität Heidelberg durch-
geführt.
Die 40K/40Ar-Methode beruht auf dem radioaktiven Zerfall des 40K-Isotops in 40Carad und 40Arrad
(WEIZÄCKER 1937) und wird in der Regel bei Gesteinen mit hohen Feldspat- und Glimmer-
gehalten bzw. zur Datierung kaliumhaltiger Minerale angewandt. Beim Zerfall des Kalium-
atoms entsteht durch Elektroneneinfang, β+-, β--Zerfall und Emission von γ-Strahlung ein
Isotopenverhältnis von ca. 89% 40Ca zu 11% 40Ar. Aufgrund der Halbwertszeit von 40K (1,3
Milliarden Jahre) ermöglicht die 40K/40Ar-Methode Altersbestimmungen im erdgeschichtlichen
Zeitabschnitt vom Präkambrium bis Holozän.
Da es sich bei dem Tochter-Isotop des 40K um ein Gas handelt, besteht die Möglichkeit, daß ein
Teil des radiogenen 40Ar unter bestimmten Bedingungen aus dem Kristallgitter entweichen kann.
Bei der Messung kann dies zu jüngeren Alterswerten führen, die im Vergleich zum wahren
Abkühl-, bzw. Entstehungsalter niedriger liegen. Als Gründe für ein vorzeitiges Entweichen des
Kapitel 3: Methodik 54
40Ar sind vor allem Diffusionsverluste aufgrund von thermischer oder mechanischer Beanspru-
chung der Mineralkörner zu nennen (MCDOUGALL & HARRISON 1999). Die geringe Halbwerts-
zeit des 40K führt jedoch andererseits im Vergleich zum Kernzerfall der 238U/206Pb- und 87Rb/87Sr-
Isotope zu einer schnelleren Anreicherung meßbarer 40Ar-Mengen und damit zu einer besseren
Altersauflösung (SIMON 1968). Gegenüber diesen Verfahren ist die 40K/40Ar-Methode nicht auf
Minerale magmatischen Ursprungs beschränkt, sondern auch zur Datierung niedrigtemperierter
Mineralneu- und Umbildungen geeignet (s. LIPPOLT & KIRSCH 1994 a, b).
Nach Entfernung der organischen Bestandteile wurden die in der Tonfraktion vorliegenden
Mineralpräparate in Korngrößenbereiche von 1 - 2 µm und < 1 µm unterteilt. Um eine temperatur-
bedingte Argon-Entgasung zu vermeiden, erfolgte die Oxidation der Corg-Gehalte unter sehr
langsamer Zugabe von H2O2. Nach den experimentellen Untersuchungen von CLAUER et al.
(1993) ist durch die Entfernung der Karbonate (Monochloressigsäure) und der organischen Be-
standteile (H2O2-Behandlung) keine signifikante Abweichung der Alterswerte zu erwarten (s.a.
JABOYEDOFF & COSCA 1999).
Der Kaliumgehalt der Präparate wurde durch flammenphotometrische Analyse eines repräsen-
tativen Probenaliquots bestimmt. Für die Messung der Alterswerte wurde die 40Ar-Gasmenge
der Probe durch Einleitung einer definierten Menge 38Ar verdünnt (Isotopenverdünnungsanalyse).
Nach massenspektrometrischer Messung der 40Ar-, 38Ar- und 36Ar-Konzentrationen und Korrek-
tur des 40Ar-Luftargonanteils wurden die Mineralalter nach der Gleichung
=·· (e -1)
λ
λ
ec
K
Ar
36
40 λt
Ar
Ar
36
40
Ar
Ar
36
40
−
0
(40Ar/36Ar)0 = 295,5 (Luftargon), λec = Zerfallskonst. für Elektroneneinfang, λ = λec + λβ¯ = ges. Zerfallskonst.,
λ = 5,543 · 10-10 a-1, λec = 0,581 · 10-10 a-1, λβ¯ = 4,962 · 10-10 a-1 (STEIGER & JÄGER 1977)
berechnet (s. DALRYMPLE & LANPHERE 1969). Hierbei wurde zur Korrektur des Luftargonan-
teils ein 40Ar/36Ar-Verhältnis von 295,5 zugrundegelegt (NIER 1950).
3.4.2 Meßpräparate
In Abbildung 3.16 ist die gemessene Korngrößenverteilung der Illitpräparate am Beispiel der
Probe OS 800,40 dargestellt. In der Fraktion < 1 µm konnte ein Anreicherungsgrad von rund 80
- 90 % erreicht werden. In der Fraktion 2 - 1 µm liegen dagegen nur ca. 60 - 70 % der Teilchen
im angestrebten Korngrößenintervall, was auf eine Adhäsion kleiner Illite an gößere Mineral-
körner während der Trennungsvorgangs zurückzuführen ist. Insgesamt liegen jedoch lediglich 3
- 5 % der Mineralkörner außerhalb der Tonfraktion (< 2 µm). Anhand von Lasergranulometer-
Analysen konnte festgestellt werden, daß bei der gravitativen Trennung (Zentrifuge) von
blättchenförmigen Mineralen die Verschleppung feinerer Teilchen in die gröberen Fraktionen
relativ hoch ist. Die Messung der Korngrößenverteilung von nichtsphärischen Mineralpartikeln
ist dabei insgesamt kritisch zu bewerten (s.Kap. 3.1.3).
Kapitel 3: Methodik 55
0,6 0,8 1,0 1,2 1,4 1,6 1,8 2,0 2,2 2,4 2,6 2,8
Korngröße [µm]
0
10
20
30
40
Anzahl [%]
< 2µm
2-1µm
< 1µm
Probe: OS 800,40 < 2µm 2-1µ,m< 1µm
Median [µm] 1,01 1,11 0,67
Mittelwert [µm] 1,06 1,16 0,69
Standardabw. [µm] 0,40 0,43 0,17
Σ < 1 µm [%] 49,16 38,83 85,83
Σ 2-1 µm [%] 47,84 61,16 14,17
Abb. 3.16: Korngrößenverteilung der angereicherten Illit-Präparate für die 40K/40Ar-Altersbestimmung
am Beispiel der Probe OS 800,40 (Fraktionen: < 2 µm, 2-1 µm und < 1 µm).
3.5 Lichtmikroskopische Untersuchungen
Zur petrographischen Analyse der Karbonatgesteine wurden von repräsentativen Handstücken
der unbehandelten Gesamtproben Dünn- und Anschliffe hergestellt, an denen polarisations-
mikroskopische Untersuchungen durchgeführt wurden. Die fotografische Dokumentation der
Ergebnisse erfolgte mit Hilfe einer Dünnschliff-Kamera und entsprechender Bildbearbeitungs-
Software. An den separierten Silikatfraktionen der säureunlöslichen Rückstände wurden auf-
lichtmikroskopische Untersuchungen durchgeführt.
3.6 Rasterelektronenmikroskopische Untersuchungen
Die rasterelektronenmikroskopischen Aufnahmen wurden am Institut für Angewandte Physik
sowie am Institut für Umwelt-Geochemie der Ruprecht-Karls-Universität Heidelberg durchge-
führt. In der ersten Untersuchungsreihe (Institut für angewandte Physik) wurden die Präparat-
oberflächen mit Hilfe eines Sputtergeräts (Balzers Union SCD004) für die Dauer von 160 Se-
kunden in einer Argon-Atmosphäre (0,04 mbar) mit Goldatomen bedampft. Dadurch bildete
sich eine ca. 100 nm dicke leitfähige Goldschicht. Für die Aufnahmen wurde ein Raster-
elektronenmikroskop des Typs Stereoscan 120 der Fa. Cambridge verwendet. Als Beschleuni-
gungsspannung wurden 30 kV gewählt.
In der zweiten Untersuchungsreihe (Institut für Umwelt-Geochemie) wurde ein Raster-
elektronenmikroskop (Fabrikat: Leo 440) mit EDX-Vorrichtung (Oxford, Link Isis 300) ver-
wendet. Für die Aufnahmen wurden die Probenoberflächen teilweise mit Gold- und teilweise
mit Kohlenstoffatomen bedampft. Als Beschleunigungsspannung wurden 20 kV verwendet.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 56
4. Ergebnisse und Diskussion
4.1 Karbonatminerale
Die Karbonatfraktion des Unteren Muschelkalks besteht in den Kernbohrungen Lengfurt, Pforz-
heim, Ühlingen und Waldshut aus den Mineralen Calcit (CaCO3) und Dolomit (CaMg(CO3)2)
bzw. Ankerit (Ca(Fe,Mg)(CO3)2). Die Forschungsbohrung Obernsees enthält darüber hinaus ge-
ringe Mengen an Siderit (FeCO3). Im Muschelsandstein der westlichen Randfazies (Kernbohrung
Mersch) konnte neben Calcit und Dolomit auch reines Magnesiumkarbonat (Magnesit, MgCO3)
nachgewiesen werden (vgl. SCHWARZ 1977).
Calcit
Das Mineral Calcit wurde durch die Säurebehandlung in allen Proben vollständig gelöst und
kommt somit nicht im unlöslichen Rückstand vor. Basierend auf den Ergebnissen der Gesamt-
gesteinsanalysen kann der im Unteren Muschelkalk auftretende Calcit als low-Mg- calcite (LMC)
bezeichnet werden. Die Lage seines (104)-Reflexes variiert zwischen 3,03 und 3,04 Å. In An-
lehnung an das von GOLDSMITH & GRAF (1958) angegebenen Klassifikationsschema beträgt
sein maximaler MgCO3-Gehalt ca. 2-3 %. Die gemessenen Halbwertsbreiten des Hauptreflexes
liegen im Bereich von 0,24 bis 0,26 °[∆ 2ϑ] und sind damit typisch für ein diagenetisch verfe-
stigtes Karbonatsediment (rekristallisierter Marmor, eigene Messung: 0,17 °[∆ 2ϑ]).
Dolomit, Ankerit
Dolomit tritt häufig als unvollständig gelöster Karbonatrest in der Silt- und Sandfraktion des
Rückstands auf (Anhang, Taf. 4, Fig. 2) und besitzt unterschiedliche CaCO3-Gehalte.
45
50
55
60
45
50
55
60
Mol-% CaCO3
Mittelwert:
52,1 %
Lengfurt Pforzheim Ühlingen,
Waldshut Obernsees Mersch
landnähere FaziesBeckenfazies
Abb. 4.1: Dolomit in der Siltfraktion des unlöslichen Rückstands, Ca/Mg-Verhältnisse nach
GOLDSMITH & GRAF (1958). Der Dolomit-(104)-Reflex wurde am (100)-Reflex von Quarz geeicht.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 57
In der Siltfraktion der Bohrungen Lengfurt, Pforzheim und Obernsees kommen Dolomite we-
sentlich häufiger vor als in den Bohrungen Ühlingen, Waldshut und Mersch (Abb. 4.1). Nach
GOLDSMITH & GRAF (1958) bzw. LUMSDEN (1979) liegt ihr CaCO3-Gehalt zwischen 49,3 und
56,7 Mol-%. Im Bohrprofil Mersch wird Dolomit vielfach durch Magnesit vertreten.
Aus Abbildung 4.1 wird ersichtlich, daß die Dolomite der landnäheren Faziesbereiche wesent-
lich CaCO3-ärmer sind als die der Beckenfazies. In den Profilen Lengfurt und Pforzheim, in
denen der Untere Muschelkalk die größten Mächtigkeiten besitzt, ist der CaCO3-Gehalt der
Dolomite am höchsten.
Dieser Effekt könnte jedoch auch durch einen vermehrten Einbau von Eisen in den küstennahen
Sedimenten verursacht worden sein, da die Substitution von Ca durch Fe zu einem vergleichba-
ren 2ϑ-Versatz der (104)-Reflexe führt (vgl. HARDY & TUCKER 1988). Die Existenz von Ankerit
(Ca(Fe,Mg)(CO3)2) kann somit nicht ausgeschlossen werden. Aufgrund seiner nahezu identi-
schen Reflexlagen kann das Mineral röntgenographisch nicht eindeutig von Dolomit unterschie-
den werden.
Wie aus der chemischen Zusammensetzung von Bohrproben des Zementwerks Leimen (Heidel-
berger Zement AG) hervorgeht, besitzen besonders die am Top der Abfolge auftretenden
orbicularis-Schichten oft hohe MgCO3-Gehalte. Der Rückgang der CaCO3-Werte ist dabei auf
einen vermehrten Einbau von Magnesium in die Karbonatstruktur zurückzuführen und wird
nicht durch eine Zunahme der nichtkarbonatischen Rückstandsmenge verursacht. Zumindest im
Profil Leimen könnten diese Schichten aufgrund ihrer quantitativen mineralogischen Zusam-
mensetzung auch als „orbicularis-Dolomite“ bezeichnet werden.
200 40 60 80 100% 0 50 100 Imp/s
80
75
70
65
Mittlerer
Muschelkalk
mm
orbicularis-
Schichten
Wellenkalk-Schichten
Bohrung LP 3
Gamma-LogChemische Analyse
Schaum-
kalk-
bank
Mittlere
Obere
Untere
Geislinger Bank
CaCO
3
MgCO
3
SiO
2
Al O
23
sonst. Bestandteile, überw. Fe O
23
Abb. 4.2: Geochemische Zusammensetzung und Gamma-ray-Log im Bereich der orbicularis-Schichten,
Bohrung LP3 (Leimen), chemische Analyse: Heidelberger Zement AG, aus SIMON et al. (1992).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 58
Magnesit
Magnesit wurde anhand der in Abbildung 4.3 dargestellten Röntgenreflexe nachgewiesen. Das
Mineral tritt ausschließlich in der Kernbohrung Mersch auf und kommt dort als karbonatischer
Rückstand in 7 von 39 Siltproben vor. In den Proben ME 209,30 sowie ME 224,90 ist Magnesit
gesteinsbildendes Mineral (s. Anhang, Taf. 3, Fig. 5 u. 6).
10 20 30 40 50 60 70
0
1000
2000
3000
4000
5000
Magnesit (211)
Magnesit (122)
Magnesit (214)
Magnesit (119)
Magnesit (208)
Magnesit (104)
Magnesit (113)
Magnesit (110)
Magnesit (006)
Magnesit (202)
Magnesit (116)
Magnesit (024)
PDF (JCPDS) Nr. 8-0479: MgCO3 - Magnesit, syn.Probe: ME 224,90
Int. [cps]
°[2ϑ]
Abb. 4.3: Gemenge von Magnesit, Quarz, Muskovit und Chlorit in der Siltfraktion der Probe ME 224,90.
Das Auftreten von Magnesit in der Kernbohrung Mersch wurde bereits von SCHWARZ (1977)
beschrieben. SCHWARZ (1977) führt dessen Entstehung auf eine metasomatische Umwandlung
von primär vorhandenem Dolomit zurück. Er hält diesbezüglich sowohl eine katalytische Mit-
wirkung der Tonkomponenten als auch eine Abgabe von Magnesium aus Tonmineralen für mög-
lich.
Siderit
Das Mineral Siderit wurde anhand seines freien (104)-Hauptreflexes bei ca. 31,9 °[2ϑ] identifi-
ziert. Es tritt ausschließlich in der Probe OS 768,30 (Bohrung Obernsees) in geringen Mengen
auf. BRINDLEY (1980) gibt für Siderit einen Massenschwächungskoeffizienten von 151,5 cm2/g
an. Es kann daher von Konzentrationen zwischen 3 und 5 % ausgegangen werden.
Bei dem in Probe OS 768,30 vorkommenden Siderit handelt es sich wahrscheinlich um eine
sedimentär entstandene Toneisenstein-Konkretion. Von PAUL & FRANKE (1977) wurden gerin-
ge Mengen von Siderit infrarotspektrometrisch auch in zwei Proben des Röts nachgewiesen.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 59
4.2 Rückstandsmenge
Die unlösliche Rückstandsmenge ergibt sich aus der Summe der Bestandteile, die durch die
Säurebehandlung nicht in Lösung gehen (Kap. 3.1.1). Der in der Literatur häufig verwendete
Begriff „nichtkarbonatischer Rückstand“ beinhaltet somit die Sulfatminerale, die Silikatminerale,
die Schwerminerale sowie den Gehalt an organischer Substanz.
Die Zusammensetzung des nichtkarbonatischen Rückstands läßt sich im Unteren Muschelkalk
des südlichen Germanischen Beckens nach folgendem Schema unterteilen:
Gesamt-
gestein
Karbonat-
fraktion
Nichtkarbonat.
Rückstand
Unlöslicher
Rückstand
Calcit,
Dolomit, Ankerit,
Magnesit,
Siderit, etc.
Sulfatminerale
Organ. Substanz
Silikatminerale
Schwerminerale
Quarz,
Feldspäte,
Phyllosilikate
Gips,
Anhydrit,
Coelestin, etc.
Pyrit,
Goethit,
Hämatit,
Zinkblende, etc.
Biotit,
Muskovit,
lIlit, I/S,
Smektit,
Kaolinit,
Chlorit,
Talk, etc.
Nichtkarbonatischer
evaporitfreier Rückstand
Abb. 4.4: Zusammensetzung der Karbonat- und Nichtkarbonatfraktion im Unteren Muschelkalk.
Je nach Gesteinszusammensetzung kann der unlösliche Rückstand auch nicht vollständig gelö-
ste Karbonatreste enthalten (z.B. Dolomit oder Magnesit). Werden eventuell vorhandene Sulfat-
minerale durch die Säurereaktion gelöst, so wird dadurch die nichtkarbonatische Rückstands-
menge verfälscht (Abb. 4.4). Die Daten der vorliegenden Arbeit beziehen sich daher auf die
nichtkarbonatische evaporitfreie Rückstandsmenge. Hohe Gehalte an organischer Substanz
wurden durch zusätzliche H2O2-Behandlung entfernt (Kap. 3.1.3).
In karbonatreichen Schichten wird die Gesamtrückstandsmenge durch die Bildung authigener
Tonmineralphasen relativ wenig beeinflußt. Bei einem nichtkarbonatischen evaporitfreien
Rückstandsgehalt von 10%, der zur Hälfte aus Phyllosilikaten besteht, führt eine sekundäre
Erhöhung des Tonmineralanteils um 20% bezüglich der Rückstandsmenge lediglich zu einem
Anstieg von 0,89 %. Ein sekundäres Tonmineralwachstum läßt sich somit über die Gesamt-
rückstandsmenge wesentlich schlechter nachvollziehen als über das Silt/Ton-Verhältnis (s. Kap.
4.3).
Abbildung 4.5 zeigt die Verteilung der Rückstandsmengen in den bearbeiteten Bohrungen. Zur
stratigraphischen Orientierung wurden die Grenzen zum Buntsandstein und Mittleren Muschel-
kalk eingezeichnet. An den Profilen der Beckenfazies (Lengfurt, Pforzheim und Ühlingen) läßt
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 60
0 20 40 60 80 100
115
110
105
100
95
90
85
80
75
70
65
60
55
50
0 25 50 75
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
Rückstand [%]
0 25 50 75
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Teufe [m]
Rückstand [%]
Ühlingen (m = 33,0; σ = 18,3)
Rückstand [%]
Pforzheim (m = 14,0; σ = 7,7)
Rückstand [%]
0 10 20 30 40 50
90
85
80
75
Teufe [m]
Waldshut
(m = 8,6; σ = 7,5)
0 10 20 30 40 50
805
800
795
790
785
780
775
770
765
760
755
750
745
740
735
Teufe [m]
Obernsees
(m = 6,2; σ = 3,9)
Rückstand [%]
Lengfurt (m = 10,3; σ = 6,9)
mm
mu
mm
mu
mu
so
mu
so
mm
mu
mm
mu
mu
so
Mersch
(m = 22,7; σ = 18,2)
mm
mu
025 50 75 100
240
235
230
225
220
215
210
205
200
195
190
185
Rückstand [%]
mu
so
?
?
?
?
?
?
?
?
mu
so
Abb. 4.5: Die nichtkarbona-
tischen evaporitfreien Rück-
standsmengen der bearbeite-
ten Bohrprofile. Die relativen
Mächtigkeiten sind maßstäb-
lich wiedergegeben. Zur Dar-
stellung der Trends wurden
die Meßpunkte mit einer un-
terbrochenen Linie verbun-
den.
m = arithmetisches Mittel
σ
= Standardabweichung
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 61
sich ein ähnlicher Trend ausmachen. Im unteren Teil der Abfolge besitzt besonders der Über-
gangsbereich von den tonigen Schichten des Röt zu den Liegenden Dolomiten auffallend hohe
Rückstandsgehalte. Danach ist im mittleren Teil ein deutlicher Anstieg zu erkennen, welcher
etwa der Position der Schiefertonfolge entspricht. Im oberen Teil der Abfolge erscheint ein wei-
teres Maximum im Wellenkalk, das sich vor allem in den Bohrungen Lengfurt und Ühlingen
relativ gut zuordnen läßt.
Eine gute Übereinstimmung zeigen die ca. 17 km voneinander entfernten Profile Ühlingen und
Waldshut. Hier kann eine eindeutige stratigraphische Zuordnung der regional entwickelten Ab-
folgen auf Basis der Rückstandsmengen durchgeführt werden (Abb. 4.6).
90
85
80
75
0 1020304050
0 20 40 60 80 100
70
65
60
55
Geislinger Bank
WaldshutÜhlingen
Rückstand [%]
Teufe [m]
mm
mu
Abb. 4.6: Vergleich der Schichtenfolgen anhand der nichtkarbonatischen
evaporitfreien Rückstandsmengen am Beispiel der Profile Ühlingen und Waldshut.
Im Gegensatz dazu lassen sich in den Bohrungen Obernsees und Mersch (westliche und östliche
Übergangs- bzw. Randfazies) keine einheitlichen Trends identifizieren (Abb. 4.5). Ein direkter
Vergleich der Meßwerte scheint hier nicht möglich zu sein. Diese Tatsache ist auch anhand der
stark differierenden Mittelwerte (m) und Standardabweichungen (σ) nachvollziehbar (Obern-
sees: m= 6,2 %, σ= 3,9 %; Mersch: m= 22,7 %, σ= 18,2 %).
Die kontinuierliche Verflachung des Sedimentationsraums in südlicher Richtung, die durch die
Abnahme der Mächtigkeiten angezeigt wird (s. Kap. 2.1), bewirkt gleichzeitig eine Zunahme
der mittleren Rückstandsmengen (Profile Lengfurt, Pforzheim, Ühlingen: m = 10,3 %; 14,0 %;
33,0%). Die höhere Streuung der Meßwerte ( σ= 6,9 %; 7,7 %; 18,3 %) weist ebenfalls auf eine
immer küstennähere Position hin. Auch die Randfazies der Bohrung Mersch ist durch hohe
mittlere Rückstandsmengen und eine hohe Standardabweichungen der Werte gekennzeichnet
(m = 22,7%; σ= 18,2 %). Die gemessenen Rückstandmengen lassen damit einen Bezug zur
paläogeographischen Lage der Profile im Sedimentationsbecken erkennen.
Insgesamt zeigen die Meßdaten der Profile Lengfurt und Pforzheim eine sehr gute Übereinstim-
mung mit den von BACKHAUS & FLÜGEL (1971) ermittelten Daten (Michelstädter Graben, Oden-
wald: m = 9,1%; Lengfurt: m = 10,3%; Pforzheim: m = 14,0 %). Dies zeigt auch der Vergleich
der ermittelten Rückstandsmengen mit den von BECKER (1995) und SCHWARZ (1977) gemesse-
nen Karbonatgehalten (Bohrungen Ühlingen und Mersch). Zu den übrigen Bohrkernen liegen
bisher keine Vergleichsmessungen vor.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 62
Auf Basis der Rückstandsmengen ergeben sich somit im südlichen Germanischen Becken ge-
wisse stratigraphische Gliederungsmöglichkeiten. Der beckenweite Vergleich der Rückstands-
mengen erlaubt zwar keine zweifelsfreie Zuordnung der entsprechenden Maxima. Innerhalb
regional begrenzter Gebiete, die in gleicher Fazies entwickelt sind, wird jedoch eine hohe Auf-
lösung erreicht.
Die Korrelationsmöglichkeiten zeigen damit deutliche Parallelen zur Lithostratigraphie, die im
kleinräumlichen Maßstab ebenfalls eine eindeutige Zuordnung von Schichtgliedern erlaubt. Die
Parallelisierung von Abfolgen aus unterschiedlichen Faziesbereichen ist dagegen meist nicht
möglich.
Karbonatgehalt
Die Karbonatfraktion setzt sich aus den in Kapitel 4.1 auftretenden Mineralphasen zusammen.
Zur Bestimmung ihres quantitativen Anteils können verschiedene Methoden angewendet wer-
den (Kap. 3.3.1). Mit zunehmender Konzentration der Lauge werden die Karbonatminerale von
Evaporiten abgelöst. Der Gesamtkarbonatgehalt verhält sich umgekehrt proportional zur
Rückstandsmenge.
Unter bestimmten Voraussetzungen kann die Beziehung zwischen Rückstandsmenge und Kar-
bonat- bzw. Evaporitgehalt sedimentologisch interpretiert werden. Geht man von einer ausschließ-
lich primären Entstehung der Bestandteile aus, so hat ein erhöhter silikatischer Eintrag bei kon-
stanter Evaporationsrate eine relative Abnahme des Karbonatanteils zur Folge. Andererseits führt
eine höhere Evaporationsrate bei konstanter Zufuhr von siliziklastischem Material zu anstei-
genden Karbonat- bzw. Evaporitgehalten (vgl. FLÜGEL 1968).
So weist z.B. die in Abbildung 4.6 dargestellte größere relative Mächtigkeit der Waldshuter
Schichtenfolge auf eine höhere Evaporationsrate bei konstantem Detrituseintrag hin und läßt
auf ein hypersalinares Ablagerungsmilieu schließen. Dieser Sachverhalt wird auch durch die
höhere Sulfatführung der Abfolge belegt (s.a. unterschiedliche Mächtigkeit der Geislinger Bank).
Die vergleichsweise niedrigen Rückstandsgehalte deuten darauf hin, daß die Subsidenz des Bek-
kens hier durch die Gipsfällung (Geislinger Bank) wesentlich stärker kompensiert wurde als im
Profil Ühlingen.
Ein solcher Zusammenhang wurde von SEIBOLD (1952) auch für die Malmkalke des Oxford
(Schwäbische Alb) angenommen. Durch diskontinuierliche Karbonatproduktion entsteht eine
variable Verdünnung der Rückstandsmenge, die sich signifikanterweise nicht auf dessen Silt/
Ton-Verhältnis auswirkt. Die Bestimmung des Karbonatgehalts kann somit unter gewissen
Umständen eine kalzimetrische Korrelation der Schichtabfolge ermöglichen (GYGI 1969).
PAUL & FRANKE (1977) beobachteten im Bereich der Röt/Muschelkalk-Grenze bei Göttingen
im Verlauf der Transgression eine Zunahme der Karbonatgehalte, durch die der terrigene
Sedimentanteil kontinuierlich verdünnt wird. Die chemische Zusammensetzung der Nicht-
karbonate bleibt dabei im wesentlichen gleich, was sich in konstanten relativen Konzentratio-
nen der Elemente Eisen, Mangan, Phosphor und Vanadium ausdrückt (PAUL & FRANKE 1977).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 63
Auch nach RICKEN (1992) ist die Entstehung rhythmischer Kalk-Mergel-Abfolgen oberhalb der
Lysokline auf wechselnde Karbonatsedimentationsraten zurückzuführen. Die Karbonatbildung
wird dabei hauptsächlich durch den lateralen CaCO3-Eintrag sowie durch die CaCO3-Produkti-
on in den oberflächennahen Wasserschichten gesteuert.
Einfluß der Rückstandsmenge auf die Permeabilität
Ein häufig unbeachteter, jedoch wesentlicher Faktor ist der Einfluß der Rückstandsmenge auf
die Durchlässigkeit des Gesamtgesteins. Der Untere Muschelkalk kann als Kluft- bzw. Karst-
grundwasserleiter bezeichnet werden, wobei die Durchlässigkeit in erster Linie von der Rich-
tung und der Intensität des Kluftsystems abhängt. Meist besitzt er eine intensive Feinklüftung
mit Kluftabständen von wenigen cm. In bankigen Kalkstein-Sequenzen treten zum Teil auch
wesentlich größere Klüfte auf. Nach SCHWAHN et al. (1993) liegt die mittlere Kluftdichte im
Wellenkalk bei 5 - 25 Klüften pro Meter.
Daneben ist die Permeabilität der Muschelkalk-Karbonate schichtgebunden. Da in tonigen La-
gen die Sammelkristallisation des Calcits durch Phyllosilikatpartikel gehemmt wird (MARSCHNER
1968), kann an diesen Stellen die Permeabilität erhöht sein (s.a. CLENNEL et al. 1993). Im An-
schliff der Bohrproben zeigte sich dieser Effekt häufig in Form diffuser bräunlicher Lösungs-
schlieren. Auch von RICKEN (1986) wurden in Kalk-Mergelfolgen entlang schichtparallel ein-
geschalteter Tonsäume vermehrt Drucklösungserscheinungen festgestellt, wobei die Ausfällung
des Karbonats in den angrenzenden, tonärmeren Lagen bzw. im Druckschatten kompaktions-
behindernder Störkörper erfolgt. Als Folge davon besitzen diese Bereiche meist eine geringere
Porosität (WANLESS 1979, LUKAS 1992).
Unter diesem Aspekt wird die Entstehung der charakteristischen Wellenkalk-Textur von mehre-
ren Autoren als diagenetisch bedingter Drucklösungsprozeß angesehen (sog. „Kompaktit“, KLOTZ
1991). FRIEDEL (1987) kommt dagegen auf der Basis von Dünnschliff-Untersuchungen zu dem
Ergebnis, daß die stylolithische Texturierung der Muschelkalk-Karbonate bereits synsedimentär
bis frühdiagenetisch entstanden sein muß, als sich das Sediment in einem plastischen, poren-
wasserreichen Zustand befand (s.a. ZIEGENHARDT 1966, ARCH & MALTMAN 1990). Die primä-
ren Deformationsstrukturen werden als permeable Migrationsbahnen der späteren Dolomiti-
sierung angesehen (FRIEDEL 1987).
Nach RICKEN (1985) variiert die mittlere Porosität von oberjurassischen bis oligozänen Kalk-
Mergelfolgen je nach Rückstandmenge zwischen 2 und 20 % (s.a. FÜCHTBAUER & RICHTER
1988). Auf Basis der gemessenen Rückstandsgehalte kann für die Muschelkalk-Karbonate im
Zentrum des südlichen Germanischen Beckens von einer Porosität zwischen 2 und 5 % ausge-
gangen werden. Die sandige Randfazies der Kernbohrung Mersch besitzt dagegen deutlich hö-
here Rückstandsgehalte und somit auch eine wesentlich höhere Permeabilität (Abb. 4.5). Es
werden Porositäten zwischen 5 und 20 % angenommen. FRIEDEL (1992) gibt für die sehr
rückstandsarmen Schaumkalkbänke von Rüdersdorf (ca. 95 % CaCO3) eine vergleichsweise
hohe Porosität (5 - 30 %) an, wobei er von einer unvollständigen Zementation diagenetisch
gelöster Bioklasten ausgeht.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 64
4.3 Silt/Ton-Verhältnis
Unter der Annahme einer primären Gesteinszusammensetzungspiegelt das Silt/Ton-Verhältnis
die Ablagerungsbedingungen des Sedimentationsraums wieder. Es kann somit Aufschluß über
die ursprüngliche Korngrößenverteilung des detritischen Mineralbestands geben. In diese Be-
trachtungsweise muß der Aspekt sekundärer Mineralneubildungen miteinbezogen werden, da
hierdurch die qualitative und quantitative Zusammensetzung der Nichtkarbonatfraktion verän-
dert wird.
Geht man in diesem Zusammenhang von der Entstehung kleiner Kristallisationskeime in der
Tonfraktion aus, so würde dieser Wachstumsprozeß zu einer deutlichen Erniedrigung der Silt/
Ton-Verhältnisse führen. Dagegen hätte ein sekundäres Größenwachstum von detritischen Kom-
ponenten eine Erhöhung des Silt/Ton-Verhältnisses zur Folge. Das Silt/Ton-Verhältnis reagiert
somit im Vergleich zur Rückstandsmenge wesentlich sensibler auf diagenetische Einflußfakto-
ren.
Abbildung 4.7 zeigt die gemessenen Silt/Ton-Quotienten in den untersuchten Bohrprofilen. Ana-
log zu den Gesamtrückstandsmengen (Abb. 4.5) wurden die Ober- und Untergrenzen des Unte-
ren Muschelkalks eingezeichnet. In den Profilen Lengfurt, Pforzheim und Ühlingen kann das
Maximum im Bereich der buchi-Mergel eindeutig zugeordnet werden. In den Bohrkernen Pforz-
heim und Ühlingen lassen sich darüber hinaus zwei weitere Extremwerte parallelisieren (Mittle-
re Mergel). Die Profile Obernsees und Mersch besitzen sehr unterschiedliche Silt/Ton-Verhält-
nisse. Sowohl die Mittelwerte als auch die Streuung der Daten differieren stark. Es kann keine
Zuordnung der Meßwerte vorgenommen werden.
Entlang der NNE-SSW streichenden Beckenachse (Lengfurt - Pforzheim - Ühlingen) macht
sich der zunehmende Siltanteil durch ein leicht ansteigendes Silt/Ton-Verhältnis bemerkbar (m
= 4,0; 4,9; 6,3). Parallel zur Entwicklung der Rückstandsmengen (Kap. 4.2) kann auch hier eine
höhere Streuung der Meßwerte beobachtet werden (σ= 2,0; 2,4; 3,2). Beide Tendenzen können
auf die zunehmende Verflachung des Sedimentationsraums zurückgeführt werden. Die hohen
Silt/Ton-Verhältnisse der Bohrung Waldshut (m = 19,6; σ= 31,0) könnten dabei auf eine kü-
stennahe Position hindeuten.
Beim Vergleich der Profile Obernsees und Mersch fällt auf, daß das mittlere Silt/Ton-Verhältnis
in der Bohrung Mersch trotz seiner extremen Randlage wesentlich niedriger liegt. Dieser Sach-
verhalt kann ausschließlich durch den Einfluß diagenetischer Faktoren erklärt werden (s.o.).
Signifikant ist in diesem Zusammenhang die geringe Streuung der Meßwerte (σ= 1,7).
Die Gegenüberstellung der Silt/Ton-Quotienten ergibt insgesamt kein eindeutiges Zuordnungs-
schema. Das Silt/Ton-Verhältnis scheint im Unteren Muschelkalk des südlichen Germanischen
Beckens nicht als stratigraphisches Korrelationsmerkmal verwendbar zu sein. Die im Vergleich
zu den Rückstandsmengen deutlich schlechtere Übereinstimmung der Daten kann als Hinweis
auf die Existenz sekundär gebildeter Tonmineralphasen gewertet werden.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 65
Lengfurt (m = 4,0; σ = 2,0)
0 5 10 15 20 25
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Teufe [m]
Silt/Ton
Pforzheim
(m = 4,9; σ = 2,4)
0 5 10 15 20 25
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
Teufe [m]
Silt/Ton
Ühlingen
(m = 6,3; σ = 3,2)
0 5 10 15 20 25
115
110
105
100
95
90
85
80
75
70
65
60
55
50
Teufe [m]
Silt / Ton
Mersch
(m = 6,1; σ = 1,7)
0 5 10 15 20 25
235
230
225
220
215
210
205
200
195
190
185
Teufe [m]
Silt / Ton
Obernsees
(m = 18,7; σ = 17,3)
0 25 50 75 100
805
800
795
790
785
780
775
770
765
760
755
750
745
740
735
Teufe [m]
Silt/Ton
Waldshut (m = 19,6; σ = 31,0)
0 50 100 150
90
85
80
75
Teufe [m]
Silt/Ton
mm
mu
mu
so
mm
mu
mm
mu
mu
so
mm
mu
mu
so
?
?
?
mu
so
mu
so
mm
mu
Abb. 4.7: Silt/Ton-Verhältnisse
der bearbeiteten Bohrprofile.
Die relativen Mächtigkeiten
sind maßstäblich wiederge-
geben. Zur Darstellung des
Trends wurden die Meßpunkte
mit einer unterbrochene Linie
verbunden.
m = arithmetisches Mittel
σ
= Standardabweichung
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 66
Basierend auf Untersuchungen an den Malmkalken des Oberen Jura wurde von BAUSCH &
POLL (1976) und BAUSCH (1987) für Kalkgesteine ein Zusammenhang zwischen dem Silt/Ton-
Verhältnis und der Menge des unlöslichen Rückstands festgestellt. Danach ergibt sich für das
gesamte Datenkollektiv im Diagramm unlösliche Rückstandsmenge gegen Silt/Ton-Verhältnis
der positive Wertebereich eines hyperbolischen Kurvenzugs der Form y = K/x (K = Konstante).
Wie Abbildung 4.8 zeigt, kann eine ähnliche Beziehung auch im Unteren Muschelkalk des süd-
lichen Germanischen Beckens beobachtet werden.
In dem von BAUSCH (1987) vorgestellten Modell repräsentiert der vertikale Ast der Hyperbel
Proben, die bei relativ konstantem Silt/Ton-Verhältnis unterschiedliche Rückstandsgehalte be-
sitzen. Da der Wertebereich parallel zur Ordinate verläuft, wird eine diskontinuierliche Karbonat-
produktion bei konstantem Detrituseintrag angenommen. Dieser Teil der Hyperbel wird auf den
in Kapitel 4.2 beschriebenen Verdünnungseffekt zurückgeführt. Die Tatsache, daß ausschließ-
lich relativ reine Kalke mit geringen Rückstandsmengen hohe Silt/Ton-Verhältnisse zeigen (hori-
zontaler Teil der Hyperbel), konnte von BAUSCH (1987) nicht geklärt werden. Die diesbezüglich
aufgestellte Hypothese eines „washing-out-Effekts“ widerspricht jedoch dem außerordentlich
großen Kohäsionsvermögen kleiner Tonmineralteilchen.
Von CHRISTMANN (1995) wurden die unlöslichen Rückstände der Malmkalke als ausschließlich
detritische Bildungen interpretiert.
Rückstand [%]
Silt/Ton
0 0.7 1.4 2.1 2.8
37.5
25
12.5
0
50
0
20
40
60
80
100
0 20 40 60 80 100
Lengfurt
Pforzheim
Ühlingen
Waldshut
Obernsees
Mersch
Silt/Ton
Rückstand [%]
Abb. 4.8: Hyperbolische Anordnung der Meßwerte im Diagramm Rückstandsmenge gegen Silt/Ton-Verhältnis;
links: Oberer Jura (BAUSCH 1987), rechts: Unterer Muschelkalk des südlichen Germanischen Beckens.
Wie der Vergleich mit den Daten aus dem Oberen Jura zeigt (BAUSCH 1987), liegt das durch-
schnittliche Silt/Ton-Verhältnis im Unteren Muschelkalk deutlich höher, wobei der horizontale
Teil des Diagramms mit wesentlich weniger Daten besetzt ist.
Betrachtet man die Anordnung der Daten in den einzelnen Profilen, so lassen sich charakteristi-
sche Verteilungsmuster erkennen (Abb. 4.9). In der Beckenfazies vollzieht sich die Differenzie-
rung der Meßwerte hauptsächlich über einen variablen Rückstandsgehalt. Die unterschiedliche
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 67
Streuung der Rückstandsmengen ist dabei von der paläogeographischen Lage der Profile inner-
halb des Sedimentationsbeckens abhängig (Profile Lengfurt, Pforzheim, Ühlingen und Mersch).
Die Entwicklung von relativ rückstandsarmen Karbonaten im Beckenzentrum zu immer
rückstandsreicheren Mergeln im Küstenbereich kann auf ein wechselndes Verhältnis von
Karbonatproduktion und sedimentiertem Detritus zurückgeführt werden. In den karbonatreichen
Abfolgen der Beckenfazies ist dabei keine signifikante Erhöhung der gemessenen Gesamt-
rückstandsmengen durch sekundär gebildete Tonmineralphasen zu erwarten (s. Kap. 4.2).
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
Rückstand [%]
020 40 60 80
Silt/Ton
Obernsees
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
Rückstand [%]
020 40 60 80
Silt/Ton
Waldshut
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
Rückstand [%]
020 40 60 80
Silt/Ton
Mersch
100
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
Rückstand [%]
020 40 60 80
Silt/Ton
Lengfurt
100
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
Rückstand [%]
020 40 60 80
Silt/Ton
Ühlingen
Rückstand [%]
100
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
020 40 60 80
Silt/Ton
Pforzheim
Abb. 4.9: Verhältnis der Rückstandsmenge zum Silt/Ton-Quotienten in den untersuchten Kernbohrungen.
Für die näher am Beckenrand gelegenen Profile kann angenommen werden, daß sich die Korn-
größenverteilung durch den vermehrten Eintrag von gröberklastischem Material in Richtung
der Siltkomponente verschiebt. Im unmittelbaren Küstenbereich ist darüber hinaus eine zuneh-
mende Karbonatproduktion wahrscheinlich (SCHLAGER 1981). Dies könnte zu hohen Silt/Ton-
Verhältnissen und niedrigen Rückstandsmengen führen, was den horizontal angeordneten Teil
der Daten erklären würde. Eine Zunahme des Silt/Ton-Verhältnisses könnte jedoch auch durch
ein sekundäres Größenwachstum der Nichtkarbonatminerale bewirkt werden.
Die Beurteilung der Profile Waldshut, Obernsees und Mersch ergibt diesbezüglich kein einheit-
liches Bild (Abb. 4.9). Hohe Silt/Ton-Verhältnisse treten hauptsächlich in den Bohrungen Obern-
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 68
sees und Waldshut auf. Dagegen besitzt die Kernbohrung Mersch trotz ihrer sehr randnahen
Lage vergleichsweise niedrige Silt/Ton-Quotienten. Der horizontal angeordnete Teil der Daten
(s. Abb. 4.8) kann daher nicht durch niedrige Rückstandsmengen und hohen Silt/Ton-Verhält-
nisse in der Randfazies erklärt werden. Im Hinblick auf die nachgewiesene Existenz authigener
Tonmineralphasen in der Fraktion < 2µm (Kap. 4.8) ist dieser Sachverhalt wohl auf eine dia-
genetisch bedingte Veränderung der ursprünglichen Korngrößenverteilung zurückzuführen.
4.4 Bestandteile des unlöslichen Rückstands
4.4.1 Quarz
Das Mineral Quarz tritt im Unteren Muschelkalk als Bestandteil der Silt- und Tonfraktion auf.
Quarz ist in der Siltfraktion von allen untersuchten Proben vertreten und bildet hier zusammen
mit Muskovit eine der Hauptkomponenten.
Im Vergleich zur Siltfraktion besitzt die Tonfraktion einen wesentlich niedrigeren Quarzgehalt
(Abb. 4.10), der durch wechselnde Anteile an kryptokristallinen Mineralkörnern verursacht wird.
Bei geringer Konzentration (< 2 %) läßt sich Quarz ausschließlich anhand des bei 20,8 °[2ϑ]
erscheinenden (100)-Beugungsreflexes identifizieren, da der stärkere (101)-Reflex durch Über-
lagerung mit der (003)-Interferenz von Illit als Unterscheidungskriterium ausscheidet. In ca.
11% der untersuchten Tonfraktionen liegt der Quarzgehalt unterhalb der röntgenographischen
Nachweisgrenze (< 1 %).
1,5 10 20 30 40 50
°[2ϑ]
Intensität [cps]
5000
0
1000
2000
3000
4000
Chlorit (001)
Chlorit (002)
Chlorit (003)
Chlorit (004)
Illit (001)
Illit (002)
Quarz (101)
Quarz (100)
Illit (003)
-1000
Quarz (110)
Quarz (102)
Quarz (200)
Quarz (201)
Quarz (111)
Illit (110) / (111)
Illit (025)
Illit (131) / Chlorit (201)
Chlorit (202)
Illit (136) / Chlorit (204)
Abb. 4.10: Vergleich der Quarzkonzentrationen in der Ton- (oben) und Siltfraktion (unten).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 69
Im Dünnschliff erscheint Quarz in Form typisch undulös auslöschender Mineralkörner, die un-
terschiedliche Rundungsgrade besitzen können (s. Anhang, Taf. 2, Fig. 2). Neben unregelmäßi-
gen, zum Teil zerbrochenen Formen treten auch nahezu vollständig gerundete Mineralkörner
auf. Es konnten keine vollständig idiomorph ausgebildete Kristalle beobachtet werden.
Diese Beobachtung deckt sich größtenteils mit den lichtmikroskopischen Untersuchungen von
LIPPMAN & BERTHOLD (1992), die im Unteren Muschelkalk stark abgerundete Formen beschrei-
ben (Korngrößenbereich: 6,3 - 63 µm) und dies als Indiz für eine detritische Herkunft ansehen.
FÜCHTBAUER (1950) nimmt für den Unteren Muschelkalk eine gleichmäßige Zufuhr von
detritischem Quarz aus den angrenzenden Liefergebieten an. Zeitliche Abweichungen von der
Normalkonzentration führt er jedoch auf sekundäre Quarzneubildungen zurück, die in den Grob-
fraktionen von kalkigen Schichten bis zu 20 % des unlöslichen Rückstands ausmachen können.
Auch LUKAS (1992) erwähnt das Auftreten sowohl detritischer als auch diagenetisch entstande-
ner Quarze (Umwachsungen) in den Terebratelbänken.
LIPPMAN & PANKAU (1988) beschreiben das Auftreten idiomorpher Quarzkristalle aus den un-
löslichen Rückständen des Mittleren Muschelkalks (Nagold, Württemberg). Im Zentrum der
authigenen Quarze läßt sich ein detritischer Kristallisationskeim erkennen. Ihr Häufigkeits-
maximum liegt in der Fraktion zwischen 63 und 125 µm. Auch FRIEDEL (1988) beschreibt
authigene Quarzkörner von max. 50 µm Größe sowie mikrokristalline Quarzfüllungen von
Foraminiferen aus den Hornsteinlagen des Mittleren Muschelkalks am Unteren Neckar.
4.4.2 Feldspat
In quantitativer Hinsicht tritt der Gehalt an Feldspäten weit hinter den von Quarz zurück. Dies
ist in erster Linie auf die geringere Verwitterungsstabilität dieser Minerale zurückzuführen.
In der Siltfraktion kommt als Kaliumfeldspat Orthoklas (KAlSi3O8) vor, die Plagioklasreihe
wird durch geordneten Tieftemperatur-Albit (NaAlSi3O8) vertreten (Abb. 4.11).
Albit (002)
Quarz (101)
Ühlingen
UE 109,70
Orthoklas (131)/(131)
Quarz (101) Pforzheim
PF 41,77
Orthoklas (131)/(131)
Albit (002)
Abb. 4.11: Gemeinsames Auftreten von Orthoklas und Albit in Proben der Bohrungen Ühlingen und Pforzheim.
Mit Ausnahme der Profile Pforzheim und Obernsees liegt der Albitgehalt in der Siltfraktion des
Unteren Muschelkalks häufig über der Konzentration der Orthoklase. Diese Tatsache ist wahr-
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 70
scheinlich auf eine diagenetisch bedingte Auflösung der Kaliumfeldspat-Anteile zurückzufüh-
ren. Von HOWER et al. (1976) konnte nachgewiesen werden, daß sich die K2O-Konzentration in
den marinen Sedimenten der Golfküste (Texas, USA) mit zunehmender Versenkungstiefe von
der gröberen in die feinere Fraktion verschiebt, der Gesamtkaliumgehalt jedoch konstant bleibt.
Dieser Effekt wird durch eine fortschreitende Illitisierung der smektitischen Anteile verursacht,
wobei das für diese Reaktion benötige K+ bzw. Al3+ aus der Zersetzung von Kaliumfeldspäten
und Muskoviten stammt. Von HOWER et al. (1976) wird die folgende Reaktionsgleichung ange-
geben:
Smektit + K+ + Al3+ = Illit + Si4+ + H2O
Auch nach FÜCHTBAUER & RICHTER (1988) ist im Stadium der Diagenese eine Zersetzung von
Orthoklas zugunsten von Albit zu erwarten. Die Auflösung des K-Feldspats wird auf die Anwe-
senheit von sauren Lösungen zurückgeführt, die durch die Zersetzung von organischer Substanz
bei der Diagenese entstehen (vgl. STILLE & SHIELDS 1997).
Da in den Bohrkernen Lengfurt, Pforzheim und Obernsees eine teufenabhängige Umwandlung
der smektitischen Anteile in Illit nachgewiesen wurde (Kap. 4.5 u. 4.6), kann dieser gekoppelte
Reaktionsprozeß auch auf den Unteren Muschelkalk übertragen werden. Eine graduelle Abnah-
me der Feldspatgehalte mit der Versenkungstiefe ist allerdings nicht festzustellen, die K-Feldspat-
konzentration ist jedoch in der gesamten Abfolge des Unteren Muschelkalks relativ gering.
In den Siltfraktion der Profile Lengfurt, Pforzheim, Ühlingen, Obernsees und Mersch steigt der
Kaliumfeldspat-Anteil an der Untergrenze des Muschelkalks leicht an. Diese Zunahme wird
durch einen höheren Eintrag an detritischen Feldspäten verursacht und ist auf die veränderten
Sedimentationsbedingungen im Buntsandstein zurückzuführen. Es kann nicht angenommen wer-
den, daß die höheren Gehalte in den tiefer versenkten, permeableren Buntsandstein-Schichten
durch ein geringeres Ausmaß der Illitisierung bewirkt werden.
Entgegen den Erwartungen besitzen die Präparate der Siltfraktion in der randnahen Kernbohrung
Mersch keine signifikant höheren Feldspatgehalte, sondern höhere Illit/Muskovit-, Chlorit- und
Quarzanteile. In der Forschungsbohrung Obernsees fällt jedoch auf, daß bei gleichbleibender
K-Feldspatkonzentration Albit nur in 2 von 53 Siltproben auftritt. – Die Tonfraktion des gesam-
ten Probenkollektivs zeigt sehr niedrige Gesamtfeldspatgehalte.
Nach FÜCHTBAUER & RICHTER (1988) kann eine Unterscheidung von detritischen und authigenen
Feldspäten über ihre Triklinität vorgenommen werden. Sie ergibt sich aus der 2ϑ-Position der
(131)- und (13
-1)-Reflexe und ist nach GOLDSMITH & LAVES (1954) durch den Triklinitätsindex
∆ = 12,5 (d131 - d13
-1)
definiert (vgl. SPÖTL 1992). Bei den Kaliumfeldspäten des Unteren Muschelkalks handelt es
sich demnach um monokline, also eher detritische Minerale, die durch eine kaum meßbare (131)-
(13
-1)-Interferenzaufspaltung gekennzeichnet sind (Abb. 4.11) und deren ∆-Wert zwischen 0
und 0,1 Å variiert (monoklin: ∆ = 0; triklin: ∆ = 1). Von MICHALIK (1990) wurden für die K-
Feldspäte der Gogoliner Schichten (Unterer Muschelkalk, Schlesien) Triklinitätswerte zwischen
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 71
0 und 0,3 Å ermittelt. Auch unter dem Aspekt einer teufenabhängigen Illitisierung der
Smektitanteile erscheint die Bildung von authigenem K-Feldspat unwahrscheinlich.
Die Albite des Unteren Muschelkalks zeigen mit (131)-(13
-1)-Winkeldifferenzen zwischen 1,0
und 1,1 °[2ϑ] eine eindeutig trikline Symmetrie. Ihr optischer Achsenwinkel schwankt um 90°
(s. TRÖGER 1967, FÜCHTBAUER & RICHTER 1988). Sie können daher zum größten Teil als
authigene Bildungen interpretiert werden. Auch von BRAUCKMANN (1984) wurden an den Albiten
des Oberen Muschelkalks Winkeldistanzen von 1,12 - 1,16 °[2ϑ] gemessen.
FÜCHTBAUER (1950) beschreibt aus dem Unteren Muschelkalk von Göttingen sowohl sekundär
gebildete trikline Kaliumfeldspäte als auch trikline Albite. Von MICHALIK (1990) konnten in
den Gogoliner Muschelkalk-Schichten keine authigenen Albite nachgewiesen werden.
Nach den Untersuchungen von LANDMANN (1994) an Feldspäten aus dem Oberen Muschelkalk
in Elsaß-Lothringen und im Kraichgau ist ein gemeinsames Vorkommen von authigenen und
detritischen Feldspäten wahrscheinlich. Die Feldspatproben der Lokalitäten Remelfang und
Vaucremont (Elsaß-Lothringen) konnten als authigene Bildungen identifiziert werden.
Das völlige Fehlen anorthitreicher Plagioklase in allen analysierten Proben kann entweder auf
deren geringere Verwitterungsresistenz oder auf eine sekundäre Albitisierung zurückgeführt wer-
den (FÜCHTBAUER & RICHTER 1988). Unter den Bedingungen der Diagenese besitzen reine K-
und Na-Feldspäte eine höhere Stabilität.
4.4.3 Sulfatminerale
Gips und Anhydrit konnten in den beckenwärts gelegenen Profilen Lengfurt, Pforzheim und
Ühlingen weder in der Silt- noch Tonfraktion des unlöslichen Rückstands nachgewiesen wer-
den. Ein geringer Sulfatmineralgehalt der Proben ist jedoch aufgrund der durchgeführten Säure-
behandlung nicht auszuschließen. Kleinere Gipsvorkommen und deren Residualbildungen wur-
den u.a. von GEYER & GWINNER (1991) aus dolomitischen Mergellagen des Plattendolomits
sowie aus den orbicularis-Schichten beschrieben. Das Auftreten von Sulfatmineralen ist in der
Regel im basalen und obersten Abschnitt der Schichtenfolge am wahrscheinlichsten.
Signifikante Gehalte von Gips und Anhydrit wurden dagegen in den randnahen Sedimenten der
Profile Obernsees und Mersch sowie in den Schichten des Profils Waldshut beobachtet (s. An-
hang, Taf. 4, Fig. 1; Taf 5. Fig. 1 u. 2; Taf. 6, Fig. 1). Besonderes Kennzeichen des Bohrprofils
Mersch ist das Auftreten meist rötlich gefärbter Gipsknoten (SCHWARZ 1977), die über die ge-
samten Abfolge verteilt vorkommen. Gips tritt auch in Form schichtparallel eingeschalteter Faser-
gipslagen und als kristalliner Zement auf. Anhydrit ist dagegen als Reliktmineral nur noch in
geringerer Konzentration enthalten, da es durch Wasseraufnahme meist in umgewandelter Form
vorliegt. Es tritt häufig im zentralen Teil der Gipsaggregate auf (vgl. SCHWARZ 1977).
Analog dazu ist auch das Bohrprofil Obernsees durch das wiederkehrende Auftreten von Gips-
und Anhydriteinschaltungen gekennzeichnet, wobei diese im Bereich zwischen 739 m und 765m
Teufe (Basisschichten des mm, orbicularis-Schichten sowie Oberer und Unterer Wellenkalk)
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 72
besonders häufig sind (s.a. SCHWARZ 1985). Entgegen den von EMMERT (1985) und EMMERT et
al. (1985) veröffentlichten Profil- bzw. Bohrgut-Beschreibungen konnte in den Anhydritlagen
auch Gips nachgewiesen werden (Beispiel: Probe OS 739,00; s. Anhang, Taf. 5, Fig. 1 u. 2).
Wie Untersuchungen zur Verteilung von Anhydrit und Gips im Mittleren Muschelkalk gezeigt
haben, kann auch bei größerer Tiefenlage der Evaporite eine rein anhydritische Ausbildung der
Sulfatschichten in der Regel ausgeschlossen werden. Trotz sehr mächtiger Geländeüberdeckung
ist zumindest eine teilweise Hydratation der Sulfatminerale außerordentlich häufig. Die Wasser-
aufnahme führt zur Entstehung einer Gipslage, die entweder scharf abgesetzt ist oder schrittwei-
se in Anhydrit übergeht. Nach FRIEDEL & SCHWEIZER (1991) geht die Vergipsung des Anhydrits
überwiegend von grundwasserführenden Dolomitserien aus und kann sowohl deszendent als
auch aszendent verlaufen. Nach HOLSER (1979) führt die Quellung von Anhydrit zu einer
Volumenzunahme von 61 %, die jedoch im Mittleren Muschelkalk durch syngenetische Lösung
und Abtransport des Sulfats weitgehend kompensiert wird (FRIEDEL & SCHWEIZER 1991).
Durch FLÜCKIGER et al. (1994) wurde nachgewiesen, daß die Umwandlung in Gips durch ein-
geschaltete Tonlagen beschleunigt wird, da auch aus diesen das für die Reaktion benötigte Was-
ser bezogen werden kann. Die Tonkomponente wirkt durch Ionentausch möglicherweise als
Katalysator (MADSEN & NÜESCH 1990). Bis zu einem Tonanteil von 20 % verhält sich der
Quelldruck des Anhydrits proportional zum Tonmineralgehalt (FLÜCKIGER et al. 1994). Im Mitt-
leren und Unteren Muschelkalk liegt die mittlere Tonmineralkonzentration in der Regel unter
20% (Kap. 4.2, vgl. LIPPMANN & PANKAU 1988).
Bezüglich der Genese der Sulfathorizonte kann eine primäre Gipsfällung angenommen werden,
wobei diese Mineralphase im Verlauf der Diagenese in Anhydrit umgewandelt wurde. Die heu-
tigen Gipsvorkommen und deren Auslaugungs- und Umwandlungsprodukte sind durch sekun-
däre Hydratation des diagenetisch gebildeten Anhydrits entstanden (FRIEDEL 1988).
Das Auftreten höherer Sulfatmineral-Konzentrationen in den orbicularis-Schichten wurde von
einigen Autoren als Indiz für den beginnenden Salinarzyklus des Mittleren Muschelkalks ange-
sehen und als Kriterium zur Festlegung der Grenze zwischen Unterem und Mittleren Muschel-
kalk gewertet. In den orbicularis-Schichten Nordwürttembergs kommen Sulfatminerale meist
in Form runder Einsprenglinge oder als kristalline Lagen vor. In Geislingen wird die oberste
Sulfatschicht durch eine ca. 1 m mächtige Gipsbank repräsentiert, die von SIMON (1982) als sog.
Geislinger Bank bezeichnet und zur lithostratigraphischen Grenzziehung verwendet wurde. Sie
ist in der Bohrung Waldshut als 3,24 m mächtiger, massiger, zum Teil flaseriger Sulfathorizont
entwickelt. Durch unterschiedlich starke Auslaugung tritt sie jedoch in mehreren Lokalitäten
auch in Form eines porösen tuffähnlichen bis kavernösen Kalks oder als schwach tonige,
unverfestigte Schlufflage auf (SIMON 1982). Im Profil Ühlingen ist sie als sehr poröser Kalk-
mergel entwickelt (vgl. BECKER et al. 1997). Im nördlichen Kraichgau besteht sie dagegen aus
sparitischem, oolithischem Kalkstein mit Schalenresten und mikritischen Kalksteinlinsen (SIMON
et al. 1992). FRIEDEL (1988) konnte dagegen in einer Vielzahl von Bohrungen aus dem westli-
chen Kraichgau keine Sulfathorizonte nachweisen. Die Geislinger Bank kann somit aufgrund
ihrer heterogenen Lithologie und Mächtigkeit nur eingeschränkt zur stratigraphischen Korrela-
tion verwendet werden.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 73
Nach BACHMANN & BRUNNER (1998) wird die Grenze zum Mittleren Muschelkalk - abwei-
chend von der von SIMON (1982) vorgeschlagenen Festlegung - an der Obergrenze der Oberen
(3.) Schaumkalkbank gezogen (Perm-Trias-Subkommission 1997, vgl. HAGDORN et al. 1993).
Sie ist damit im Gegensatz zu der Grenzziehung nach SIMON (1982) nicht mehr unmittelbar an
das Auftreten eines Sulfathorizonts gebunden. In Übereinstimmung mit KOZUR (1974) bilden
die zum Teil gipsführenden orbicularis-Schichten nach dieser neueren Einteilung die Basis des
Mittleren Muschelkalks.
Im Gegensatz dazu setzt nach BECKER et al. (1997) der Mittlere Muschelkalk in der Forschungs-
bohrung Ühlingen erst mit dem Auftreten von homogenen, massiven Dolomiten und Dolomit-
mergelsteinen ein. Die lithostratigraphische Gliederung orientiert sich damit an der von vielen
Autoren einheitlich gezogenen, älteren Muschelkalkgrenze unterhalb des Basisdolomits
(VOLLRATH 1923, LODEMANN 1956, SCHWARZ 1970 u. 1985, SCHWEIZER & KRAATZ 1982,
FRIEDEL 1988, etc.). Zur besseren Vergleichbarkeit der Profile wird unter Bezugnahme auf
SCHWARZ (1970) in der vorliegenden Arbeit an dieser Grenzziehung festgehalten (s. Kap. 1.3.3).
4.4.4 Schwerminerale
Als Schwerminerale werden Minerale mit einer Dichte > 2,85 g/cm3 bezeichnet (FÜCHTBAUER
1988). Nach HOHL (1985) beträgt die Dichte von Schwermineralen > 2,9 g/cm3. Für die nach-
stehend genannten Minerale werden von RÖSLER (1991) die folgenden mittleren Dichten ange-
geben: Hämatit: 5,25 g/cm3, Goethit: max. 5,30 g/cm3, Pyrit: 5,10 g/cm3, Bleiglanz: 7,50 g/cm3,
Zinkblende: 4,05 g/cm3. Das in Kapitel 4.1 beschriebene Karbonatmineral Siderit ist mit einer
mittleren Dichte von 3,80 g/cm3 ebenfalls ein Schwermineral.
4.4.4.1 Hämatit
Hämatit (α-Fe2O3) tritt in der unlöslichen Silt- und Tonfraktion der Bohrungen Lengfurt, Pforz-
heim, Ühlingen und Obernsees im Bereich der Röt/Muschelkalkgrenze auf (Proben: LF 88,45;
LF 89,50; PF 72,28; PF 73,02; UE 106,90; UE 107,60; UE 108,40; UE 111,40; OS 801,50). Er
kann anhand seiner relativ schwach erscheinenden Hauptreflexe bei 33,1 und 35,6 °[2ϑ] identi-
fiziert werden und ist häufig an die Tonmineralfraktion gebunden.
In der küstennahen Muschelsandstein-Fazies des Bohrprofils Mersch kommt Hämatit in höhe-
ren Gehalten in der gesamten Abfolge vor und ist oft in intensiv rot gefärbten, tonigen Zwischen-
schichten angereichert. Das Mineral konnte hier über die orbicularis-Schichten hinaus bis in
den Mittleren Muschelkalk hinein nachgewiesen werden. Am Südostrand des Schwarzwalds
(Bohrprofil Waldshut) ist Hämatit dagegen in den Basisschichten des Mittleren Muschelkalks
nicht enthalten. FRIEDEL (1988) beschreibt das akzessorische Auftreten von idiomorphem,
tafeligem Hämatit inzwischen von Gipskristallen aus dem Mittleren Muschelkalk des Unteren
Neckargebiets.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 74
Die auffällig rote Gesteinsfarbe der Randfazies- und Rötsedimente ist stets mit einer Akkumula-
tion von feinverteiltem Hämatit in der säureunlöslichen Fraktion < 63 µm verbunden (vgl. HINZE
1967). Auch nach den von SCHWARZ (1977) sowie FRANKE & PAUL (1982) durchgeführten
Untersuchungen entsteht die Rotfärbung bei einem Fe (III)-Gehalt von mindestens 2%. Sie
wird von diesen Autoren ebenfalls auf die Anwesenheit von Hämatit zurückgeführt (s.a. LIPPMANN
1956). Nach GUDDEN & SCHMID (1985) enthalten die Sedimente des Buntsandsteins in der
Forschungsbohrung Obernsees durchschnittlich 3,4 % Fe2O3.
Der häufig zu beobachtende Wechsel zu violettroten Tönen wird nach HOOKS & INGRAM (1955)
durch eine unterschiedliche Korngröße bzw. einen wechselnden Agglomerationsgrad der Hä-
matit-Aggregate verursacht. Der Farbumschlag zu den einheitlich grau gefärbten Karbonaten
des Unteren Muschelkalks vollzieht sich mit zunehmender Verdünnung durch die Karbonat-
phase, d.h. mit abnehmender Mineralkonzentration. Abgesehen von der Bohrung Mersch konn-
te Hämatit in den höheren Bereichen des Unteren Muschelkalks nur in der Bohrung Obernsees
nachgewiesen werden.
Von PAUL & FRANKE (1977) wird die Entstehung von Hämatit auf eine diagenetische Umbil-
dung primär gebildeter Eisenoxide bzw. Hydroxide zurückgeführt, die ursprünglich ebenfalls an
die Tonfraktion gebunden waren. Diese Annahme deckt sich mit Untersuchungen an rezenten
Flußsedimenten, bei denen in der Kornfraktion < 20 µm eine Umkrustung der Mineralpartikel
mit schwerlöslichen Hydroxidüberzügen beobachtet werden konnte (sog. „metallic coatings“
FÖRSTNER & MÜLLER 1974).
Die Vergesellschaftung kolloidaler Eisenverbindungen mit blättchenförmigen Tonmineralteilchen
ist auf deren große spezifische Oberfläche und ihr hohes Adsorptionsvermögen zurückzuführen
(s.a. KUNTZE et al. 1994). Der detritische Tonmineraleintrag spielt damit für den Antransport
von Eisenverbindungen eine wichtige Rolle. Nach CARROLL (1958) ist beim Eintritt der
umkrusteten Phyllosilikatteilchen ins marine Milieu nicht mit einer Auflösung der Eisenbeläge
zu rechnen.
Als primär sedimentierte Eisenverbindung kommt vor allem Ferrihydrit (Fe5HO8 · 4H2O) in
Frage. Ferrihydrit tritt als Verwitterungsprodukt hauptsächlich in semiariden bis wechselfeuchten
Klimazonen auf und entsteht bei der Zersetzung eisenhaltiger Phyllosilikate (z.B. Biotit, HELING
1988). Der Phasenübergang nach Hämatit erfolgt im Gegensatz zu Goethit (α-FeOOH) über
Dehydratation und interne Umstrukturierung und nicht über einen Lösungs-Fällungs-Prozeß
(FEITKNECHT & MICHAELIS 1962). Die Entstehung von Hämatit wird durch einen Temperatur-
anstieg sowie niedrige H2O- und Corg-Gehalte begünstigt.
Auf Grundlage der von SCHWERTMANN & MURAD (1983) durchgeführten experimentellen Ana-
lysen verläuft die Reaktion über einen kompetitiven Mechanismus, wobei das Kristallwachstum
stark vom pH-Wert abhängig ist. Der maximale Hämatitanteil wird zwischen pH 7 und 8 er-
reicht.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 75
4.4.4.2 Goethit
Das häufige Auftreten von Eisenhydroxid-Verbindungen konnte insbesondere in den unlösli-
chen Rückständen der Forschungsbohrung Obernsees beobachtet werden. Im Bereich der Mitt-
leren Mergel (765 - 775 m), der Schiefertonfolge (775 - 785 m) sowie im oberen Teil des Muschel-
sandsteins sind die Proben der Silt- und Tonfraktion durch eine auffällige gelbe bis gelbrote
Färbung gekennzeichnet. Diese Tatsache steht im Gegensatz zur der vorwiegend grauen Fär-
bung der Gesamtgesteinsproben (vgl. EMMERT et al. 1985) und läßt auf eine Anreicherung von
Eisenhydroxid-Verbindungen in den Feinfraktionen schließen.
In Anbetracht der im Diffraktometerspektrum auftretenden undeutlichen Reflexe bei 21,2°, 33,2°,
35,9° und 36,6 °[2ϑ] wird die Rotfärbung der Rückstände wohl durch schlecht kristallisierten
Goethit (
α−
FeOOH) bzw. Ferrihydrit (Fe5HO8 · 4H2O) verursacht. Eine eindeutige Bestimmung
ist jedoch aufgrund der niedrigen Gehalte, der hohen Massenschwächungskoeffizienten sowie
der koinzidierenden Reflexserien von Quarz und Illit schwierig.
In den übrigen Bohrprofilen tritt Goethit wesentlich seltener auf (z.B. LF 3,80; LF 4,05; LF
62,90; LF 81,75; PF 6,55; PF 9,65; PF 14,85; PF 23,15; PF 23,28; PF 35,27; PF 68,73; PF 69,70;
UE 63,60; UE 65,65). Analog dazu zeigen die unlöslichen Rückstände eine geringere Gelb-
färbung. Im Bohrkern Pforzheim konnte Goethit anhand seines deutlich in Erscheinung treten-
den Hauptreflexes bei 21,2 °[2ϑ] eindeutig identifiziert werden. Das Mineral besitzt hier offen-
sichtlich eine höhere Kristallinität. Im Bohrprofil Mersch wird es dagegen nahezu vollständig
durch Hämatit vertreten, die Goethitgehalte liegen hier im Bereich der röntgenographischen
Nachweisgrenze. Im Bohrprofil Waldshut konnte das Mineral nicht identifiziert werden.
Das Auftreten von Goethit wird von PAUL & FRANKE (1977) als Produkt einer diagenetischen
Dedolomitisierung angesehen. Aufgrund günstiger Ionenradien-Verhältnisse wird zunächst Fe
(II) in die Dolomitstruktur eingebaut. Während der Dedolomitisierungsphase wird dieser Eisen-
anteil wieder freigesetzt und sekundär zu Fe (III) oxidiert. Die gelbe Verwitterungsfarbe der
Grenzgelbkalke ist daher an eine erhöhte Konzentration von Brauneisen gebunden, welches
mikrokristalline Calcit-Individuen als Imprägnation umgibt.
Eine ähnliche Theorie wird auch von LUKAS & WENZEL (1988) vertreten und auf alle gelb-
gefärbten Kalke des Unteren Muschelkalks bezogen (s.a. LUKAS 1992). Auch SCHÜLLER (1967)
beschreibt das Auftreten von Brauneisen als Umrandung von Pseudooiden, in denen Dolomit
durch Calcit verdrängt wurde. Die dolomitischen Pseudooide zeigen diesen Effekt nicht. Im
Gegensatz dazu führt FÜCHTBAUER (1950) die Gelbfärbung der Kalke auf eine Zersetzung von
Magnetitkörnern zurück.
Goethit entsteht im Verwitterungsmilieu bevorzugt aus einwertigen Fe (III)-Ionen durch Keimung
und Kristallwachstum direkt aus der Lösung. Die Fe3+-Ionen entstammen entweder der oxidativen
Hydrolyse primärer Eisen(II)-Silikate oder der Auflösung weniger stabiler Eisen(III)-Verbin-
dungen wie z.B. Ferrihydrit (SCHWERTMANN 1993). Im Gegensatz zu Hämatit ist Goethit auch
unter extremen pH-Bedingungen stabil. Im Verlauf der Umbildungsreaktion aus Ferrihydrit be-
obachteten SCHWERTMANN & MURAD (1983) bei pH 4 und pH 12 maximale Goethit-Konzen-
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 76
trationen. Goethit könnte somit auch als primär entstandenes Verwitterungsprodukt sedimen-
tiert worden sein.
Nach den experimentellen Untersuchungen von SINGH & KODAMA (1994) ist die Bildung von
Goethit aus Fe-reichen Verwitterungslösungen im marinen Milieu unwahrscheinlich. Die An-
wesenheit von Chlorid-Ionen behindert die unmittelbare Kristallisation der α-FeOOH-Struktur
und bewirkt eine primäre Bildung der tetragonalen
β
-FeOOH-Modifikation Akaganeit. Diese
kann über Auflösungs- und Rekristallisationsprozesse in Hämatit umgewandelt werden (LAGALY
et al. 1997).
Nach SCHRÖCKE & WEINER (1981) geht Goethit erst mit steigender Temperatur unter Abspal-
tung von Wasser in Hämatit über, wobei bei 70 °C und 1atm Wasserdruck beide Minerale ko-
existieren. Die hohen Hämatit-Konzentrationen der Bohrung Mersch deuten insofern auf einen
sekundären Umwandlungsprozeß hin.
Die Verteilung der Eisenoxide läßt einen paläogeographischen Zusammenhang mit der
Biotitverwitterung erkennen (Kap. 4.4.5.1). Aufgrund vollständiger chemischer Zersetzung tritt
Biotit in der Tonfraktion nicht auf und ist auch in den meisten Proben der Siltfraktion nicht
nachweisbar. Nach SCHWERTMANN (1993) wird das bei der Biotitverwitterung freigesetzte Fe2+
nur zu einem geringen Teil wieder in Tonminerale eingebaut. Der weitaus größere Anteil fällt
während des Transports im fluviatilen Milieu als schwerlösliches Fe(III)-Oxid aus (SCHEFFER
& SCHACHTSCHABEL 1989). Die hohe Koagulationsneigung dieser Verbindung führt beim Ein-
tritt ins marine Milieu offensichtlich zu einer Anreicherung im Küstenbereich, die sich über die
hohen Eisenoxidgehalte der Bohrungen Obernsees (Goethit) und Mersch (Hämatit) nachvoll-
ziehen läßt. Eine Umkristallisation nach Hämatit könnte im Profil Obernsees durch höhere Corg-
Gehalte oder niedrigere Temperaturen behindert worden sein (vgl. SCHWERTMANN 1993).
Die metastabile Mineralphase Lepidokrokit (γ-FeOOH) konnte im Rahmen der durchgeführten
Analysen nicht identifiziert werden. Goethit wurde von KLEINSCHNITZ (1996) auch im Unteren
Muschelkalk der Querfurter Mulde (Sachsen-Anhalt) nachgewiesen. Die möglichen Um-
wandlungspfade der Eisenoxide sind im Anhang dargestellt (Taf. 10, Fig. 1).
4.4.4.3 Pyrit
Pyrit (FeS2) tritt in ca. 80% der nichtkarbonatischen Ton- und Siltfraktionen auf und konnte
anhand seiner Hauptreflexe bei 28,5°, 33,1° und 56,3 °[2ϑ] bestimmt werden.
Während Pyrit im Liegenden der orbicularis-Schichten als akzessorisches Begleitmineral in
nahezu allen Rückstandsproben der Bohrungen Lengfurt, Pforzheim, Ühlingen und Obernsees
vertreten ist, ist es in diesen Profilen im oberen Teil der Abfolge (Grenzbereich zum Mittleren
Muschelkalk) nicht vorhanden.
Im Bohrprofil Waldshut erscheint Pyrit ausschließlich unterhalb des Basisdolomits und ist im
Hangenden der Probe WA 79,55 nicht mehr nachweisbar (Abb. 4.12).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 77
Pyrit (110)
31 32 33 34
°[2ϑ]
Siltfraktion Waldshut
mm
mu
75,40 m
77,90 m
76,70 m
78,70 m
80,75 m
81,80 m
83,30 m
87,00 m
87,70 m
79,55 m
82,70 m
85,00 m
88,90 m
89,80 m
- Mergel
Grund-
anhydrit
Basis-
dolomit
orb.
Geislinger
Bank
80 m
90 m
85 m
75 m
mm
mu
Abb. 4.12: Pyritgehalte in der Siltfraktion der Kernbohrung Waldshut (Grenze Unterer/Mittlerer Muschelkalk).
Nach FÜCHTBAUER & RICHTER (1988) handelt es sich bei Pyrit um eine authigene Mineral-
neubildung, die unter reduzierenden Bedingungen in marinem Porenwasser entsteht. Aus dem
Eisengehalt der detritischen Primärminerale bildet sich unter bakterieller Reduktion des im Meer-
wasser enthaltenen Sulfats über die Zwischenglieder Mackinawit (Fe3S4) und Greigit (Fe1+xS)
bereits im frühdiagenetischen Stadium Pyrit (SEIM 1990).
Pyrit kann entweder feinverteilt oder in Form von Konkretionen auftreten. SCHÜLLER (1967)
beobachtete im Unteren Muschelkalk Nordhessens das Auftreten idiomorpher, weniger µm gro-
ßer Pyritkristalle im Zentrum von fossilisierten Foraminiferen. Unter oxidierenden Bedingun-
gen ist durch Ablauf der Hydrolisationsreaktion
4 FeS2 + 10 H2O + 15 O2 → 4 FeOOH + 8 H2SO4
auch eine spätere Umwandung von Pyrit in Goethit möglich.
Aufgrund der sehr hohen Massenschwächungskoeffizienten liegen die diffraktometrischen Nach-
weisgrenzen der Minerale Hämatit, Goethit und Pyrit für CuKα-Strahlung bei max. 2 - 3%.
Nach BRINDLEY (1980) können die folgenden Daten zugrundegelegt werden: Hämatit: 215,9
cm2/g; Goethit: 195,0 cm2/g; Pyrit: 190,9 cm2/g.
4.4.4.4 Bleiglanz (Galenit)
Von BECKER et al. (1997) wurde das Auftreten von feinverteiltem Bleiglanz (Galenit, PbS) in
den Liegenden Deckbänken der Forschungsbohrung Ühlingen-2 beschrieben. In den untersuch-
ten Proben UE 100,30, UE 101,10 und UE 102,30 konnte das Mineral röntgenographisch nicht
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 78
identifiziert werden. Die Siltfraktion des unlöslichen Rückstands (Probe UE 101,10) zeigt je-
doch eine erhöhte Pyritkonzentration (Hauptreflex: 33,1 °[2ϑ]).
4.4.4.5 Zinkblende (Sphalerit)
In der Bohrung Obernsees konnte in einer Probe Zinkblende (Sphalerit, ZnS) nachgewiesen
werden. Die Anreicherung befindet sich im Bereich des Basisdolomits an der Grenze Unterer/
Mittlerer Muschelkalk und tritt in der Siltfraktion der Probe OS740,60 auf. Sphalerit erscheint
mit deutlichen Interferenzen bei 28,6°, 47,5° und 56,3 °[2ϑ]. Die Erzführung der Probe ist ma-
kroskopisch nicht erkennbar. Das Mineral liegt in feinverteilter Form vor.
Die Metallführung der Forschungsbohrung Obernsees wurde bereits im Jahr 1983 untersucht
(GUDDEN & SCHMID 1985). Von GUDDEN & SCHMID wirde diese Vererzungszone nicht erwähnt
(s. EMMERT 1985, EMMERT et al. 1985, GUDDEN & SCHMID 1985, SCHWARZ 1985).
Int. [cps]
°[2ϑ]
0
1000
2000
3000
4000
10 20 30 40 50 60 70
JCPDS/PDF Nr. 5-0566: ZnS - Sphalerite, syn.Probe: OS 740,60
Sphalerit (200)
Sphalerit (111)
Sphalerit (311)
Sphalerit (400)
Sphalerit (200)
Abb. 4.13: Sphalerit in der Probe OS 740,60 (Röntgenspektrum der Siltfraktion).
Bei dem schichtgebundenen Zinkblende-Vorkommen handelt sich mit großer Wahrscheinlich-
keit um eine synsedimentär entstandene Anreicherung, die auf die Mobilisation von Bunt- bzw.
Schwermetallionen bei der Abtragung des vindelizischen Kristallins zurückzuführen ist. Im Be-
reich der Beckenränder ist eine Entstehung erzführender Horizonte somit nicht ungewöhnlich.
Zinkvererzungszonen wurden u.a. aus dem Unteren Muschelkalk bei Wiesloch beschrieben,
wobei deren Entstehung auf die Bruchtektonik der Rheingraben-Randverwerfung zurückge-
führt werden kann. Kleinere Vorkommen von Zinkblende wurden auch im obersten Wellenkalk
von Niedernhall (Hohenloher Land) abgebaut (s.a. HAGDORN & SIMON 1988).
Am Gesamtgestein der Probe OS740,60 wurden mittels quantitativer Röntgenfluoreszenzanalyse
die folgenden Metallkonzentrationen bestimmt:
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 79
Tab. 4.1: Schwermetallgehalte der Probe OS 740,60, Angaben in ppm:
Zn Fe Ni Pb Cu Cr
8750 6520 42 28 22 20
4.4.5 Phyllosilikate
Phyllosilikate sind Schichtsilikate, deren mehrlagige silikatische Blattstruktur durch parallel
angeordnete [SiO4]-Tetraeder- und [M(O,OH)6]-Oktaederschichten aufgebaut wird (LAGALY &
KÖSTER 1993). Mit Ausnahme von Biotit und Muskovit fallen die im folgenden genannten Mi-
nerale aufgrund ihrer medianen Korngröße < 2 µm auch in die Gruppe der Tonminerale.
4.4.5.1 Biotit
Der auch als Dunkelglimmer bezeichnete Biotit ist ein trioktaedrisches Dreischichtsilikat der
Mischkristallreihe Phlogopit - Annit (KMg3[(OH, F)2/AlSi3O10] - KFe3[(OH)2/AlSi3O10]). Biotit
besitzt ein Mg/Fe-Verhältnis von ca. 3 : 2, in der Tetraederschicht sind 25% des Si4+ durch Al3+
substituiert. Innerhalb der Mischkristallreihe Phlogopit - Annit vollzieht sich der Wechsel des
Chemismus über einen diadochen Ersatz von Mg2+ durch Fe2+ in den Oktaederschichten.
Biotit konnte ausschließlich in der säureunlöslichen Kornfraktion > 63 µm identifiziert werden.
Unter dem Auflichtmikroskop wurde in einigen Proben das Auftreten bräunlich gefärbter, idio-
morpher Glimmerblättchen beobachtet, die an ihren Rändern Entfärbungszonen aufweisen. Dies
ist auf verwitterungsbedingte Lösungserscheinungen zurückführen, die von den Randbereichen
aus in Richtung der Kristallzentren verlaufen.
Die Entfärbung wird durch das sukzessive Herauslösen der in oktaedrischer Koordination ge-
bundenen Fe2+- und Mg2+-Ionen verursacht. Als auschlaggebende Faktoren kommen hierbei vor
allem ein niedrigerer pH-Wert bzw. ein höherer Sauerstoffzutritt im nichtmarinen Milieu in
Betracht. Die Biotite der Kornfraktion >63 mm können aufgrund dessen als detritische Bildun-
gen aufgefaßt werden.
Die randliche Entfärbung detritischer Biotite wurde bereits von FÜCHTBAUER (1950) aus den
mikroskopisch analysierbaren Fraktionen des Göttinger Muschelkalks beschrieben. Sehr ähnli-
che Entfärbungserscheinungen konnten auch in der tertiären Molasse des nördlichen Alpenvor-
landes beobachtet werden (FÜCHTBAUER 1963). In den brackisch-marinen Sedimenten zeigten
typisch rotbraun gefärbte granitische Biotite an den Rändern sowie an Einkerbungen grünlich-
trübe Verfärbungen. In den Sedimenten der Süßwassermolasse dagegen konnte Biotit aufgrund
fortgeschrittener Zersetzung in seiner ursprünglichen Farbgebung nicht mehr nachgewiesen
werden. FÜCHTBAUER (1963) folgerte daraus, daß der Erhaltungszustand von Biotiten im we-
sentlichen von der Verweilzeit im limnisch-fluviatilen Milieu abhängig ist. Sowohl Abtragungs-
als auch Transportgeschwindigkeit sind hierfür entscheidende sedimentologische Faktoren.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 80
Im Vergleich zu Muskovit verhält sich Biotit gegenüber Verwitterungseinflüssen wesentlich
weniger stabil. Das Endstadium der chemischen Zersetzung wird durch einen Zerfall in
Eisenhydroxide und Tonminerale markiert. Nach HEIM (1990) sowie JASMUND (1993) ist eine
Umwandlung in Hydrobiotit, Vermiculit, Illit/Muskovit und Chlorit möglich. Beim Eintritt ins
marine Milieu wird die Biotitstruktur offensichtlich durch den ansteigenden pH-Wert und die
höhere Mg-Ionenbelegung restabilisiert.
In der säureunlöslichen Silt- und Tonfraktion konnten mittels Röntgendiffraktometrie keine Biotite
nachgewiesen werden. Seine Existenz ist jedoch nicht völlig auszuschließen, da Biotit auf Grund-
lage der Basisflächenabstände nicht eindeutig von Muskovit oder Illit zu unterscheiden ist. Die
Position der gemessenen 060-Reflexe (1,502 - 1,503 Å) spricht dabei eher für Muskovit bzw.
Illit (dioktaedrische 10 Å-Struktur, s. Kap. 4.4.5.3).
Aufgrund des zu erwartenden hohen Zerkleinerungsgrads und der mit der Korngröße abneh-
menden Verwitterungsresistenz kann für die untersuchten Proben der Tonfraktion von einer au-
ßerordentlich geringen Biotitkonzentration ausgegangen werden. Auch nach HEIM (1990) tritt
Biotit in der Tonfraktion gewöhnlich nicht mehr auf.
4.4.5.2 Muskovit
Das Mineral Muskovit (Hellglimmer, KAl2[(OH, F)2/AlSi3O10]) zählt aufgrund der 2/3-Beset-
zung seiner Hydroxid-Oktaeder mit Al3+ zu den dioktaedrischen Dreischichtstrukturen. Wie bei
Biotit sind in der Tetraederschicht ca. 25% des Si4+ durch Al3+ ersetzt. Als Ladungsausgleich
werden zwischen den Dreischichtpaketen Kaliumionen eingebaut, die sich in einem pseudo-
hexagonalen Ring aus SiO4-Tetraedern befinden.
Nach NEWMAN & BROWN (1987) liegt der K2O-Gehalt von Muskovit bei ca. 9 - 12 %. Die
Stabilitätsgrenze von Muskovit wird im Vergleich zu Biotit schon bei deutlich niedrigeren Tem-
peraturen erreicht. Das Mineral kann dadurch aus einer granitischen Schmelze nur unter we-
sentlich höherem H2O-Druck auskristallisieren (SCHRÖCKE & WEINER 1981).
Abb. 4.14: a) Dehnung und Rißbildung in einer Hellglimmerlage aufgrund diagenetischer Kompaktion.
b) Großer verbogener Muskovitkristall (0,6 x 0,4 mm) mit unregelmäßig geformten Rändern.
b) OS 801,50a) LF 12,15
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 81
Muskovit kommt zusammen mit Illit stets in der Siltfraktion des unlöslichen Rückstands vor
und ist zusammen mit Quarz das mengenmäßig dominierende Mineral. In der Fraktion > 63 µm
tritt Muskovit in Form großer, zum Teil verbogener, meist unregelmäßig begrenzter Kristalle
auf (Abb. 4.14 a). Die Muskovit-Partikel zeigen häufig deutliche Anzeichen postsedimentärer
Beanspruchung, wobei kompaktionsbedingte Dehnungsstrukturen beobachtet werden konnten
(Abb. 4.14 b). Aufgrund dieser morphologischen Erscheinungsform lassen sich die Muskovite
der Grobfraktion (>63 µm) eindeutig als detritische Minerale identifizieren.
Muskovite sind im Gegensatz zu Biotiten relativ verwitterungsbeständig. Ihre Kaliumionen kön-
nen im Zuge der chemischen Zersetzung durch Hydroniumionen (H3O+-Moleküle) ersetzt wer-
den, was zur Bildung von Illit („Hydromuskovit“) bzw. im sauren Milieu zur Bildung von Kaolinit
führt. Nach den TEM-Untersuchungen von BANFIELD & EGGLETON (1990) vollzieht sich die
Verwitterung von Muskoviten über die Bildung ungeordneter Illit/Smektit-Wechsellagerungs-
folgen mit relativ hohem Illitanteil (vgl. JASMUND 1993). Da die Umwandlung zu Illit lediglich
mit einer sehr geringen Änderung des Basisflächenabstands verbunden ist, bleibt der strukturel-
le Bau des Muskovitgitters weitgehend erhalten (RÖSLER 1991).
In den submikroskopischen Feinfraktionen ist daher eine röntgenographische Unterscheidung
von feinkörnigem Muskovit und Illit nicht möglich. Im Hinblick auf die mangelnde Differenzier-
barkeit dieser Minerale wird die 10 Å-Struktur in der vorliegenden Arbeit auch als Illit/Muskovit
bezeichnet.
4.4.5.3 Illit
Nach S
´RODO´
N & EBERL (1984) handelt es sich bei Illit um ein Tonmineral ohne Wechsellagerungs-
struktur (Ir = 1), das im Vergleich zu Hellglimmer weniger K+ und mehr H3O+ enthält. Es kann
daher als Hydromuskovit in Tonteilchengröße aufgefaßt werden (s.o.). Nach RÖSLER (1991)
liegt der K2O-Gehalt von Illiten zwischen 2 und 9 %.
Von vielen Autoren wird Illit dagegen als das in geringem Maße quellfähige Endglied der Illit/
Smektit-Wechsellagerungsreihe angesehen, in der die maximal quellfähige Form ein reiner
Smektit ist (z.B. HOWER & MOWATT 1966). Diese Definition entspricht weitgehend den realen
Gegebenheiten, da die meisten natürlich vorkommende Illite smektitische Anteile <5 % besit-
zen (REYNOLDS 1980).
Illit ist ein dioktaedrisches Dreischichtmineral ((K, H3O)Al2[(OH)2/AlSi3O10]) mit einem Basis-
flächenabstand von ca. 10 Å. Nach den Untersuchungen von WEAVER & POLLARD (1973) wird
im Vergleich zu Muskovit in den Tetraederschichten des Illits nur die Hälfte des Aluminiums
eingebaut. Die Zentren der Oktaederschichten sind in der Regel zu etwa einem Achtel mit Mg2+
bzw. Fe2+ besetzt (WEAVER & POLLARD 1973).
Illit konnte in den Texturpräparaten der Tonfraktion anhand seiner Interferenzreflexe erster bis
fünfter Ordnung nachgewiesen werden (10 Å, 5Å, 3,3 Å, 2,5 Å und 2,0 Å). Das Mineral tritt
vom Oberen Buntsandstein bis in den Mittleren Muschelkalk hinein in allen analysierten
Rückstandsproben auf und bildet den quantitativen Hauptanteil der Tonfraktion. Bezogen auf
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 82
das gesamte Probenkollektiv schwankt der quantitative Anteil von Illit in der Tonfraktion zwi-
schen 46 und 96 % (s. Kap. 4.5.1). Diese Beobachtung deckt sich weitgehend mit den zuvor
durchgeführten Bearbeitungen, wobei von keinem der nachstehend genannten Autoren illitfreie
Rückstandsproben beschrieben wurden (FÜCHTBAUER 1950, LIPPMANN 1956, BECHER 1965,
STARKE 1970, TRUCKENBRODT 1976, MEYERING 1986, SCHRÖDER 1987, LIPPMANN & BERT-
HOLD 1992, GENG 1995, KLEINSCHNITZ 1996).
Aufgrund der Lage der 060-Interferenzen (1,502-1,503 Å) handelt es sich bei den Illiten des
Unteren Muschelkalks stets um die dioktaedrische Varietät. Ihr Kaliumgehalt liegt zwischen 5
und 6 % (Kap. 4.8.2, Tab. 4.8). Bezüglich der quellfähigen Anteile treten sowohl innerhalb der
Abfolgen als auch von Profil zu Profil signifikante Abweichungen auf (Kap. 4.4.5.4, Kap. 4.5).
Nach den Untersuchungen von LIPPMANN & BERTHOLD (1992, Profil Geislingen am Kocher),
kommt Illit im Unteren Muschelkalk hauptsächlich als 1 Md-Struktur vor. Aufgrund der schwa-
chen Ausbildung der (112)- und (11¯
2)-Interferenzen wird auch die Existenz einer 1 M-Modifi-
kation angenommen, deren quantitativer Anteil durch Vergleich der (112)- und (13¯
3)-Intensitäten
auf eine Größenordnung von 10 % geschätzt wird. Die Autoren werten das gemeinsame Auftre-
ten der 1 Md- und 1 M-Polytypie als Indiz für eine detritische Herkunft. Für den Großteil der
Illite wird somit eine Anlieferung durch Abtragung älterer Sedimente als wahrscheinlich erach-
tet (LIPPMANN & BERTHOLD 1992).
Im Gegensatz dazu führen die im Rahmen der vorliegenden Arbeit gemessenen Röntgenspektren
(hkl-Reflexe von Pulverpräparaten) zu dem Ergebnis, daß die Illite des Unteren Muschelkalks
auch in der 2 M1-Modifikation vorliegen (vgl. TRUCKENBRODT 1976). Die röntgenographischen
Daten weisen dabei auf eine Koexistenz der 1 M- und 1 Md-Polytypen hin. Die Reflexserien der
nahezu reinen Illitpräparate (s. Anhang, Taf. 10, Fig. 2) konnten mittels des JCPDS/PDF-Stan-
dards Nr. 26-0911 indiziert werden. Nach SEKINO et al. (1973) handelt es sich hierbei um einen
2 M1-Illit, der aufgrund seines minimalen smektitischen Anteils auf die Behandlung mit
Ethylenglykol kaum reagiert (Reflexverschiebung: 0,1 Å; SEKINO et al. 1973).
Nach RÖSLER (1991) kommen Muskovite am häufigsten als monoklin prismatische 2 M-Struktur-
varietät vor, wogegen Illite vorzugsweise in Form des monoklinen 1 Md- bzw. 1 M-Polytyps
auftreten. Auch nach HEIM (1990) entspricht der 2 M1-Polytyp der Hochtemperaturmodifikation
von Muskovit. BAILEY (1980) weist jedoch darauf hin, daß nach den Untersuchungen von
LEVINSON (1955) bei Muskovit und Illit prinzipiell identischen Strukturvarianten auftreten kön-
nen (s.a. MOORE & REYNOLDS 1997).
In der Tonfraktion von Sedimenten können somit feinkörnige detritische Illite und Muskovite
neben sekundär gebildeten Illiten vorkommen. Aufgrund ihres eventuell identischen Struktur-
typs ist eine eindeutige röntgenographische Unterscheidung dieser Phasen nicht möglich. Auch
nach KÖSTER (1993) können auf Basis der polytypen Strukturvarietäten keine zweifelsfreien
Aussagen über die Herkunft der Illite gemacht werden. Wie von INOUE et al. (1987 u. 1988)
gezeigt werden konnte, treten dagegen während der diagenetischen Umwandlung von I/S-
Wechsellagerungsstrukturen in Illite unterschiedliche Polytypen auf (s. Kap. 4.4.5.4).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 83
Im Rahmen der rasterelektronenmikroskopischen Untersuchungen konnten im Unteren Muschel-
kalk drei morphologische Erscheinungsformen beobachtet werden. Wie Abbildung 4.15 zeigt,
treten meist Individuen mit rundlichen, unregelmäßig geformten Rändern (a) auf, die häufig
wolkenartig zu polykristallinen Aggregaten verwachsen sind (s.a. Anhang, Taf. 7, Fig. 1 u. 2).
Daneben lassen sich hexagonal geformte Blättchen (c) identifizieren, die eine relativ einheitli-
che Größe von ca. 2,5 µm besitzen. Sie zeigen zum Teil Verwachsungen parallel zur Basisfläche
(s.u.). Vereinzelt kommen auch leistenförmige Partikel (b) vor, deren mengenmäßiger Anteil
jedoch deutlich geringer ist. In dem in Abbildung 4.15 dargestellten Illitpräparat treten diese
drei morphologischen Formen nebeneinander auf.
c
c
c
ba
a
Abb. 4.15: Polykristalline Illitaggregate mit unregelmäßiger, pseudohexagonaler bzw. leistenförmiger Morpho-
logie, zum Teil basisparallel verwachsen. Probe LF 64,60, REM-Aufnahme der an Illit angereicherten Fraktion.
Auf Grundlage dieser Beobachtungen sowie der röntgenographischen Daten kann angenommen
werden, daß es sich bei (a) um einen 1 Md- und bei (b) um einen 1 M-Polytyp handelt. Die 2 M1-
Modifikation wird durch die hexagonale Form (c) repräsentiert (s.o.). Eine intensive Verwach-
sung der Illitaggregate wurde auch von LIPPMANN & BERTHOLD (1992) beobachtet. Nach KÖSTER
(1993) können sich solche Verwachsungen über mehrere 100 Å in der Blättchenebene erstrecken.
Wie bereits diskutiert, läßt die Bestimmung der Strukturvarietäten keine zweifelsfreien Rück-
schlüsse auf die Herkunft der Illite zu. Dagegen konnte durch isotopische Datierung von an Illit
angereicherten Präparaten nachgewiesen werden, daß ein erheblicher Anteil dieser Illite authigen
entstanden ist (Kap. 4.8).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 84
4.4.5.4 Illit-Smektit
Als Illit-Smektite werden unregelmäßige, zum Teil auch nahezu geordnete Wechsellagerungen
bezeichnet, die sowohl aus nicht quellfähigen Illitschichten als auch quellfähigen Smektitschichten
bestehen (KÖSTER 1993). Ihr Ordnungsgrad und ihre chemische Zusammensetzung ist oft sehr
unterschiedlich. Illit-Smektite besitzen eine geringe Korngröße und können bei Na+-Belegung
der Zwischenschichtkationen in Wasser zu sog. fundamental particles zerfallen, die aus mehre-
ren Silikatschichten bestehen können (vgl. NADEAU et al. 1984). In der Natur treten Illit-Smektite
oft in Sedimentgesteinen auf. Sie werden auch als I/S-mixed-layer bzw. I/S-Wechsellagerungs-
minerale bezeichnet (REYNOLDS 1980, KÖSTER 1993, MOORE & REYNOLDS 1997).
Im Unteren Muschelkalk kommen Illit-Smektite relativ häufig vor. Unter dem Rasterelektronen-
mikroskop konnten sehr kleine, unregelmäßig begrenzte Blättchen identifiziert werden (Abb.
4.16). Im Kleinwinkelbereich der Illit-(001)-Reflexe ist oft eine asymmetrische Reflex-
verbreiterung erkennbar, die durch Reflex-Modellierung aufgelöst werden kann. Da in keiner
der Proben durch Glykolisieren ein scharfer Reflex bei ~ 17 Å erzeugt werden konnte, liegt der
maximale Smektitanteil der I/S-Wechsellagerungen im Unteren Muschelkalk bei ca. 50 % (MOO-
RE & REYNOLDS 1997). In der Tonfraktion der analysierten Rückstandsproben ist der smektitische
Anteil daher meist gering.
Es gibt kaum Hinweise auf die Existenz einer eigenständigen Smektitphase. Nach der Behand-
lung mit Ethylenglykol konnte nur in sehr wenigen Proben ein schwacher Reflex bei ~17Å
beobachtet werden (Abb. 4.17 c).
a
a
Abb. 4.16: Runde, unregelmäßig begrenzte Illit-Smektitblättchen, Größe: 0,2-0,5 µm,
REM-Aufnahme der Probe PF 23,30 (1 Md-Polytyp, s. MOORE & REYNOLDS 1997).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 85
Die Halbwertsbreite der Illit-(001)-Reflexe wird durch die Existenz von I/S-Wechsellagerungen
stark beeinflußt. Abbildung 4.17 a - c zeigt charakteristische Reflexformen aus unterschiedli-
chen Profilabschnitten.
Im Gegensatz dazu wird die Breite der Illit-(002)-Reflexe durch das Auftreten von Illit-Smektiten
nicht beeinflußt. Der smektitische Anteil läßt sich somit über die Differenz der Halbwertsbreiten
quantifizieren (KÖSTER 1993). Durch die Behandlung mit Ethylenglykol wird der Illit-(001)-
Reflex auf seine normale Breite reduziert und repräsentiert dann den Anteil an nicht quellfähigem,
reinem Illit (Abb. 4.17 d).
0
500
1.000
1.500
2.000
2.500
3.000
3.500
4 5 6 7 8 9 10 11
PF 15,95
º[2ϑ]
(mu)
Int. [cps]
lufttrocken
glykolisiert
º[2ϑ]
0
500
1.000
1.500
2.000
2.500
3.000
3.500
4 5 6 7 8 9 10 11
UE 77,80 (mu)
~ 17 A
Int. [cps]
lufttrocken
glykolisiert
º[2ϑ]
0
500
1.000
1.500
2.000
2.500
4 5 6 7 8 9 10 11
WA75,40 (mm)
Int. [cps]
lufttrocken
glykolisiert
a) b)
c)
90
80
Teufe [m]
0,0 1,0 2,0 3,0 4,0
FWHM
[∆2ϑ]
Waldshut
d)
lufttrocken
glykolisiert
Illit-(001)
Abb. 4.17 a - d: Einfluß von I/S-Wechsellagerungsmineralen auf die Halbwertsbreite
und Form der Illit-(001)-Reflexe, Beispiele aus dem Unteren und Mittleren Muschelkalk.
In Kapitel 4.6, Abbildung 4.30 a - c sind die gemessenen (001)- und (002)-Halbwertsbreiten für
alle untersuchten Proben dargestellt. Beim Vergleich der Meßwerte zeigt sich, daß der quantita-
tive Anteil der I/S-Wechsellagerungsstrukturen sowohl innerhalb der Abfolgen als auch von
Profil zu Profil unterschiedlich ist. Dies kann auf die Tatsache zurückgeführt werden, daß Illit-
Smektite sehr empfindlich auf diagenetische Einflußfaktoren reagieren.
Wie die Abbildung 4.29 a und b (Kap. 4.5.1) zeigt, kommen I/S-Wechsellagerungsminerale in
der Kernbohrung Mersch nur in wenigen Proben vor, in den Bohrungen Ühlingen und Waldshut
treten sie dagegen relativ häufig auf. Erhöhte I/S-Gehalte konnten im oberen Teil des Unteren
Muschelkalks beobachtet werden (Profile Pforzheim, Ühlingen und Obernsees; Abb. 4.29 a, b).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 86
Im Mittleren Muschelkalk zeigt z.B. die Probe OS 739,00 einen stark verbreiterten (001)-Reflex
(Kap. 4.4.5.8, Abb. 4.28).
In den Bohrungen Pforzheim und Mersch besitzen die (001)-Reflexe dagegen über größere
Schichtkomplexe hinweg eine annähernd gleichbleibende Halbwertsbreite und erlauben keine
eindeutige Zuordnung zu bestimmten stratigraphischen Einheiten (Abb. 4.30 a).
In den Profilen Lengfurt, Pforzheim, Waldshut und Obernsees ist eine überproportionale Ab-
nahme der (001)-Halbwertsbreiten mit zunehmender Versenkungstiefe erkennbar (Abb. 4.30 a -
c). Parallel dazu nimmt die Kristallinität der Illite zu (Verschmälerung der (002)-Reflexe). Dies
weist auf eine kontinuierliche Umwandlung der smektitischen Anteile hin.
Nach INOUE et al. (1987 u. 1988) vollzieht sich dieser Umwandlungsprozeß über I/S-Wechsel-
lagerungen mit immer illitreicheren Stapelfolgen bei gleichzeitiger Zunahme des Ordnungs-
grads. Hierbei treten innerhalb von zwei Mischkristallsystemen (solid solutions) drei morpholo-
gischen Formen mit unterschiedlicher Polytypie auf. Im Anfangsstadium existiert eine ungeord-
nete I/S-Wechsellagerungsstruktur (Reichweite 0), deren quellfähiger Anteil zwischen 100 und
50 % variiert (Mischkristall 1). Im Verlauf der Illitisierung entwickelt sich hieraus eine zunächst
teilweise, später vollständig geordnete I/S-Wechsellagerung (Mischkristall 2), wobei das End-
stadium der Reaktion mit der Bildung von reinem Illit erreicht wird (quellfähiger Anteil < 5 %).
100 - 50% quellfähige Schichten 50 - 5% quellfähige Schichten
Mischkristall 1 Mischkristall 2
1Md 1M 2M
1
Illit-ReifungK -Fixierung
+
Abb. 4.18: Two-solid-solution-Modell nach INOUE et al. (1987), aus MOORE & REYNOLDS (1997).
Innerhalb der ersten Mischkristallreihe treten runde Partikel mit unregelmäßig begrenzten Rän-
dern auf (1 Md-Polytyp), die sich im Verlauf des Transformationsprozesses über leistenförmige
Formen (1 M-Polytyp) zu hexagonalen Blättchen (2 M1-Polytyp) entwickeln (zweite Misch-
kristallreihe). Nach INUOE et al. (1987) vollzieht sich die Umwandlung der Polytypen über eine
fortschreitende Lösungs-Fällungsreaktion, die als Ostwaldscher-Reifungsprozeß angesehen
werden kann (INOUE et al. 1988; vgl. Kap. 4.6.2).
Wie ein Vergleich der Abbildungen 4.15, 4.16 und 4.18 zeigt, treten diese drei morphologischen
Erscheinungsformen (4.16: a und 4.15: b, c) auch in den unlöslichen Rückständen des Unteren
Muschelkalks auf. Das Two-solid-solution-Modell scheint somit direkt auf die diffraktometrischen
und rasterelektronenmikroskopischen Ergebnisse der vorliegenden Arbeit übertragbar zu sein.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 87
Die diagenetische Entwicklung vom 1 Md- über den 1M- zum 2 M1-Polytyp wurde bereits von
DUNOYER DE SEGONZAC (1970) beobachtet und ist im wesentlichen auf die zunehmende
Temperaturstabilität innerhalb der Abfolge 1 Md
→
1 M
→
2 M zurückzuführen (YODER &
EUGSTER 1954, REYNOLDS 1963). Auch nach KÖSTER (1993) besitzen die aus Smektiten ent-
standenen authigenen Illite primär die 1 M-Modifikation (s.a. HEIM 1990), aus der sich mit
fortschreitender Diagenese ein 2 M1-Polytyp bildet.
Die auffallend geringe Häufigkeit der 1 M-Polytypie könnte unter diesem Aspekt möglicher-
weise auf ein thermisches Ereignis bzw. auf einen hohen Reifungsgrad (fortgeschrittenes Um-
wandlungsstadium) der Illite in den Schichten des Unteren Muschelkalks hinweisen. Die dia-
genetische Bildung von leistenförmigen Illiten könnte hierbei durch eine vollständige Zementa-
tion des Porenraums behindert worden sein.
Nach CHAMLEY (1989) vollzieht sich die Umwandlung der Illit-Smektite bei einem geothermi-
schen Gradienten von 30 °C/km ab einer Versenkungstiefe von 2,5 - 3 km. Dagegen wird von
VELDE (1995) eine Phasenumwandlung von Smektiten, die unter Oberflächenbedingungen ge-
bildet wurden, bereits innerhalb der ersten 1 - 1,5 km angenommen.
2000
4000
1500
100 200
3000
0
Geothermischer Gradient: ~ 30 °C/km
SM
50% Illit
100% Illit
240 Alter [Ma]
Versenkungstiefe [m]
Maximales
Sedimentationsalter
Versenkungspfad des Unteren
Muschelkalks nach G
ENG
(1995)
Sedimentation
Versenkung Hebung
Reaktionsisograden der
Smektit-Illit-Transformation
nach V
ELDE
(1995)
98% Illit
Abb. 4.19: Reaktionsisograden der Smektit-Illit-Transformation nach Velde (1995). Es läßt sich ein maximaler
smektitischer Anteil von 2% ablesen. In das Diagramm wurde der erdgeschichtliche Versenkungspfad des
Unteren Muschelkalks im Zentrum des Germanischen Beckens eingezeichnet (nach GENG 1995).
Gemäß den Reaktionsisograden des von VELDE (1995) angegebenen Modells (Abb. 4.19) müß-
ten im Unteren Muschelkalk bei einem Gesteinsalter von max. 240 Ma bereits 98 % der I/S-
Wechsellagerungsminerale in Illit umgewandelt worden sein. Ein Großteil der Illite wäre somit
im Verlauf der Diagenese authigen aus der Umwandlung von Smektiten bzw. Illit-Smektiten
entstanden. Das Zeit/Versenkungstiefe-Diagramm nach VELDE (1995) läßt hierbei jedoch den
potentiellen Einfluß reaktionskinetischer Prozesse außer acht. Eine Umwandlung von Illit-
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 88
Smektiten sowie ein sekundäres Neuwachstum von authigenen Illiten könnte auch durch
kaliumhaltige alkalische Fluide ausgelöst worden sein.
Nach WEAVER (1989) ist das Endstadium der Tonmineraldiagenese durch eine vollständige Um-
wandlung der gesamten smektitischen Anteile in Illit und Quarz bzw. Illit, Chlorit und Quarz
gekennzeichnet, welche häufig in paläozoischen Sedimenten beobachtet werden kann (sog. Illit/
Chlorit-Fazies). Auch nach CHAMLEY (1989) ist neben der maximalen Versenkungstiefe und
der damit verbundenen thermischen Beanspruchung vor allem der Faktor Zeit von Bedeutung.
Im Gegensatz zu den beschriebenen Reaktionsmodellen wird der Nachweis authigener Illitphasen
in der vorliegenden Bearbeitung durch die Ergebnisse der isotopischen Datierung erbracht (Kap.
4.8). Über die Entstehung von I/S-Wechsellagerungstrukturen und deren Verhalten den in ver-
schiedenen geologischen Environments existieren in der Literatur unterschiedliche Auffassun-
gen (s.a. CHAMLEY 1989). In diesem Zusammenhang sind neben dem Two-solid-solution-Mo-
dell (INOUE et al. 1987 u. 1988) vor allem das Fundamental-Particle-Modell (NADEAU et al.
1984) sowie das MacEwan-Crystallite-Modell (S. ALTANER & BETHKE 1988) von Bedeutung
(vgl. MOORE & REYNOLDS 1997).
4.4.5.5 Kaolinit
Kaolinit (Al2 [Si2O5(OH)4]) ist ein Zweischichtsilikat und besitzt außer Si4+ und Al3+ keine struk-
turell gebundenen Kationen. Es entsteht vorzugsweise bei der Zersetzung feldspatführender Si-
likate bzw. unter dem Einfluß saurer Lösungen und tritt als Verwitterungsprodukt in der subtro-
pisch-humiden Klimazone auf (SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL 1989). Nach KÖSTER (1993)
variiert der mittlere Teilchendurchmesser von Kaoliniten zwischen 0,5 und 4 µm. Kaolinite kom-
men daher vor allem in der Mittel- und Grobtonfraktion vor (> 0,2 µm). Aufgrund ihrer hohen
Kristallinität erzeugen sie deutliche Röntgenreflexe. Bei höheren Gehalten in der Tonfraktion
sind Kaolinite häufig auch in der Siltfraktion nachweisbar.
Da in einem großen Teil der untersuchten Rückstandsproben auch Chlorite vorkommen, wurde
Kaolinit im Rahmen der Analysen mittels Dimethylsulfoxid (DMSO) bzw. Formamid nachge-
wiesen (MACEWAN & WILSON 1980; s. Kap. 3.2.5). Durch die Behandlung mit DMSO konnte
nach 30 Tagen noch keine vollständige Aufweitung der Kaolinitschichten erzeugt werden. An-
statt des normalerweise bei d = 11,2 Å erscheinenden diagnostischen DMSO-Reflexes (vgl.
MOORE & REYNOLDS 1997) wurde lediglich eine Verlagerung der (001)-Interferenz auf d=
7,58 Å beobachtet (Abb. 4.20). Dies deutet auf eine sehr langsam ablaufende bzw. nicht voll-
ständig beendete Einlagerungsreaktion hin (s. Kap. 3.2.5). Durch die Behandlung mit Formamid
konnte dagegen nach einer Reaktionszeit von 60 Tagen eine vollständige Expansion der
Kaolinitschichten erreicht werden, was anhand des u.a. von CHURCHMAN et al. (1984) und THENG
et al. (1984) beschriebenen Reflexes bei d = 10,1 Å zu erkennen ist (Abb. 4.21).
Aufgrund der diffraktometrischen Pulveraufnahmen handelt es sich bei dem nachgewiesenen
7Å-Tonmineral um einen Kaolinit mit verzerrter 1 M-Struktur (JCPDS/PDF Nr. 6-0221:
Kaolinite, 1 Md), wobei in mehreren Proben die charakteristischen (202
-)-, (131
-)- und (131)-
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 89
Reflexe bei d= 2,34 und 2,29 Å beobachtet werden konnten ( BAILEY 1980). Für den (060)-
Reflex wurde ein d-Wert von 1,49 Å gemessen. Es ergaben sich keine Hinweise auf die Existenz
von Dickit, Nakrit oder Halloysit (s.a. MOORE & REYNOLDS 1997).
Von den untersuchten Profilen tritt Kaolinit am häufigsten in der Kernbohrung Obernsees auf.
Das Mineral wurde in nahezu allen Präparaten der Tonfraktion nachgewiesen. Da Chlorite hier
nur sehr vereinzelt vorkommen, kann Kaolinit anhand seines ersten Basisreflexes bei d = 7,1Å
eindeutig identifiziert werden (s. Abb. 4.22, vgl. Kap. 3.2.5). Im Muschelsandstein (OS 796,80
- 801,00), in den Mittleren Mergeln (OS 788,30, OS 778,40) sowie im Übergangsbereich Mitt-
lere Mergel/Unterer Wellenkalk (OS 764,00 - 768,30) wurden die höchsten Reflexintensitäten
Abb. 4.20: Unvollständige Aufweitung der Kaolinitschichten durch Einlagerung von DMSO-Molekülen,eine
Expansion aller Schichten wird erst bei einem Versatz des (001)-Reflexes nach d = 11,2 Å erreicht.
0
5 101520253035
°[2ϑ]
Int. [cps]
5000
4000
3000
2000
1000
DMSO-Reaktion
PF 39,52
Kaolinit (001)
Illit (001)
Illit (002)
Chlorit
(001)
Chlorit (004)
Kaolinit (002)
Chlorit (002)
Kaolinit (001) Chlorit (003)
Illit (003)
Quarz (101)
Quarz (100)
~ 7,6 Å
DMSO
lufttrocken
0
1000
2000
3000
4000
5 10 15 20 25 30 35
°[2ϑ]
10,1 Å
Int. [cps]
Formamid-Reaktion OS 795,80
Kaolinit (001)
Illit (001)
Illit (002)
Kaolinit (002)
Illit (003)
Quarz (101)
Quarz (100)
5000
Formamid
lufttrocken
Abb. 4.21: Vollständige Aufweitung der Kaolinitschichten durch Einlagerung von Formamid-Molekülen,die
Intercalationsreaktion wird durch die Verlagerung des (001)-Reflexes auf d = 10,1 Å angezeigt.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 90
gemessen. Im oberen Teil der Abfolge läßt sich dagegen ein merklicher Rückgang feststellen
(Wellenkalk und orbicularis-Schichten). Im Mittleren Muschelkalk liegen die Gehalte im Be-
reich der Nachweisgrenze (Abb. 4.22). Diese Beobachtungen lassen sich auch anhand der Pulver-
präparate der Siltfraktion nachvollziehen.
OS 739,00
OS 801,50
Illit (001)
Kaolinit
Chlorit (001)
Illit (002)
(002)
Chlorit (004)
(001)
Chlorit (002)
Illit (003)
mm
Liegende Deckbänke
Untere Mergel
Mittlere Mergel
Schiefertonfolge
Mittlere Mergel
Unterer Wellenkalk
Oberer Wellenkalk
Orbicularisschichten
so
°[2ϑ]
530
Abb. 4.22: Kaolinit in der Tonfraktion des unlöslichen Rückstands der Forschungsbohrung Obernsees.
In den entlang der NNE-SSW-streichenden Beckenachse gelegenen Bohrprofilen Lengfurt, Pforz-
heim sowie Ühlingen und Waldshut sind die Kaolinitgehalte sehr gering. Das Mineral läßt sich
außer in wenigen Proben der Bohrung Pforzheim kaum nachweisen. Auch nach den Untersu-
chungen von TRUCKENBRODT (1976) ist das Auftreten größerer Mengen Kaolinit auf die Rand-
fazies beschränkt. In der Bohrung Wollau 2 (Oberpfälzer Bucht, NE-Bayern) wurden anhand
von 4 Proben (W1 - W4) Kaolinitgehalte zwischen 9 und 40 % gemessen (Fraktion 0,6 - 2 µm,
TRUCKENBRODT 1976). STARKE (1970) beschreibt die Existenz von Kaolinit auch aus einigen
Proben des Unteren Muschelkalks von Ost-Brandenburg (Beckenfazies). In dem von LIPPMANN
& BERTHOLD (1992) bearbeiteten Profil (Geislingen am Kocher, Beckenfazies) konnten keine
Kaolinite nachgewiesen werden.
Von SCHWARZ (1975 u. 1977) werden bezüglich des Auftretens der Tonminerale Kaolinit und
Chlorit in der Kernbohrung Mersch widersprüchliche Angaben gemacht. Nach SCHWARZ (1975,
Seite 1) besteht die säureunlösliche Tonfraktion der Bohrung Mersch aus „Kaolinit, Illit und
Chlorit“, nach SCHWARZ (1977, Seite 44) dagegen „überwiegend aus Illit und Kaolinit“.
Im Gegensatz dazu konnte nach den Ergebnissen der vorliegenden Arbeit im Unteren Muschel-
kalk der Kernbohrung Mersch kein Kaolinit nachgewiesen werden (durchschnittlicher
Beprobungsabstand: 1,15 m). In keinem analysierten Texturpräparat konnte die Winkellage des
7 Å-Reflexes durch die Behandlung mit DMSO oder Formamid (s.o.) beeinflußt werden. Auch
durch Erhitzen auf 550 °C (Zerstörung der Kaolinitstruktur) konnte keine merkliche Schwä-
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 91
chung des 7 Å-Peaks herbeigeführt werden. Dagegen belegen die deutlichen Reflexe bei 14 Å
außergewöhnlich hohe Chlorit-Konzentrationen (Abb. 4.23). Die hohe Intensität der geradzah-
ligen Basisreflexe (002, 004, etc.) ist hierbei auf den erhöhten Eisengehalt der Chlorite zurück-
zuführen (BROWN & BRINDLEY 1980, MOORE & REYNOLDS 1997).
In Anbetracht der exponierten Randlage der Bohrung Mersch und der großen Nähe zu potentiel-
len Kaolinit-Liefergebieten (Ardennisches Hochgebiet, London-Brabant-Massiv, etc.) kann das
Fehlen von Kaolinit nur durch eine sekundäre Umwandlung in Chlorit oder Illit erklärt werden.
Der primäre Eintrag von detritischen Kaoliniten kann analog zum östlichen Beckenrand (Boh-
rung Obernsees) auch für die westliche Randfazies angenommen werden (Kap. 4.4.5.5).
Authigen entstandene Kaolinite sind vor allem aus Sandsteinen bekannt. Da ihre Entstehung ein
saures Milieu voraussetzt, können sie nicht marin gebildet werden (MILLOT 1964). In Kalkstei-
nen erscheint eine sekundäre Entstehung unter dem Einfluß von ionenreichen alkalischen Poren-
lösungen unwahrscheinlich (s.a. BAUSCH 1980). Die Zirkulation saurer Fluide wird hier durch
die Pufferwirkung der Karbonate wirksam verhindert (Kalk-Kohlensäure-Gleichgewicht).
Für eine detritische Herkunft der Kaolinite des Untern Muschelkalks spricht vor allem die Tat-
sache, daß sie in höherer Konzentration in der randnahe gelegenen Bohrung Obernsees auftre-
ten, in den Profilen der Beckenfazies jedoch weitgehend fehlen. Aufgrund ihres vergleichs-
weiße großen Teilchendurchmessers (s.o.) ist eine Akkumulation im Küstenbereich zu erwar-
ten. Der Rückgang der Gehalte im Mittleren Muschelkalk deutet auf die abnehmende Stabilität
dieser Minerale im salinaren Milieu hin.
4.4.5.6 Chlorit
Chlorite sind Vierschichtminerale und bestehen aus negativ geladenen Talkschichten (2:1-Struk-
tur) und positiv geladenen (Mg, Fe)(OH)6-Oktaeder-Zwischenschichten (Brucit-Schicht). Im
Mischkristallsystem der Chlorite werden Mg-, Al-, Fe2+- und Fe3+-reiche Varietäten unterschie-
den (RÖSLER 1991). Von den insgesamt vier in der Natur vertretenen Strukturvarianten tritt der
IIb-Polytyp mit ca. 80 % am häufigsten auf (BAILEY & BROWN 1962, HEIM 1990). Er kann
sowohl in Metamorphiten als auch als hydrothermale oder authigene Bildung vorkommen. Eine
eindeutige Unterscheidung nach Herkunft und Genese ist daher bei trioktaedrischen Chloriten
nicht möglich (HEIM 1990).
Aufgrund der Lage der (060)-Interferenzen (1,54 - 1,55 Å) handelt es sich bei den Chloriten des
Unteren Muschelkalks um tri-/trioktaedrische Minerale. Chlorit liegt vorwiegend als IIb-Struk-
tur vor, was anhand der Position charakteristischer (h0l)-Reflexe bei 2,01, 2,26, 2,45 und 2,59 Å
nachvollzogen werden konnte (MOORE & REYNOLDS 1997). Aufgrund der geringen Chloritanteile
in der Tonfraktion kann keine Aussage über die Existenz weiterer Polytypen gemacht werden.
Mit Ausnahme der Bohrung Obernsees kommt Chlorit zusammen mit Illit in nahezu allen Pro-
ben vor. Sein Anteil liegt in der Tonfraktion der Profile Lengfurt, Pforzheim, Ühlingen und
Waldshut im Durchschnitt bei 3,6 %. In der Siltfraktion ist Chlorit teilweise durch einen sehr
schwachen Reflex bei 14Å zu erkennen.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 92
In der Kernbohrung Obernsees tritt Chlorit nur in einer Probe in deutlicher Konzentration auf
(OS 751,70). In den übrigen Proben der Tonfraktion konnten mit Ausnahme der Probe OS 796,80
keine Chlorite nachgewiesen werden (Abb. 4.29 b). Auch von LIPPMAN & BERTHOLD (1992)
wurde das Mineral im Profil Geislingen am Kocher nur in zwei Proben identifiziert (Obere
Schaumkalkbank und Basisschichten des mm).
Im Gegensatz dazu treten in der Tonfraktion der Bohrung Mersch wesentlich höhere Chloritgehalte
auf. Wie Abbildung 4.23 zeigt, erscheint das Mineral neben Illit mit relativ schmalen Basis-
reflexen, wobei das Verhältnis der (001)- bzw. (003)-Intensitäten zu den (002)- bzw. (004)-
Intensitäten auf eine eisenreiche Varietät hindeutet (BROWN & BRINDLEY 1980). Der deutliche
(002)-Reflex wird hierbei nicht durch die Existenz von Kaolinit verursacht. Das Mineral konnte
in der Bohrung Mersch nicht nachgewiesen werden (s. Kap. 4.4.5.4).
Illit (001)
Illit (002)
Chlorit (003)
Chlorit (002)
Chlorit (001)
208,14 m
so
I
II
mm
so
I
II
mm
so
I
II
mm
Teufe
°[2ϑ]
5 20
Abb. 4.23: Tonmineralassoziation von Chlorit und Illit im Profil der Kernbohrung Mersch,
I = Muschelsandstein, II = Tonige Wechselfolge (Stratigraphie nach SCHWARZ 1975).
In der Profilübersicht (Abb. 4.23) fällt auf, daß im Unteren Teil der Abfolge (I) die Chlorit- und
Illitgehalte in der Tonfraktion etwas höher liegen als im oberen Teil (II). Die Zweiteilung der
Abfolge entspricht dabei genau der von SCHWARZ (1975) vorgenommenen lithostratigraphischen
Untergliederung in Muschelsandstein (I) und Tonige Wechselfolge (II).
Vor dem Hintergrund der Analysenergebnisse kann der höhere Illit- bzw. Chloritgehalt der unte-
ren Sequenz nicht auf einen sedimentären Wechsel des terrigenen Detrituseintrags zurückge-
führt werden, sondern wird durch eine unterschiedliche Tonmineral-Neubildungsrate verursacht.
Aufgrund der höheren Permeabilität der Muschelsandstein-Schichten (I) gegenüber der Toni-
gen Wechselfolge (II) muß im unteren Teil der Abfolge ein erhöhter Fluiddurchsatz angenom-
men werden, durch den ein verstärktes Illit- bzw. Chloritwachstum ausgelöst wurde. Die Ein-
wirkung magnesiumreicher Fluide wird dabei durch das Auftreten von sekundär entstandenem
Magnesit belegt, der die Karbonate häufig in Form von Umkristallisationen verdrängt (Kap. 4.1,
Anhang: Taf. 3, Fig. 5 u. 6).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 93
Die Illite der Kernbohrung Mersch besitzen des weiteren eine vergleichsweise hohe Kristallinität,
was ebenfalls auf eine intensive diagenetische Überprägung hinweist (Kap. 4.6, Abb. 4.30 a).
Auch der niedrige Gehalt an Illit-Smektiten sowie das völlige Fehlen von Kaolinit läßt eine
Zufuhr von K- bzw. Mg-haltigen Lösungen vermuten. Es muß daher angenommen werden, daß
primär eingetragene Tonminerale wie Illit-Smektit oder Kaolinit im Verlauf der Diagenese zu
Illit bzw. Chlorit umgewandelt wurden (s.a. LIPPMAN & PANKAU 1988, MASON & MOORE 1985).
Die auffallende Übereinstimmung mit der von SCHWARZ gezogenen Grenze (Abb. 4.23, Teufe:
208,14 m) ist somit nicht zufällig, sondern reflektiert die unterschiedliche Porosität bzw. Per-
meabilität der stratigraphischen Einheiten. Analog dazu beschreibt SCHWARZ (1977) hohe Ma-
gnesium- und niedrige Eisengehalte in den Muschelsandstein-Schichten sowie ein gegensätzli-
ches Verhalten dieser Parameter in der Tonigen Wechselfolge. Die Tonmineralassoziation der
Bohrung Mersch zeigt damit eine große Ähnlichkeit mit der von WEAVER (1989) und CHAMLEY
(1989) beschriebenen Illit/Chlorit-Fazies des spätdiagenetischen Stadiums.
In den entlang der Beckenachse gelegenen Profilen Pforzheim und Ühlingen kann an der Gren-
ze zum Buntsandstein ein deutlicher Rückgang der Chloritgehalte beobachtet werden, der den
lithologischen Wechsel zu den Röttonen markiert (Abb. 4.24, ab PF 67,53 bzw. UE 106,20).
Cps
0 3000
Cps
0 9000
67,53
Pforzheim Ühlingen
106,2 106,2
85,60
43,75
Teufe Teufe
so
mu
so
mu
67,53
Chlorit (001)
Chlorit (002)
Illit (001)
Chlorit (001)
Chlorit (002)
Illit (001)
Abb. 4.24: Rückgang der Chloritgehalte an der Röt/Muschelkalk-Grenze,
Proben aus der Tonfraktion der Bohrungen Pforzheim und Ühlingen.
In der Bohrung Lengfurt kann diese Tendenz jedoch nicht nachvollzogen werden. Dort ist Chlorit
bis zum Auftreten von Corrensit in nahezu gleichbleibender Konzentration auch im Buntsand-
stein vorhanden. PAUL & FRANKE (1977) beobachteten dagegen im Bereich dieser Grenze eine
Zunahme der Chloritgehalte im Röt. Ein eindeutig korrelierbarer Trend läßt sich auch im Be-
reich der mu-Obergrenze nicht feststellen. Während Chlorit im Mittleren Muschelkalk der Boh-
rung Pforzheim kaum mehr nachgewiesen werden kann, ist das Mineral in den Profilen Ühlin-
gen und Waldshut als Durchläufer auch oberhalb der mu/mm-Grenze vorhanden. Im Bohrprofil
Obernsees fehlt es dagegen nahezu vollständig.
Chlorite entstehen durch Zersetzung bzw. metasomatische Umwandlung magnesiumreicher
Mafite (z.B. Pyroxene, Amphibole) und sind ein charakteristisches Mineral in den Gesteinen
der Grünschieferfazies. Chlorit tritt darüber hinaus häufig in paläozoischen Tonschiefern bzw.
Phylliten sowie in metamorphen Gesteinsserien auf. Über die Herkunft und Stabilität von
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 94
Chloriten in jüngeren Sedimenten existieren in der Literatur zum Teil recht unterschiedliche
Auffassungen. KÖSTER (1993) vertritt die Meinung, daß Chlorite, die in der Tonfraktion vor-
kommen, sowohl detritischer als auch authigener Natur sein können. Ein gewisser Teil wird als
sedimentäre Neubildung angesehen. Bei den Chloriten, die in der Fein- und Mittelsiltfraktion (2
- 20 µm) auftreten, handelt es sich dagegen um detritische Minerale der Pennin- oder Prochlorit-
reihe, die aus Chlorit-Glimmerschiefern und anderen Metamorphiten stammen. Sie zeigen häu-
fig Verwachsungen mit Muskovit (KÖSTER 1993). HELING (1988) nimmt an, daß Chlorite auf-
grund ihrer Verwitterungsstabilität im wesentlichen unverändert in die Sedimente gelangen und
unter Umständen mehrere sedimentäre Zyklen durchlaufen können. Er hält jedoch bei ausrei-
chender Magnesiumzufuhr auch eine früh- bis spätdiagenetische Entstehung aus Smektiten bzw.
Kaoliniten für möglich. Dagegen stuft KONTA (1991) Biotite und Chlorite aufgrund ihrer hohen
Fe- und Mg-Gehalte gegenüber chemischen Verwitterungseinflüssen als instabil ein. Diese Auf-
fassung begründet er durch deren rasche Zersetzung in Bodenhorizonten der tropischen Klima-
zonen. DRONKERT et al. (1990) interpretieren die Chlorite der Trias-Evaporite als primär detritische
Minerale, welche im Zuge der Diagenese schwach rekristallisiert wurden. WALKER (1993) kommt
zu dem Ergebnis, daß die weitverbreiteten Chlorite des IIb-Polytyps in Sedimenten bei Tempe-
raturen unter 200 °C ohne polymorphe Zwischenstufen in situ gebildet werden können.
Im marinen Milieu besitzen dioktaedrische Chlorite die Fähigkeit, Magnesium aus dem Meer-
wasser aufzunehmen, was u.a. von GRIM & JOHNS (1954) experimentell nachgewiesen wurde.
Hinweise darauf ergeben sich auch aus den von LIPPMANN (1979) angegebenen Stabilitäts-
beziehungen. Hohe Chloritkonzentrationen wurden daher beispielsweise auch in der magnesium-
reichen Evaporitfolgen des Zechsteins und in der Salina Group (New York State, USA) beob-
achtet (MOORE & REYNOLDS 1997). Auf den Aspekt einer möglichen sysnsedimentären
Chloritbildung wird in Kapitel 4.7.1 näher eingegangen.
4.4.5.7 Corrensit
Corrensit besteht aus einer Stapelfolge von trioktaedrischem Chlorit und quellfähigem Smektit
oder Vermikulit. Von einigen Verfassern wurde die Struktur auch als swelling chlorite bezeich-
net (MACEWAN & WILSON 1980). Beim röntgenographischen Nachweis von Corrensit ist neben
der Lage der Reflexe im glykolisierten Zustand auch das Verhalten nach kurzzeitigem Erhitzen
von Bedeutung (lufttrockene Präparate). Einen Überblick über die chemische Zusammenset-
zung von Corrensiten geben BRIGATTI & POPPI (1984).
Chlorit-Smektit ist nach Illit-Smektit die am zweithäufigsten auftretende Wechsellagerungs-
struktur in Sedimentgesteinen (MOORE & REYNOLDS 1997). Nach WEAVER (1989) tritt die
ungeordnete Varietät gegenüber der geordneten (regelmäßige ABAB-Stapelfolge) unter natürli-
chen Bedingungen weitaus häufiger auf. MOORE & REYNOLDS (1997) geben zu bedenken, daß
aufgrund des schwer bestimmbaren Ordnungsgrads chloritreicher Strukturen die Verbreitung
von regelmäßig geordneten Corrensiten unterschätzt werden könnte. Im Vergleich zu
trioktaedrischen Chlorit-Smektiten sind trioktaedrische Chlorit-Vermikulite in der Natur relativ
selten (WEAVER 1989).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 95
Corrensit kommt häufig in den evaporitführenden permo-triassischen Sedimenten des Zech-
steins bis Keupers vor und besitzt in der Regel hohe Magnesium- und niedrige Eisengehalte.
Das Mineral wurde von mehreren Autoren im Bereich der Ober- und Untergrenze des Unteren
Muschelkalks röntgenographisch identifiziert. In den Röttonen konnte es u.a. von LIPPMANN
(1956), BECHER (1965), PAUL & FRANKE (1977) und DOUBINGER & BÜHMANN (1981) nachge-
wiesen werden. Von MARTIN-VIVALDI & MACEWAN (1957) sowie LIPPMANN & PANKAU (1988)
wurde es aus dem Mittleren Muschelkalk beschrieben. In der vorliegenden Bearbeitung tritt das
Mineral als regelmäßige Chlorit-Smektit-Wechsellagerung im Oberen Buntsandstein der Kern-
bohrung Lengfurt auf. Im Unteren Muschelkalk selbst konnten bisher noch kein Corrensite nach-
gewiesen werden.
Aufgrund des bei ~ 7,8 Å (11,3 °[2ϑ]) auftretenden diagnostischen Reflexes sowie einer gemes-
senen Winkeldistanz der (002)/(002)- bzw. (004)/(005)-Interferenzen von ∆ 2ϑ = 14,48°
(glykolisiertes Präparat) kann die in Abbildung 4.25 dargestellte Struktur als eine regelmäßige
trioktaedrische Chlorit-Smektit-Wechsellagerung bezeichnet werden (sog. low-charge-Corrensit,
Reichweite = 1). Das Röntgenspektrum läßt auf einen nahezu äquivalenten Chlorit- und
Smektitanteil von ca. 50 % schließen (MOORE & REYNOLDS 1997).
LF 87,30
8,27 Å
7,79 Å
7,13 Å
5,15 Å
Illit (002)
Quarz (100)
4,76 Å
4,45 Å
3,54 Å
3,44 Å
3,62 Å
Illit (001)
14,61 Å
31,56 Å
29,92 Å
15,57 Å
0
1000
2000
3000
4000
5000
5 1015202530
Abweichung
14,29 Å12,97 Å
Reliability: 2,85
Split Pearson 7-Reflexanpassung
lufttrocken
glykolisiert
geglüht (375 °C)
Int. [cps]
º[2ϑ]
1,5
Illit (001)
Quarz (101)
Abb. 4.25: Low-charge-Corrensit (Reichweite = 1) mit typischem (004)-Reflex (EG) bei ~ 7,8 Å (11,3 °[2ϑ]),
Oberer Buntsandstein (Röt) der Kernbohrung Lengfurt, Probe LF 87,30 (Tonfraktion). Die Probe enthält
außerdem Illit sowie geringe Mengen an Quarz.
Das Auftreten eines sog. high-charge-Corrensits (Chlorit-Vermikulit-Wechsellagerung) kann
unter dem Aspekt der erfolgten Einlagerungsreaktion ausgeschlossen werden. Dies wird auch
durch die Tatsache bestätigt, daß durch das kurzzeitige Erhitzen des lufttrockenen Präparats
(550 °C, 30 min) kein Basisreflex bei 28Å erzeugt werden konnte (vgl. KÖSTER 1993).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 96
0
1000
2000
3000
4000
5000
5 1015202530
°[2ϑ]
Int. [cps]
Quarz (100)
3,54 Å
4,79 Å
7,13 Å
8,28 Å
12,31 Å
13,83 Å
22,79 Å
Illit (002)
Illit (001)
Illit (001)
Quarz (101)
375 °C (60 Min)
550 °C (30 Min)
550 °C (60 Min)
3,52 Å
Abb. 4.26: Einfluß der Glühbehandlung auf charakteristische Reflexlagen von Corrensit (375 und 550 °C).
Von KULKE (1969) wurde auch Tosudit aus den Sedimenten der süddeutschen Trias beschrieben
(Mittlerer Keuper, Tiefbohrung Memmingen). Tosudit besteht aus einer 1:1-Wechsellagerung
von dioktaedrischem Al-Mg-Chlorit mit Montmorillonit und zeigt am lufttrockenen Präparat
einen sehr ähnlichen Basisreflex (30,4 Å). Der Reflex verschiebt sich nach der Behandlung mit
Ethylenglykol auf 31,9Å (KÖSTER 1993). Eine Verwechslung mit Corrensit kann aufgrund der
Lage der 060-Interferenz (1,54Å) und der fehlenden Temperaturreflexe bei 4,48 und 4,53 Å
(geglühte Präparate: 300 und 500 °C, je 60 Min.) ausgeschlossen werden (S. SHIMODA 1969).
Da Corrensit bisher in rezenten marin-evaporitischen Ablagerungsräumen nicht nachgewiesen
werden konnte, muß das Mineral sekundär entstanden sein (LIPPMAN & SAVASÇIN 1969, SCHLEN-
KER 1971, HILLIER 1995). Corrensit wird folglich von vielen Autoren als das Produkt eines
diagenetischen Umwandlungsprozesses aufgefaßt, wobei KÜBLER (1973) von Bildungs-
temperaturen zwischen 90 und 100 °C ausgeht. Nach HELING (1988) ist eine Entstehung von
Corrensit aus Mg2+-reichem Smektit denkbar, welche sich möglicherweise über die Zwischen-
stufe einer I/S-Wechsellagerung vollzieht. Von WEAVER (1989) wird als Voraussetzung für die
Corrensitbildung eine hohe Magnesium-Verfügbarkeit in einem geschlossenen Reaktionssystem
genannt.
Bezüglich der Diagenese der Buntsandstein-Schichten vertritt FÜCHTBAUER (1967 u. 1983) die
Ansicht, daß bis zu einer Versenkungstiefe von ca. 1000 m das Ablagerungsmilieu die Art der
Neubildungen stark beeinflußt. Die Entstehung von Corrensit oder Sudoit als frühdiagenetisch
gebildeter Zement läßt somit einen gewissen Bezug zur Fazies erkennen und spiegelt die konti-
nental-ariden Sedimentationsbedingungen des Röts wieder (FÜCHTBAUER 1988). Im höheren
Diagenesestadium werden bei zunehmender Ionenkonzentration in der Porenlösung eher milieu-
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 97
untypische, löslichkeitsabhängige Zementabfolgen gebildet. Hierdurch können auch frühdia-
genetisch entstandene Corrensite wieder umgebildet oder verdrängt werden (FÜCHTBAUER 1988).
Von vielen Autoren wurde Corrensit vor allem aus evaporitischen Gesteinserien beschrieben
(s.o.). Sein Vorkommen wird u.a. auch von KÜBLER (1973) und BACKHAUS (1981) als fazies-
signifikant angesehen. Bezüglich der Corrensitbildung könnte eine hohe Mg-Konzentration im
Meerwasser von Bedeutung sein. Während der Evaporitbildung steigt sie auf das 3,6-fache des
Normalgehalts an (MÜLLER 1988) und überträgt sich im Verlauf der Diagenese auf die chemi-
schen Zusammensetzung der Porenlösung.
Im Rahmen neuerer analytischer Untersuchungen (ROBERSON et al. 1999) konnte gut kristalli-
sierter R1-Corrensit ohne temporäres R0-Zwischenstadium nach 6 Stunden bei 500 °C bzw. 22
Tagen bei 350 °C aus Saponit (trioktaedrischer Mg-Smektit) synthetisiert werden. Durch diesen
experimentellen Nachweis wird die Wechsellagerungsnatur des Corrensits in Frage gestellt.
Aufgrund der Tatsache, daß zwischen reinem Chlorit und reinem Smektit keine kontinuierliche
Wechsellagerungsreihe existiert, interpretieren die Autoren Corrensit als eigenständige Mineral-
phase im Mischkristallsystem Saponit - Chlorit (s.a. BEAUFORT et al. 1997, BEAUFORT & MEUNIER
1994).
4.4.5.8 Talk
Im Grenzbereich Unterer/Mittlerer Muschelkalk wurde in den Profilen Waldshut und Obernsees
das Auftreten eines Tonminerals beobachtet, bei dem es sich aufgrund seiner Reflexpositionen
wahrscheinlich um das Phyllosilikat Talk (Mg3Si4O10(OH)2) handelt. Das Mineral erzeugt im
Diffraktometerspektrum zwei deutlich sichtbare Basisinterferenzen bei 9,39 Å und 3,12 Å. Die
weniger intensiven Strukturreflexe werden von der Reflexserie des Illits überlagert.
0
500
1000
1500
2000
2500
Int. [cps]
10 20 30
º[2ϑ]
Chlorit (001)
Illit (001)
Talk (001)
Talk (003)
Chlorit (002)
Chlorit (004)
Illit (002)
Illit (003) / Quarz (101)
Quarz (100)
Chlorit (002)
Illit (110) / (111), Talk (020)
WA 85,70
(lufttrocken)
WA 85,70
WA 85,00
WA 87,00
Talk (001)
Abb. 4.27: Talk in den sulfatführenden Schichten der Bohrung Waldshut (Tonfraktion der Probe WA 85,70).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 98
Das beschriebene Mineral tritt in der Bohrung Waldshut innerhalb der orbicularis-Schichten in
einer etwa 3,20 m mächtigen Sulfatbank auf (Proben WA 85,00, 85,70 und 87,00), die nach den
lithostratigraphischen Untersuchungen von BECKER et al. (1997) als Äquivalent der nordwürttem-
bergischen Geislinger Bank angesehen wird (SIMON 1982). In der Probe WA 87,50 zeigen die
genannten Reflexe (9,4 und 3,1Å) die höchste Intensität.
Auch in der Forschungsbohrung Obernsees konnte das Mineral nachgewiesen werden. Es tritt
im Grundanhydrit des mittleren Muschelkalks auf (Probe OS 739,00; vgl. SCHWARZ 1985). Die
erste Basisinterferenz liegt hier bei 9,42 Å und wird von dem stark verbreiterten Reflex einer I/
S-Wechsellagerung überdeckt. Abbildung 4.28 zeigt die Auflösung der komplexen Reflexform
durch Split-Pearson-7-Modellierung am glykolisierten Texturpräparat.
10,55,5
0
1800
Int. [cps]
°[2ϑ]
Illit
I/S Talk
9,42 Å
OS 739,00
(glykolisiert)
Abb. 4.28: Split-Pearson-7-Modellierung der überlagernden Phasenreflexe im Bereich 10 Å.
Die (001)-Interferenz von Talk erscheint als Nebenreflex bei d = 9,42 Å.
Aufgrund der relativ unscharfen Reflexmorphologie (s. Abb. 4.28) könnte es sich bei der be-
schriebenen Mineralphase auch um Kerolit handeln (Mg3Si4O10(OH)2 · nH2O; n ≈ 0,75 - 1,2).
Kerolit ist ein extrem feinkörniges Mg-Schichtsilikat, welches in chemischer und struktureller
Hinsicht Talk sehr ähnlich ist. In Gegensatz zu Talk besitzt es eine zusätzliche H2O-Komponen-
te und erzeugt im XRD-Spektrum wesentlich breitere Beugungsreflexe. Nach BRINDLEY (1980)
befindet sich dabei nur ein geringer Teil der Wassermoleküle in Zwischenschichtposition. Kerolit
besitzt einen Basisflächenabstand von 9,6 Å und zeigt bei der Behandlung mit Ethylenglykol
nur eine sehr schwache bzw. keine Intercalationsreaktion (BRINDLEY 1980). Der im Vergleich
zu Talk größere Basisflächenabstand wird auf eine unregelmäßige Stapelordnung zurückgeführt
(RAYNER & BROWN 1973). Durch Glykolisieren der Präparate konnte jedoch in keiner der vier
Proben eine meßbare Reflexverlagerung erzeugt werden.
Talk entsteht häufig bei der Zersetzung magnesiumreicher Ultrabasite unter niedrigen Tempera-
turen bzw. hydrothermal auf Kosten von Magnesiumsilikaten durch Einwirkung von CO2-haltigen
Lösungen. GARVIE & METCALFE (1997) beschreiben Mineralassoziation von Talk, Corrensit,
Saponit und Chlorit als hydrothermale Gangfüllungen, was auf ähnliche Bildungsbedingungen
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 99
hinweist. Aus verschiedenen Talk-Lagerstätten ist auch eine kontaktmetasomatische Genese aus
dolomitischen Kalksteinen bekannt (z.B. Göpfersgrün, Fichtelgebirge; HECHT et al. 1999), wo-
bei ebenfalls Vergesellschaftungen mit Chlorit beschrieben werden (s.a. WEINELT 1987). Von
RÖSLER (1991) wird in diesem Zusammenhang die folgende Reaktionsgleichung angegeben:
3 CaMg[CO3]2 + 4 SiO2 + H2O → Mg3[(OH)2 / Si4O10] + 3 Ca[CO3] + 3 CO2
(Dolomit) (Talk) (Calcit)
Talkvorkommen wurden von verschiedenen Autoren auch aus Salzlagerstätten beschrieben
(PADAN et al. 1984, BODINE & MADSEN 1987, etc.). Nach EUGSTER & HARDIE (1978) ist im
Verlauf der Laugenentwicklung die Bildung von Mg-Silikaten über verschiedene Reaktions-
pfade möglich. Zu einer Ausfällung von Sepiolith oder Talk kann es insbesondere nach der
Abscheidung von Gips kommen, da hierdurch das Mg/Ca-Verhältnis des Meerwassers stark
ansteigt (s.a. MÜLLER 1988). Von HELLER-KALLAI et al. (1973) wurde das Auftreten von
Pyrophyllit bzw. Talk auch in Trias-Evaporiten beobachtet (südl. Israel und Sinai).
Auffällig ist in diesem Zusammenhang, daß Talk ausschließlich in sulfatführenden Schichten
nachgewiesen werden konnte. Dieser Sachverhalt deckt sich mit den Untersuchungen von
FÜCHTBAUER & GOLDSCHMIDT (1959), die im Staßfurt-Zyklus des Zechsteinsalzes talkhaltige
Mineralparagenesen vorwiegend in Anhydriten beobachteten (Talk zusammen mit Illit, Chlorit,
Montmorillonit und Wechsellagerungsmineralen). Auch die von BRAITSCH (1971) durchgeführ-
ten Analysen führten zu dem Ergebnis, daß das Auftreten von Talk an anhydritführende Gesteins-
serien gebunden ist. Das Mineral kann demnach als authigene Bildung angesehen werden, die
ähnlich wie Corrensit mit der Evaporitfazies assoziiert vorkommt.
Von CHAMLEY (1989) wird die Entstehung von Talk auf hydrothermale bzw. diagenetische Pro-
zesse zurückgeführt. DRONKERT et al. (1990) interpretieren das Vorkommen von Talk in den
triassischen Evaporiten der Nordschweiz (Nagra-Tiefbohrungen) im Sinne einer frühdia-
genetischen Mineralvergesellschaftung. In den salinaren Folgen der Anhydritgruppe beobachte-
ten sie in mikritischen Mudstones an den Rändern primär aragonitischer Ooide sekundäre Talk-
säume (s. Anhang, Taf. 9, Fig. 1). Als Voraussetzung für die Bildung der Minerale Talk und
Corrensit wird die Anwesenheit von Illit und Chlorit in einer hypersalinaren Lauge genannt.
WEAVER (1989) hält dagegen eine synsedimentäre in situ-Entstehung für möglich und verweist
auf die Tatsache, daß Talk häufig als Suspensionsfracht in rezentem Meerwasser vorkommt. So
führt z.B. der Golfstrom, der durch höhere Wassertemperaturen und Salinitäten gekennzeichnet
ist, große Mengen an suspendiertem Talk, welche nicht durch geogene oder anthropogene Ein-
träge erklärt werden können. Auch der Antillenstrom, der von der südlichen Äquatorregion aus
entlang des Schelfrands nach Norden verläuft, enthält in seinen Schwebstoffen hohe Anteile des
Tonminerals Talk. WEAVER (1989) wertet dies als einen Hinweis darauf, daß ein Großteil dieser
in Suspension befindlichen Talke möglicherweise in den oberen Wasserschichten der Ozeane
rezent gebildet wird.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 100
4.5 Quantitative Zusammensetzung des unlöslichen Rückstands
4.5.1 Tonfraktion
Die Tonfraktion des Unteren Muschelkalks besteht im wesentlichen aus den Tonmineralen Illit,
Illit-Smektit, Chlorit und Kaolinit, wobei Illit mengenmäßig stets den größten Anteil ausmacht.
Des weiteren tritt in einigen wenigen Proben das Phyllosilikat Talk (Profile Waldshut und Obern-
sees) sowie an der Grenze zum Buntsandstein (Profil Lengfurt) Corrensit auf (Abb. 4.29 a, b).
Tabelle 4.2 zeigt die Durchschnittsgehalte der häufigsten Tonmineralphasen in den bearbeiteten
Bohrprofilen. Die ermittelten Werte zeigen eine weitgehende Übereinstimmung mit den Daten
von STARKE (1970), TRUCKENBRODT (1976), PAUL & FRANKE (1977), MEYERING (1986),
SCHRÖDER (1987) sowie LIPPMANN & BERTHOLD (1992).
Tab. 4.2: Durchschnittsgehalte der häufigsten Tonminerale in der nichtkarbonatischen Tonfraktion [%]:
Pforzheim
88,1
3,7
3,0
0,7
Illit
Illit-Smektit
Chlorit
Kaolinit
81,9
9,0
3,9
0,7
ObernseesWaldshut
76,6
10,8
5,8
1,1
Lengfurt
87,1
5,8
3,3
0,6
Mersch
81,7
7,7
0,2
5,4
79,3
2,7
9,9
-
Ühlingen
Bezüglich der lateralen Tonmineralverteilung ergeben sich durch die auffällig hohen
Kaolinitanteile der Bohrung Obernsees, die deutlich erhöhten Chlorit- und Hämatitgehalte in
der Bohrung Mersch sowie die heterogene Verteilung der Illit-Smektitanteile signifikante Un-
terschiede (Abb. 4.29 a, b). Hierbei ist ein gewisser Bezug zur Paläogeographie erkennbar.
Die eher in der Beckenmitte gelegenen Profile Lengfurt und Pforzheim besitzen sehr geringe
Kaolinitgehalte sowie hohe Illitanteile, was im Einklang mit ihrer küstenfernen Position steht.
Analog dazu zeigt die randnäher gelegene Bohrung Obernsees höhere Kaolinitgehalte. Für die
Bohrung Mersch kann davon ausgegangen werden, daß der detritisch eingetragene Kaolinitanteil
durch Mg-reiche Porenlösungen in Chlorit umgewandelt wurde (Bildung von Magnesit, s. Kap.
4.1 u. 4.4.5.5). Als Folge besitzt die Bohrung Mersch höhere Chloritgehalte. Die randnahe Posi-
tion der Profile Obernsees und Mersch ist durch erhöhte Anteile an Eisen gekennzeichnet, wel-
ches in der Bohrung Obernsees jedoch in schlecht kristallisierter Form vorliegt.
Die beckenweite Verteilung der Illit-Smektitgehalte ist dagegen hauptsächlich von diagenetischen
Einflußfaktoren abhängig. Aufgrund der höheren Subsidenzraten im Beckenzentrum und der
dadurch weiter fortgeschrittenen Smektit-Illit-Transformation sind die Illit-Smektitgehalte der
Bohrungen Lengfurt und Pforzheim vergleichsweise gering. In den randnäheren, weniger tief
versenkten Profilen Obernsees, Ühlingen und Waldshut liegen sie dagegen deutlich höher (Tab.
4.2). Die Kernbohrung Mersch bildet hier gleichermaßen eine Ausnahme, da angenommen wer-
den kann, daß die primären Illit-Smektitanteile sowie möglicherweise vorhandene Smektite in
Illite bzw. Chlorite umgewandelt wurden (s.o.).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 101
Im Gegensatz zur lateralen Tonmineralverteilung ist die vertikale Verteilung im Beckenzentrum
von diagenetischen Faktoren abhängig (Profile Lengfurt, Pforzheim und Obernsees). Die kontinu-
ierlich abnehmenden Illit-Smektitgehalte sowie die parallel ansteigenden Illitkristallinitäten spre-
chen für eine Zunahme des Diagenesegrads mit der Versenkungstiefe (s. Kap. 4.6.1). In der
Bohrung Lengfurt kann außerdem eine Zunahme der Chloritanteile mit der Teufe beobachtet
werden (Abb. 4.29 a). Dagegen läßt sich im Profil Ühlingen, welches sich im flacheren Südteil
des Beckens befindet, weder eine Abnahme der Illit-Smektitgehalte noch eine Zunahme der
Illitkristallinitäten feststellen (s. Kap. 4.6.1).
Im Profil Mersch ist der Tonmineralanteil in erster Linie von der unterschiedlichen Lithologie
der stratigraphischen Einheiten abhängig (Muschelsandstein, Tonige Wechselfolge, s. Kap.
4.4.5.5). Die primär eingetragene Tonmineralassoziation ist nicht mehr in ihrer ursprünglichen
Zusammensetzung erhalten. Auch hier konnten Wachstumsmechanismen nachgewiesen wer-
den. Der Tonmineralbestand des Unteren Muschelkalks zeigt damit eine gewisse Ähnlichkeit
mit der sog. Illit/Chlorit-Fazies, die von mehreren Autoren als Charakteristikum des spät-
diagenetischen Stadiums angesehen wird (WEAVER 1989, VELDE 1995). Für die Einstellung
dieses offensichtlich relativ stabilen Zustands, der durch die Mineralvergesellschaftung Illit +
Chlorit gekennzeichnet ist, sind im wesentlichen die Faktoren Temperatur, Druck, Zeit sowie
reaktionskinetische Umbildungsprozesse (z.B. Smektit-Illit-Transformation) von Bedeutung.
Legt man nach dem Aktualismusprinzip das von mehreren Autoren (u.a. RATEEV et al. 1969,
WINDOM 1976) beobachtete rezente Tonmineral-Verteilungsmuster der Weltmeere zugrunde, so
kann für ozeanische Sedimente, die auf der geographischen Breite des südlichen Germanischen
Beckens (15 - 20° N) abgelagert wurden, eine mittlere Tonmineralzusammensetzung von etwa
55 % Illit, 20 % Smektit, 20 % Kaolinit und 5 % Chlorit angenommen werden (RATEEV et al.
1969). Da sich die Angaben von RATEEV et al. auf die Tonmineralfraktion beziehen (d.h. die
Summe aller Tonminerale in der Fraktion < 2 µm = 100 %), ergeben sich abweichend von
Tabelle 4.2 für das gesamte Datenkollektiv des Unteren Muschelkalks folgende Vergleichswerte:
87,9 % Illit, 6,5 % Illit-Smektit, 1,6 % Kaolinit, 4,0 % Chlorit.
Es besteht somit ein deutliches Mißverhältnis zwischen der quantitativen Zusammensetzung
der Tonmineralfraktion des Unteren Muschelkalks und der von rezenten marinen Sedimenten.
Auch hieraus ergeben sich gewisse Hinweise auf eine Neubildung authigener Illite zu Lasten
der smektitischen und kaolinitischen Anteile. Geht man davon aus, daß der Smektitgehalt der
Illit-Smektite im Unteren Muschelkalk bei durchschnittlich 20 % liegt, so kann die Abweichung
von den heutigen Werten durch eine hypothetische Umwandlung von 38,1 % der Gesamt-Ton-
mineralfraktion in Illit erklärt werden. Unter diesem Gesichtspunkt wäre auch die sekundäre
Bildung von Chloriten im Profil Mersch wahrscheinlich (mu: 10,8 % Chlorit, rezent: ca. 5 %
Chlorit).
Über den möglichen Eintrag von detritischen Smektiten kann im Unteren Muschelkalk keine
zweifelsfreie Aussage gemacht werden. Er ist jedoch vor dem Hintergrund der rezenten Ton-
mineralverteilung nicht auszuschließen. Dabei kann nach CHAMLEY (1989) die Existenz von
marinen Smektiten nicht ausschließlich auf vulkanogene Einträge zurückgeführt werden.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 102
Der Tonmineralbestand des Unteren Muschelkalks im südlichen Germanischen Becken läßt weder
in qualitativer noch quantitativer Hinsicht eine Abhängigkeit von bestimmten lithologischen
Einheiten erkennen. Die laterale und vertikale Verteilung der Tonminerale resultiert im wesent-
75,40
76,70
78,70
80,75
82,70
85,00
87,00
88,60
89,80
0255075
[%]
100
Waldshut
5,52
6,55
8,73
11,24
11,93
13,90
15,95
16,46
18,40
20,90
23,28
28,72
31,60
33,85
35,27
37,82
39,52
41,77
43,20
46,42
48,16
50,90
52,98
54,43
55,36
56,81
58,42
59,93
60,67
63,25
64,88
67,41
68,30
69,45
70,22
72,02
73,02
0255075
100
Pforzheim
0255075
[%]
100
Lengfurt
1,50
2,50
3,80
4,05
4,60
5,60
6,90
7,30
11,30
12,15
13,25
15,45
16,60
17,60
18,80
20,65
22,10
25,05
27,60
29,40
31,35
33,30
35,80
37,70
39,90
41,60
43,75
46,35
48,30
51,60
53,35
55,30
57,30
59,00
61,45
62,90
64,60
66,90
68,75
69,60
71,95
72,70
74,65
77,80
79,50
81,75
85,90
87,30
88,45
89,50
Chlorit
Kaolinit
Quarz
Hämatit
Goethit
Akzessorien
Talk
Corrensit
Illit
Illit-Smektit
Abb. 4.29: a) Zusammensetzung der Tonfraktion in den Profilen Lengfurt, Pforzheim und Waldshut. Die vertika-
len Probenabstände sind im Gegensatz zu den Gesamtmächtigkeiten nicht maßstäblich wiedergegeben.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 103
Chlorit
Illit
Illit-Smektit
Talk
Kaolinit
Quarz
Hämatit
Akzessorien
Goethit
Zinkblende
188,90
191,30
192,30
193,30
194,70
196,00
197,10
197,90
198,60
199,40
200,80
201,50
202,80
204,00
205,60
206,50
207,40
208,20
209,30
210,80
210,90
211,90
212,80
215,40
216,70
218,00
219,10
220,90
222,80
223,70
224,90
225,60
226,50
227,40
228,70
229,60
231,10
232,80
235,30
Obernsees
Mersch
Ühlingen
[%]
0255075
100
53,90
55,50
57,30
58,50
59,40
60,80
61,90
62,20
63,60
64,40
64,60
65,65
66,40
67,70
68,50
69,75
70,75
71,70
72,50
73,60
74,50
75,30
76,60
77,50
78,60
79,50
80,55
81,10
82,30
83,50
84,70
85,60
86,50
87,35
88,55
89,90
90,20
91,00
92,60
93,80
94,60
95,25
96,70
97,50
98,55
99,50
100,30
101,10
102,30
103,95
104,40
105,40
106,20
106,90
107,60
108,40
109,70
110,30
111,40
112,90
0255075
100
739,00
740,60
741,80
742,50
743,60
745,30
746,50
747,60
749,80
750,50
751,70
758,00
759,60
760,30
761,60
762,10
764,00
765,00
766,10
767,30
768,30
769,90
770,20
771,30
772,40
773,20
774,20
775,20
776,50
777,80
778,40
779,50
780,40
781,70
783,90
784,70
785,90
786,90
788,30
789,40
790,70
791,90
792,70
793,40
794,40
795,00
796,80
797,60
798,60
799,90
800,40
801,00
801,50
0255075
[%]
100
Abb. 4.29: b) Zusammensetzung der Tonfraktion
in den Profilen Ühlingen, Obernsees und Mersch.
Die vertikalen Probenabstände sind im Gegensatz
zu den Gesamtmächtigkeiten nicht maßstäblich
wiedergegeben.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 104
lichen aus einer Überlagerung sedimentärer und diagenetischer Einflußfaktoren. Eine präzise
stratigraphische Korrelation der Schichtenfolge ist nur über den Borgehalt der Illite möglich
(Kap. 4.7.2.2).
4.5.2 Siltfraktion
Die säureunlösliche Siltfraktion besteht hauptsächlich aus Quarz, Muskovit (z.T. Illit), Feld-
späten, sowie geringeren Anteilen von Kaolinit bzw. Chlorit.
Die Hauptgemengteile Quarz und Muskovit treten als Durchläuferminerale in sämtlichen Profil-
abschnitten auf. Aus der lateralen Verteilung der Feldspatgehalte leiten sich analog zu 4.5.1
gewisse Abhängigkeiten von der Lage der Profile innerhalb des Beckens ab. Im Bohrprofil
Mersch konnten jedoch trotz der extrem randnahen Lage keine erhöhten Feldspatgehalte festge-
stellt werden. Die vertikale Verteilung der genannten Minerale zeigt außer einem generellen
Anstieg der Feldspat- und Quarzgehalte an der Grenze zum Buntsandstein keine signifikanten
Profilmerkmale (s. Kap. 4.4.2).
In der Sandfraktion treten häufig silikatische Mineralaggregate sowie schwerlösliche Karbonat-
reste von Dolomit und Magnesit auf (s. Anhang, Taf. 4, Fig. 2). Aufgrund der nicht repräsenta-
tiven Stokesschen Äquivalent-Durchmesser der Aggregate können keine Aussagen über die quan-
titative Zusammensetzung der Sandfraktion gemacht werden.
4.6 Kristallinität und Kristallitgrößenverteilung
Die Illitkristallinität resultiert aus der Halbwertsbreite (FWHM.) der Illitreflexe im Diffraktometer-
spektrum und ist ein Maß für den Diagenese- bzw. Metamorphosegrad eines Sediments. Nach
KÜBLER (1966) ist sie durch das Höhen-Breiten-Verhältnis des (001)-Peaks bei d ≈ 10Å defi-
niert. Dieses Verhältnis ist im frühdiagenetischen Stadium relativ klein und nimmt mit steigen-
dem Diagenese- bzw. Metamorphosegrad kontinuierlich zu. Die Verschmälerung der Illit-Re-
flexe führt somit zu eine Abnahme der relativen Halbwertsbreite. Dies läßt sich auch an den
Reflexen höherer Ordnung nachvollziehen. Ein vergleichbares Meßverfahren (sog. „sharpness
ratio“) wurde auch von WEAVER (1958) angewendet.
Nach TEICHMÜLLER et al. (1979) erfordert die methodische Bestimmung der Illitkristallinität
die Auswertung einer statistisch relevanten Datenmenge. Unter dieser Vorraussetzung können
nur bei einer Beprobung längerer Profilabschnitte Aussagen über eine tendenzielle Zu- oder
Abnahme des Diagenese- bzw. Metamorphosegrads gemacht werden.
Der numerische Wert der Illitkristallinität wird von der Präparationstechnik sowie den röntge-
nographischen Meßbedingungen beeinflußt. Nach KLUG & ALEXANDER (1974) ist die Halb-
wertsbreite von der apparatespezifischen Reflexbreite des Meßgeräts (Diffraktometer) sowie
der mineralspezifischen Reflexbreite des Probenmaterials abhängig. Aus diesem Grund ist ein
direkter Vergleich von Illitkristallinitätsdaten, die aus verschiedenen Bearbeitungen stammen,
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 105
in der Regel nicht möglich. Um diesen Mangel zu beheben, wurden in der vorliegenden Arbeit
die gemessenen Werte nach dem Crystallinity-Index-Standard-Verfahren (CIS) von WARR &
RICE (1994) an einer Referenzskala geeicht (s. Kap. 3.2.8 u. 3.2.9). Um die Entwicklung der
Halbwertsbreiten im Profil zu beurteilen, wurden außer den (001)-Interferenzen der Illite auch
deren (002)-Reflexe sowie die (003)-Reflexe der Chlorite vermessen. Hierbei wurde die sog.
Peak-fitting-Methode angewendet (Kap. 3.2.8).
In der Tonfraktion werden die 10Å-Reflexe von Illit häufig durch die Anwesenheit quellfähiger
Illit-Smektit-Phasen verbreitert. Die (001)-Halbwertsbreite der lufttrockenen Präparate ist dabei
auch vom I/S-Gehalt abhängig (s. Kap. 4.4.5.4). Eine Behandlung mit Ethylenglykol führt bei
illitreichen Wechsellagerungen häufig nur zu einer teilweisen Expansion der quellfähigen An-
teile. Da die Illit-(003)-Reflexe mit der Position des Quarz-Hauptreflexes koinzidieren (d = 3,34
Å) stellen im Unteren Muschelkalk die Halbwertsbreiten der (002)-Reflexe den verläßlichsten
Kristallinitätsindikator dar. Sie werden in der Regel nicht durch andere Phasenreflexe überla-
gert. Eine Vermessung von Interferenzen höherer Ordnung ist bei Diffraktometern mit Sekundär-
monochromator durch den zunehmenden Versatz des Kα2-Spektrums ungünstig (vgl. Kap. 3.2.2).
Die Messung des verbreiterten I/S- bzw. Illit-(001)-Gesamtreflexes ermöglicht eine Abschät-
zung der relativen quellfähigen Anteile im Profil. Aus einer abnehmenden Differenz zur
Halbwertsbreite der Illit-(002)-Peaks mit zunehmender Versenkungstiefe ergeben sich Hinwei-
se auf eine teufenabhängige Umwandlung der Illit-Smektite.
Da die (001)-Reflexe des Chlorits im Kleinwinkelbereich des Diffraktometerspektrums liegen
(hoher Untergrundanteil) und meist sehr geringe Intensitäten besitzen, sind sie zur Messung der
Halbwertsbreiten nicht geeignet. Die Chlorit-(002)- und (004)-Reflexe werden durch die Basis-
interferenzen der Kaolinite überlagert. Aussagen zur Chloritkristallinität können somit nur an-
hand der (003)-Reflexe gemacht werden, wobei auch hier die Messung dadurch erschwert wird,
daß sich das Intensitätsverhältnis der geradzahligen zu den ungeradzahligen Basisreflexen in
Abhängigkeit vom Chemismus der Chlorite stark verschiebt (s. Kap. 4.7.1).
4.6.1 Verteilung der Halbwertsbreiten
Die CIS-geeichten Halbwertsbreiten der Illit-(001)- und (002)-Reflexe sind in Abbildung 4.30
a- c dar gestellt. In den Profilen Lengfurt, Pforzheim, Waldshut und Obernsees kann anhand der
abnehmenden (002)-Werte ein Anstieg der Illitkristallinitäten mit der Teufe beobachtet werden.
Besonders in der Bohrung Pforzheim nehmen die Halbwertsbreiten im Verlauf der Gesamtteufe
von 73 m zu den liegenden Rötschichten hin deutlich zu.
Wie an der Konvergenz der Regressionsgeraden zu erkennen ist, nimmt in den genannten Bohr-
profilen die Breite der (001)-Reflexe überproportional mit der Teufe ab. Dies weist auf einen
Rückgang der smektitischen Anteile bzw. auf eine teufenabhängige Transformation in immer
illitreichere Strukturen hin. Im Profil Pforzheim (Abb. 4.30 a) ist dieser Trend am deutlichsten
ausgeprägt und schlägt sich in vergleichsweise hohen Korrelationskoeffizienten nieder (R =
0,78 bzw. 0,70). Im Profil Waldshut ist dagegen die überproportionale Abnahme der (001)-
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 106
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
240
230
220
210
200
190
Teufe [m]
R = 0,02
Diagenese
Epizone
Anchizone
R = 0,11
Mersch
Pforzheim
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
70
60
50
40
30
20
10
Teufe [m]
R = 0,78
Diagenese
Anchizone
Epizone
R = 0,7
Illit (001) CIS Illit (002) CIS
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
R = 0,92
y = 0,5024x + 0,0991
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
R = 0,89
y = 0,3706x + 0,1679
FWHM [∆2ϑ], CIS-geeicht
Illit (002) FWHM [∆2ϑ]
Illit (001) FWHM [∆2ϑ]
FWHM [∆2ϑ], CIS-geeicht
Illit (002) FWHM [∆2ϑ]
Illit (001) FWHM [∆2ϑ]
Abb. 4.30: a) Verteilung der Illit-(001)- und -(002)-Halbwertsbreiten (CIS-geeicht) in den Bohrkernen
Pforzheim und Mersch.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 107
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Teufe [m]
R = 0,43
R = 0,36
Lengfurt
Diagenese
Anchizone
Epizone
FWHM [∆2ϑ], CIS-geeicht
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
800
790
780
770
760
750
740
Teufe [m]
R = 0,51
R = 0,22
Obernsees
Diagenese
Anchizone
Epizone
Illit (001) CIS Illit (002) CIS
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
R = 0,79
y = 0,3796x + 0,1922
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
Illit (002) FWHM [∆2ϑ]
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
Illit (001) FWHM [∆2ϑ]
R = 0,79
y = 0,4117x + 0,1837
FWHM [∆2ϑ], CIS-geeicht
Illit (002) FWHM [∆2ϑ]
Illit (001) FWHM [∆2ϑ]
Abb. 4.30: b) Verteilung der Illit-(001)- und -(002)-Halbwertsbreiten (CIS-geeicht) in den Bohrkernen
Lengfurt und Obernsees.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 108
Ühlingen
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
110
100
90
80
70
60
50
Teufe [m]
R = 0,11
R = 0,2
Diagenese
Anchizone
Epizone
FWHM [∆2ϑ], CIS-geeicht
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
R = 0,79
y = 0,2293x + 0,2481
Illit (002) FWHM [∆2ϑ]
Illit (001) FWHM [∆2ϑ]
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
R = 0,75
y = 0,1281x + 0,2599
Illit (002) FWHM [∆2ϑ]
Illit (001) FWHM [∆2ϑ]
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
90
80
R = 0,24
Teufe [m]
Diagenese
Anchizone
Epizone
Waldshut
FWHM [∆2ϑ], CIS-geeicht
Illit (001) CIS Illit (002) CIS
Abb. 4.30: c) Verteilung der Illit-(001)- und
Illit-(002)-Halbwertsbreiten (CIS-geeicht)
in den Bohrkernen Ühlingen und Waldshut.
Reflexbreite nicht eindeutig nachweisbar. Aufgrund der geringen Probenzahl wurde für die (001)-
Reflexe keine Regressionsgerade eingezeichnet. Auch in der Kernbohrung Ühlingen ist keine
generelle Zunahme der Illitkristallinität festzustellen (Abb. 4.30 c).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 109
Zum Vergleich der Meßwerte wurden in die Diagramme der geeichten Halbwertsbreiten die
CIS-spezifischen Grenzen der Diagenese-, Anchi- und Epizone nach WARR (1996) eingezeich-
net (Illit-(002)-Reflexe: Diagenese: > 0,36; Anchizone: 0,36 - 0,23; Epizone: < 0,23 °[∆ 2ϑ]).
Aus dieser Darstellung wird deutlich, daß die Illitkristallinitäten in den Bohrungen Pforzheim
und Mersch einen relativ hohen Diagenesegrad anzeigen, da sich hier ein Teil der (002)-Halbwerts-
breiten in der Nähe der Grenze zur Anchizone befindet. Auch nach der Definition von KÜBLER
(1966) sind diese Proben mit ∆2ϑ-Werten < 0,42 (Illit-001-Reflex, EG) der höheren Diagenese
zuzuordnen, was anhand von glykolisierten Präparaten nachvollzogen werden konnte. Im Ge-
gensatz dazu besitzen die Illite der Bohrungen Lengfurt, Obernsees, Ühlingen und Waldshut
deutlich höhere Reflexbreiten.
In der Bohrung Mersch fällt auf, daß offensichtlich nur ein sehr geringer Teil der Illite quellfähige
Smektitanteile besitzt (Teufenbereich: 205 - 220 m, vgl. Abb. 4.29 b). Auch im Profil Pforzheim
weist die geringere Halbwertsbreite der (001)-Reflexe auf stark reduzierte Illit-Smektitanteile
hin. Dieser Effekt kann auf eine diagenetisch bedingte Umwandlung in Illite zurückgeführt
werden, die in diesen Profilen relativ weit fortgeschritten zu sein scheint (Korrelationskoeffizient
der Illit-(001)/-(002)-Halbwertsbreiten: Pforzheim: R = 0,92; Mersch: R = 0,89). Im Gegensatz
zum Profil Pforzheim ist dieser Prozeß im der Bohrung Mersch offensichtlich nicht von der
Teufe abhängig.
Auf Basis der CIS-geeichten (002)-Halbwertsbreiten wurden nach der in Kapitel 3.2.8 beschrie-
benen Verfahrensweise für die mittlere Kristallitgröße der Illite die folgenden Wertebereiche
berechnet. Tabelle 4.3 zeigt einen Vergleich der sog. Single-Line-Methode (Crysize 2.2, CIS-
Standard MF1C: 2M1-Muskovitkristall) mit der Berechnungsmethode nach DRITS et al. (1998).
Nach WARR & NIETO (1998) weisen diese Methoden mit 15 % bzw. 10 % gegenüber TEM-
Messungen von Ultramikrotomschnitten die geringsten Durchschnittsabweichungen auf.
Tab. 4.3: Mittlere Kristallitgröße der Illite im Unteren Muschelkalk des südlichen Germanischen Beckens [nm]:
Single-Line-Methode
D
RITS
et al. (1998)
Lengfurt
9,3 - 13,2
4,8 - 9,2
Pforzheim
8,9 - 18,0
6,1 - 13,8
8,2 - 16,0
5,1 - 10,7
Ühlingen Waldshut
8,9 - 17,3
4,4 - 9,6
Obernsees
7,6 - 13,6
4,6 - 7,1
Mersch
8,2 - 18,5
5,7 - 9.8
Gemäß den in Tabelle 4.3 errechneten Wertebereichen werden im Profil Pforzheim übereinstim-
mend die höchsten Kristallitgrößen erreicht. Die Dimension der kohärent streuenden Brechungs-
domänen (s. Kap. 3.2.3) beträgt im Maximum 18,0 bzw. 13,8 nm. Von LIPPMANN & BERTHOLD
(1992) wird für die Illite des Unteren Muschelkalks von Geislingen am Kocher eine mittlere
Kristallitgröße von 17,8 nm (178 Å) angegeben (gemessener Wertebereich: 126,2 - 196,3 Å),
wobei dieser Wert über die Scherrer-Gleichung (s. Kap. 3.2.3) auf Basis der glykolisierten (001)-
Reflexe berechnet wurde. Nach WARR & NIETO (1998) weist dieses Bestimmungsverfahren
gegenüber TEM-basierenden Kristallitgrößenmessungen eine durchschnittliche Abweichung von
21% auf. LIPPMANN & BERTHOLD (1992) schließen aus dem ermittelten Wert, daß die
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 110
Illitkristallite des Geislinger Profils aus minimal 18 aufeinanderliegenden Elementarschichten
zu 10Å bestehen. Für die Korrektur der Halbwertsbreiten wurde eine apparaturbedingte Breite
von 0,15 ± 0,03 °[∆ 2ϑ] zugrundegelegt.
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
Illit (002)
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
Chlorit (003)
R = 0,06
y = -0,0134x + 0,5153
Lengfurt
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
Illit (002)
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
Chlorit (003)
R = 0,50
y = 0,454x + 0,2226
Pforzheim
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
Illit (002)
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
Chlorit (003)
R = 0,47
y = 0,2376x + 0,3356
Ühlingen
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
Illit (002)
0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0
Kaolinit (001)
R = 0,39
y = 0,9186x + 0,283
0,0
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
Illit (002)
0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0
Chlorit (003)
R = 0,72
y = 1,9318x - 0,289
0,0
0,5
1,0
1,5
2,0
Illit (002)
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0
Chlorit (003)
R = 0,48
y = 0,2221x + 0,2998
Waldshut
Mersch Obernsees
Abb. 4.31: Verhältnis der Halbwertsbreiten (FWHM, °[∆ 2ϑ]) der Illit-(002)-Reflexe zur Halbwertsbreite der
Chlorit-(003)- bzw. Kaolinit-(001)-Reflexe (Bohrkern Obernsees).
Abbildung 4.31 zeigt das Verhältnis der Illit- (002)-Halbwertsbreiten zur Halbwertsbreite der
Chlorit-(003)-Reflexe. Da Chlorit im Profil Obernsees nur in zwei Proben auftritt (s. Kap. 4.5.1),
wurde hier die Halbwertsbreite der Illit-(002)-Reflexe gegen die der Kaolinit-(001)-Reflexe
aufgetragen. In den Bohrprofilen Pforzheim, Ühlingen und Waldshut zeigen die Korrelations-
koeffizienten niedrige Werte (R = 0,47 - 0,50). In der Bohrung Obernsees kann ebenfalls keine
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 111
deutliche Korrelation mit der Halbwertsbreite der Kaolinite festgestellt werden (R = 0,39). Die
Werte streuen hier stark. Auch im Bohrprofil Lengfurt existiert keine Abhängigkeit zwischen
der Halbwertsbreite der Illite und der der Chlorite (R = 0,06). Lediglich im Bohrprofil Mersch
besteht ein signifikanter Zusammenhang (R = 0,72) zwischen der Kristallitgröße der Illite und
Chlorite (Abb. 4.31). Dies könnte darauf hinweisen, daß ein Teil der Illite und Chlorite durch die
Umwandlung primärer Illit-Smektite bzw. Kaolinite entstanden ist, wodurch die Kristallinität
beider Mineralphasen erhöht wurde (vgl. Kap. 4.4.5.6 u. 4.5.1).
Da die Kristallinität von Phyllosilikaten u.a. von der Teilchengröße, von der Defektdichte, vom
Elektrolytgehalt sowie vom Zeit-Temperatur-Integral abhängig ist (DUNOYER DE SEGONZAC
1970), kann sie durch eine große Zahl von Steuerungsfaktoren beeinflußt werden. Unter diesem
Aspekt deutet die Zunahme der Illitkristallinität mit der Teufe in den Profilen Lengfurt, Pforz-
heim, Waldshut und Obernsees auf einen p-T-t-gesteuerten Reaktionsprozeß hin. Hierfür spricht
auch die sukzessive Abnahme der quellfähigen Anteile (Kap. 4.5.1). Die deutlichere Korrelation
der Halbwertsbreiten von Chlorit und Illit sowie deren vergleichsweise atypische, von der Teufe
unabhängige Verteilung könnte im Bohrprofil Mersch auf ein parallel ablaufendes Illit-Chlorit-
Wachstum hinweisen.
4.6.2 Wachstumsmechanismen
Aus den Ergebnissen der quantitativen Analyse (Kap. 4.5), den gemessenen Kristallinitätsdaten
(Kap. 4.6) sowie den Ergebnissen der isotopischen Datierung (Kap. 4.8) ergeben sich im Unte-
ren Muschelkalk deutliche Hinweise auf postsedimentäre Tonmineral-Wachstumsprozesse. Die
teufenabhängige Abnahme der I/S-Wechsellagerungsanteile, die gleichzeitig ansteigenden Illit-
Kristallintäten sowie die vom Sedimentationsalter abweichenden, jungen Mineralbildungsalter
sprechen eindeutig für eine Neubildung von authigenen Illiten. Dieser Sachverhalt wird durch
die unterschiedliche morphologische Erscheinungsform der Illitkristalle bestätigt (Kap. 4.4.5.3).
Nach den Untersuchungen von EBERL & S
´RODON
´ (1988) sowie EBERL et al. (1998) lassen sich
Informationen über das Wachstumsverhalten von Tonmineralphasen vor allem aus deren Kristallit-
größenverteilung ableiten, da diese direkt vom Mechanismus der Neubildung abhängig ist (s.a
LANSON & CHAMPION 1991). Mit Hilfe der Warren-Averbach-Methode (WARREN & AVERBACH
1950) kann die statistische Verteilung der kohärent streuenden Brechungsdomänen (≈ Kristallit-
größe, s. Kap. 3.2.3) aus der Form der Röntgenreflexe im Diffraktometerspektrum berechnet
werden (LANSON & KÜBLER 1994). Zur Bestimmung wurde das Computerprogramm MudMaster
verwendet, welches die Kristallitgrößenverteilung über eine modifizierte Warren-Averbach-Me-
thode errechnet (EBERL et al. 1996). Da im Unteren Muschelkalk die Form der Illit-(001)-Refle-
xe stark vom Anteil smektitischer Wechsellagerungen beeinflußt wird (Kap. 4.4.5.4), wurden
für die Berechnung der Verteilungshistogramme die Illit-(002)-Reflexe zugrundegelegt (vgl.
Kap. 4.6).
Nach EBERL et al. (1998) ergeben sich im α-β2-Diagramm (Logarithmus der mittleren Kristallit-
größe α gegen die Varianz des Logarithmus der Kristallitgröße β2) für offene und geschlossene
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 112
Systeme charakteristische Wachstumspfade, die durch verschiedene Reaktionsprozesse gesteu-
ert werden (Abb. 4.32). So steigt z.B. in einem offenen System bei kontinuierlicher Keimbildung
und gleichzeitigem Größenwachstum der entstandenen Kristalle die Varianz der Kristallitgrößen
(β2) im Vergleich zur mittleren Kristallitgröße (α) überproportional an. Dagegen bleibt die Varianz
(und damit die Streuung) der Kristallitgrößen bei einer durch Stoffzufuhr gesteuerten oder zu-
fälligen Reifung in einem offenen Reaktionssystem konstant, die mittlere Kristallitgröße nimmt
kontinuierlich zu (Abb. 4.32). Bei einer Ostwald-Reifung nimmt in einem geschlossenen Sy-
stem die Streuung der Kristallitgrößen mit zunehmender Kristallitgröße linear ab.
R = 0,81
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
1,0
1,1
1,2
0 1 2 3 4 5 6 7 8
Ostwald-Reifung
(geschlossenes System)
Kontinuierliche
Keimbildung
und Wachstum
(offenes System)
Oberflächengesteuertes Wachstum (offenes System)
Oberflächengesteuertes Wachstum (offenes System)
Stoffzufuhrgesteuertes Wachstum oder zufällige Reifung
(offenes System)
y = -0,3835x + 1,199
Logarithmus der mittleren Kristallitgröße (α)
Varianz des Logarithmus der Kristallitgröße
(β2)
Illite des Unteren Muschelkalks
(gesamtes Datenkollektiv)
Abb. 4.32: Theoretische Wachstumspfade im α−β2-Diagramm nach EBERL et al. (1998). Das für die Illite
des Unteren Muschelkalks berechnete Datenkollektiv (Tonfraktion, grau markiertes Feld) impliziert ein
kontinuierliches Kristallitgrößenwachstum durch Ostwald-Reifung im geschlossenen Reaktionssystem.
Wie aus Abbildung 4.32 deutlich wird, markieren die für Illit errechneten Werte für Kristallit-
größe und Varianz den Reaktionsprozeß einer fortgeschrittenen Ostwald-Reifung in einem ge-
schlossenen Reaktionssystem. Der Korrelationskoeffizient liegt für das gesamten Datenkollektiv
des Unteren Muschelkalks bei R= 0,81. Die in die Abbildung eingezeichnete Daten-Regressions-
gerade (y = -0,3835x + 1,199) verläuft hierbei nahezu parallel zu dem von EBERL et al. (1998)
angegebenen theoretischen Wachstumspfad. Die α-β2-Diagramme der einzelnen Bohrprofile
sind in Abbildung 4.33 separat dargestellt.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 113
αα
αα
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
1,0
1,1
1,2
0 1 2 3 4 5 6 7 8
y = -0,4691 + 1,2943
β2
Obernsees
R = 0,91
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
1,0
1,1
1,2
0 1 2 3 4 5 6 7 8
R = 0,86
y = -0,5235 + 1,5788
β2
Mersch
β2
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
1,0
1,1
1,2
0 1 2 3 4 5 6 7 8
y = -0,4082 + 1,2311
R = 0,88 Waldshut
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
1,0
1,1
1,2
0 1 2 3 4 5 6 7 8
y = -0,348 + 1,1154
β2
Lengfurt
R = 0,84
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
1,0
1,1
1,2
0 1 2 3 4 5 6 7 8
R = 0,73
y = -3689 + 1,2351
β2
Pforzheim
αα
β2
R = 0,83
0,0
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
1,0
1,1
1,2
0 1 2 3 4 5 6 7 8
y = -0,4129 + 1,2123
Ühlingen
Kontinuierliche Keimbildung
und Wachstum (offenes System)
Abb. 4.33: Verteilung der Werte im α−β2-Diagramm für alle bearbeiteten Bohrprofile (Definition der Parameter
α und β2 nach EBERL et al. 1998).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 114
Der Wachstumsmechanismus der Ostwald-Reifung verläuft über eine sukzessive Umwandlung
von weniger stabilen, feinkörnigen zu stabileren, grobkörnigeren Mineralteilchen durch einen
gleichzeitigen Lösungs-Fällungsprozeß in einem geschlossenen System (BARONNET 1984). Hier-
bei führt das aus der Auflösung von kleinen Kristallen stammende, gelöste Material zu einem
Weiterwachstum der größeren Kristalle, für die bei der erreichten Größe eine relative Übersätti-
gung der Lösung besteht (JASMUND 1993). Die selektive Rekristallisierung der kleineren Teil-
chen hat eine Zunahme der mittleren Kristallitgröße (α) sowie eine abnehmende Kristallit-
größenvarianz (β2) zur Folge. Im geschlossenen Reaktionssystem nimmt daher die Gesamtzahl
der Kristalle mit fortschreitender Reifung ab, ihr Gesamtvolumen bleibt dagegen konstant.
Unter thermodynamischen Gesichtspunkten läuft der Ostwaldsche Reifungsprozeß aufgrund
einer Verminderung der freien Grenzflächenenergie sowie einer Zunahme des strukturellen
Ordnungszustands ab. In Mehrstoffsystemen unterliegen die Teilchen im Innern einer Phase
einer allseitig gleichmäßigen Krafteinwirkung, was ein Minimum an potentieller Wechsel-
wirkungsenergie zur Folge hat. Für die Atome der Grenzflächen ist dieser Zustand aufgrund
ungleichmäßig wirkender zwischenmolekularer Kräfte nicht gegeben (WAGNER 1982). Die
Phasengrenzen sind daher gegenüber dem Phaseninneren energiereicher. Da die spezifische Ober-
fläche von Feststoffen mit abnehmender Teilchengröße zunimmt, besitzen vor allem sehr kleine
Tonmineralteilchen eine vergleichsweise hohe freie Grenzflächenenergie. Durch Lösung und
Umkristallisation der kleinen, energiereichen Kristalle zu größeren strebt das Stoffsystem einen
sowohl energetisch günstigeren als auch höher geordneten Zustand an, wobei das thermodyna-
mische Ungleichgewicht minimiert wird.
Da das Reaktionssystem im Lauf der Zeit an kleinen Mineralpartikeln verarmt, sinkt der Über-
sättigungsgrad der Lösung, was gleichzeitig zu einem Anstieg der kritischen Keimbildungs-
radien führt. Im fortgeschrittenen Stadium ist darüber hinaus die relative Energiedifferenz in-
nerhalb der Teilchenpopulation geringer. Die Reaktionsgeschwindigkeit nimmt daher mit zu-
nehmender Reifung ab.
Nach EBERL et al. (1998) entstehen im Verlauf der Ostwald-Reifung vorwiegend rundliche
Kristallformen. Diese morphologische Erscheinungsform wird nach BERNER (1981) durch den
kontinuierlichen Lösungs-Fällungsprozeß verursacht (s.a. COLBECK 1986). Wie die raster-
elektronenmikroskopischen Aufnahmen zeigen, ist dies auch im Unteren Muschelkalk die vor-
herrschende Kristallform der Illite (Kap. 4.4.5.3, Abb. 4.15: (a)). Ähnlich stark gerundete Illite
und Chlorite wurden auch von KRALIK & SCHRAMM (1994) aus den triassischen Karbonaten der
nördlichen Kalkalpen (Berchtesgaden- und Tirolikum-Decke) beschrieben. Ihre Entstehung wird
ebenfalls auf einen der „Ostwald-Reifung-ähnlichen Prozeß“ zurückgeführt (KRALIK & SCHRAMM
1994), wobei auch hier „steady-state“-Kornverteilungen beobachtet werden konnten (s.u.).
Nach NIELSEN (1964) und EBERL & S
´RODO´
N (1988) wird durch das fortschreitende Größen-
wachstum ein Kristallitgrößenhistogramm mit logarithmischer Normalverteilung erzeugt (sog.
„steady-state“-Kornverteilung), das mit ansteigendem Reifungsgrad zunehmend flacher und sym-
metrischer wird (s.a. INOUE et al. 1988). Im Verlauf dieser Entwicklung verschiebt sich das
Maximum zu größeren Werten hin. Eine ähnliche Kurvenform kann auch durch die sekundäre
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 115
Reifung einer primären Kristallpopulation mit ursprünglich asymptotischer Größenverteilung
entstehen, die durch kontinuierliche Keimbildung und Wachstum in einem offenen Reaktions-
system entstanden ist (Abb. 4.32). Im Endstadium des Ostwaldschen Reifungsprozesses ergibt
sich durch die Verlagerung des Verteilungsmaximums eine im Vergleich zur Normalverteilung
asymmetrische Form, die jedoch aufgrund der abnehmenden Reaktionsgeschwindigkeit häufig
nicht erreicht wird (EBERL et al. 1998).
Kristallitgröße [nm]
0
0,05
0,1
0,15
0102030
OS 781,70
Häufigkeit
Kristallitgröße [nm]
0
0,05
0,1
0,15
0102030
PF 5,52
Häufigkeit
logarithmische
Normalverteilung
(berechnet)
logarithmische
Normalverteilung
(berechnet)
Abb. 4.34: Log-normale „steady-state“-Kristallitgrößenverteilung der Illite des Unteren Muschelkalks
am Beispiel der Proben PF 5,52 und OS 781,70 (Tonfraktion).
Abb. 4.34 zeigt die typische Kristallitgrößenverteilungskurve der Illite des Unteren Muschel-
kalks anhand von zwei repräsentativen Beispielen. Die Histogramme wurden auf Basis der Illit-
(002)-Reflexe berechnet. Die Kristallitgrößen streuen im Bereich zwischen 2 und 20 - 25 nm.
Die Tatsache, daß das Häufigkeitsmaximum geringfügig zu niedrigeren Werten hin verschoben
ist, kann als Indiz dafür gewertet werden, daß der Reifungsprozeß noch kein finales Stadium
erreicht hat. Der Vergleich mit den von EBERL et al. (1998) berechneten Modellhistogrammen
weist jedoch darauf hin, daß in den nichtkarbonatischen Tonfraktionen des Unteren Muschel-
kalks ein erheblicher Teil der Illite bereits rekristallisiert wurde.
Der Ostwaldsche Reifungsprozeß kann häufig auch zu einer intensiven Verwachsung der Kri-
stalle führen („coalescence“ bzw. crystal agglomeration, EBERL et al. 1998). Nach Auflösen
der Karbonatanteile wird im Unteren Muschelkalk ein komplexes, kartenhausartiges Netzwerk
sichtbar (Wabenstruktur), das eine Rekonstruktion der in-situ-Wachstumsbedingungen ermög-
licht. Wie Abbildung 4.35 zeigt, sind die Phyllosilikatpartikel häufig an Kanten-Flächenkontakten
zusammengewachsen, wobei die Winkel der Wabenstruktur durch den idiomorphen Habitus der
Karbonatrhomboeder bestimmt werden. Daneben konnten auch subparallele Verwachsungen
beobachtet werden (Kap. 4.4.5.3).
Teilweise wurden die Karbonatminerale auch direkt umwachsen. Nach deren Auflösung werden
inmitten der Glimmerblättchen bisweilen Öffnungen mit exakter Rhomboederform sichtbar, d.h.,
daß die Kristallisation der Phyllosilikate zumindest teilweise nach der Kristallisation der Karbon-
ate erfolgt sein muß. Auch die häufig xenomorph ausgebildeten Kristallflächen weisen auf ein
Wachstum im Porenraum der Karbonatminerale hin. Wie die in Abbildung 4.35 erkennbaren
Gefügemerkmale belegen, ist hierbei das Kristalldickenwachstum gleichzeitig mit einem Wachs-
tum in der a-b-Richtung verbunden.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 116
a
b
c
Abb. 4.35: Kartenhausartige Wabenstruktur: Die Karbonatminerale wurden zum Teil sekundär umwachsen (a);
aufgewachsener Kristallrasen (b). REM-Aufnahme der Probe PF 6,55 (Lösungsrückstand).
Abb. 4.36: Diagenetische Porenfüllung durch authigene Tonmineral-Neubildung (c).
REM-Aufnahme der Probe PF 6,55 (Lösungsrückstand).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 117
Betrachtet man die Anordnung der Daten in den α-β2-Diagrammen der bearbeiteten Profile
(Abb. 4.33), so läßt sich der Ostwaldsche Wachstumsmechanismus auch innerhalb der Daten-
sätze der einzelnen Bohrungen nachvollziehen. Die höchsten Korrelationskoeffizienten ergeben
sich in den Profilen Waldshut, Obernsees und Mersch. Während die Werte in den Profilen Leng-
furt, Waldshut und Obernsees relativ gleichmäßig auf der Regressionsgerade streuen, hat in der
Bohrung Ühlingen ein Großteil der Illite durch den Reifungsprozeß bereits eine relativ einheit-
liche Kristallitgröße erreicht.
Im Profil Pforzheim liegt ein kleiner Teil der Daten gleichzeitig auf dem theoretischen Reaktions-
pfad für kontinuierliche Keimbildung und Wachstum in einem offenen System (vgl. Abb. 4.33).
Dieser Effekt ist wahrscheinlich auf den Einfluß des Kluftsystems zurückzuführen, welches für
die Wasserwegsamkeit im Gesteinskörper des Unteren Muschelkalks von übergeordneter Be-
deutung ist (vgl. Kap. 4.2). Von OPPENLÄNDER & JOACHIM (1993) wurden gangförmige Baryt-
mineralisationen aus dem Unteren Muschelkalk von Öschelbronn bei Pforzheim beschrieben,
die durch eine starke Zerblockung des Deckgebirges im Zuge der lokalen Tektonik entstanden
sind. Unter diesem Gesichtspunkt ist möglicherweise auch die relative Nähe der Bohrung Pforz-
heim zum Störungssystem des Rheingrabens von Bedeutung (ca. 25 km).
In Analogie dazu konnten im Bohrprofil Pforzheim in geringem Maße authigene Kristall-
neubildungen identifiziert werden, für die eine fluidgesteuerte Keimbildung in einem offenen
Reaktionssystem angenommen werden kann. In Abbildung 4.36 ist erkennbar, daß ein Teil die-
ser Neubildungen als feiner Kristallrasen auftritt, der auf die größeren Glimmerblättchen der
Wabenstruktur aufgewachsen ist. Daneben treten auch idiomorphe Tonmineral-Populationen
als Porenfüllungen auf.
Grundsätzlich setzt jedoch der im Unteren Muschelkalk dominierende Reaktionssmechanismus
der Ostwald-Reifung ein geschlossenes System voraus, das in den diagenetisch verfestigten
Karbonatgesteinen aufgrund der weit fortgeschrittenen Zementation des Porenraums gegeben
ist. Der gefundene Wachstumsprozeß reflektiert somit die lithologischen und hydrodynamischen
Eigenschaften des Sedimentgesteins und erklärt darüber hinaus das mit der Korngröße abneh-
mende Mineralbildungsalter (Kap. 4.8).
4.7 Geochemische Untersuchungsergebnisse
4.7.1 Chlorit
Die Chemie des Mischkristallsystems der Chlorite wird hauptsächlich durch die Komponenten
Fe, Mg und Al bestimmt. Chlorite können sowohl in den Oktaederzentren der Elementarschicht
als auch in den eigenständigen (Mg,Fe)(OH)6-Oktaederschichten wahlweise Eisen- oder
Magnesiumionen enthalten. Man unterscheidet daher zwischen Magnesium-Chloriten (sog. Talk-
Chloriten) und Eisen-Chloriten (sog. Ferro- bzw. Ferri-Chloriten).
Der durchschnittliche Anteil der Chlorite an der nichtkarbonatischen Tonfraktion liegt in den
Proben des Unteren Muschelkalks lediglich bei ca. 4 % (s. Kap. 4.5.1). Da die quantitative
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 118
Abtrennung der Chlorite aus dem Mineralgemenge der Tonfraktion nicht möglich war, konnte
eine direkte chemische Analyse der Chlorite (s. BAIN & SMITH 1994) an der separierten Mineral-
phase nicht durchgeführt werden.
Nach den Untersuchungen von BROWN (1955), BRINDLEY & GILLERY (1956) und OINUMA et
al. (1972) können jedoch anhand der relativen Intensitätsverhältnisse der geraden und ungera-
den (00l)-Reflexe Aussagen über die chemische Zusammensetzung von Chloriten getroffen wer-
den (s.a. MOORE & REYNOLDS 1997).
Basierend auf der Methode von BRINDLEY & BROWN (1980) kann über das Verhältnis
Intensity ratio (Ir) = I (002) + I (004) / I (001) + I (003)
die Gesamtzahl (y) der im Chlorit enthaltenen Eisenatome berechnet werden. Hierbei wird eine
variable Chloritformel
(Mg,Al)12-y Fey (Si,Al)8 O20 (OH)16
zugrunde gelegt, in der die maximal zwölf möglichen Eisenatome (y = 0 … 12) auf beide Oktaeder-
schichten verteilt sind. Die jeweilige Fe-Besetzung der Oktaederzentren des 2:1-Verbands bzw.
der Oktaederschicht kommt durch den Symmetriefaktor D zum Ausdruck. Dieser Faktor kann
nach PETRUK (1964) über die Intensitätsquotienten I (003) / I (005) der entsprechenden Chlorit-
Reflexe errechnet werden. Ist die Anzahl der Fe-Atome in beiden Oktaederschichten identisch,
so ist der Symmetriefaktor D = 0. Herrscht keine Gleichverteilung der Fe-Atome in den Oktaeder-
schichten, so müssen in der o.g. Gleichung die gemessenen (001)- und (003)-Intensitäten nach
der Beziehung
I(symm.) = I(asymm.) · (55,5)2 / (55,5 - 12,3 D)2
um diesen Asymmetrieeffekt berichtigt werden. Danach läßt sich über das Intensitätsverhältnis
(Ir) die Anzahl der Fe-Atome (y) durch Einsetzen in die Chloritformel ermitteln. Die entspre-
chenden Wertetabellen werden von BRINDLEY & BROWN (1980) sowie MOORE & REYNOLDS
(1997) angegeben. Von den Intensitäten der Chlorit-(002)- und (004)-Reflexe wurden die antei-
ligen Intensitäten der Kaolinitreflexe abgezogen, die mittels Formamidpräparation bestimmt
wurden (Kap. 3.2.5).
Abbildung 4.37 a, b zeigt die Intensitätsverhältnisse der (001)/(002)-Chloritreflexe am Beispiel
der Bohrung Pforzheim. Etwa 80 % der Proben befinden sich in unmittelbarer Nähe oder direkt
auf einer linear verlaufenden Regressionsgeraden. Für diese Proben ist das Intensitätsverhältnis
I(001)/I(002) und damit auch ihr Fe-Gehalt relativ konstant. Betrachtet man die Datenmenge
isoliert, so ergibt sich rechnerisch ein Korrelationskoeffizient von 0,97. Die restlichen Proben
fallen aus dem Datenkollektiv heraus (schraffierte Fläche). Sie besitzen im Vergleich zu den
übrigen Proben größere (001)/(002)-Intensitätsquotienten und somit geringere Fe-Gehalte.
Betrachtet man die Position der berechneten Fe- und Mg-Al-Gehalte im Profil, so verschiebt
sich der Chemismus der Chlorite im oberen Abschnitt zu erhöhten Mg-Al-Gehalten (y = 0 …6).
Im unteren Profilbereich zeigen die Chlorite dagegen höhere Fe-Gehalte (y = 4…8). Auf der
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 119
Teufe [m]
0
10
20
30
40
50
60
70
80
Int. (002)-Reflex [cps]
Int. (001)-Reflex [cps]
IqI(002) + I(004) / I(001) + I(003)
=
R = 0,68
R = 0,97
0 100 200 300 400 500 600
0
250
500
750
1000
1250
1500
1750
2000
(Mg, Al) Fe (Si, Al) O (OH)
12-y y 8 20 16
02 4
81012
y= 6
0123456
Abb. 4.37 a, b: Das Intensitätsverhältnis der ge-
raden und ungeraden Chloritreflexe am Beispiel
der Bohrung Pforzheim. Die chemische Zusam-
mensetzung der Chlorite ist von der strati-
graphischen Position im Bohrprofil abhängig.
Abb. 4.38: Verschiebung der (005)-Reflexe
durch Einbau unterschiedlicher Kationen in die
Chloritstruktur. XRD-Spektren der Tonfraktion
aus unterschiedlichen Teufen (Profil Pforzheim).
Chlorit (002) Chlorit (001)
Chlorit (005) JCPDS/PDF Nr. 12-0242:
(Mg, Al)6(Si, Al)4O10(OH)8
JCPDS/PDF Nr. 29-0701:
(Mg, Fe)6(Si, Al)4O10(OH)8
PF 9,65
PF 20,90
PF 54,64
PF 9,65
PF 20,90
PF 54,64
PF 9,65
PF 20,90
PF 54,64
a) b)
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 120
Abszisse sind die berechneten Intensitätsverhältnisse (oben) sowie die Anzahl der Fe-Atome
pro Formeleinheit (unten) aufgetragen (Abb. 4.37 a).
Diese Tendenz läßt sich auch anhand weiterer Faktoren verifizieren. Das in Abbildung 4.38
dargestellte Diagramm zeigt die Röntgenspektren von repräsentativen Texturpräparaten aus un-
terschiedlicher Teufe (PF 9,65; PF 20,90; PF 54,64). Während die Intensitäten der (ungeraden)
Chlorit-(001)-Reflexe stets identisch sind (oben rechts), nehmen die Intensitäten der (geraden)
(002)-Reflexe proportional zur Teufe zu (oben links). Dieser Effekt ist auf zunehmende Fe-
Gehalte zurückzuführen und wird nicht durch zunehmende Kaolinitanteile verursacht (Kap. 4.5.1,
Abb. 4.29 a). Am Chlorit-(005)-Reflex zeigt sich die Zunahme des Eisengehaltes zusätzlich
durch eine Verschiebung der Peaklage zu höheren 2ϑ-Werten. Die Linien der JCPDS-Standards
indizieren hier ebenfalls einen Mg-Al-Chlorit im oberen (JCPDS Nr. 12-0242) und einen Mg-
Fe-Chlorit (JCPDS Nr. 29-0701) im unteren Teil der Abfolge. Der unterschiedliche Chemismus
kommt dabei in den abweichenden Mineralformeln zum Ausdruck.
Als mögliche Ursache für den zunehmenden Mg-Gehalt der Muschelkalk-Chlorite ist vor allem
der sich zum Hangenden hin ankündigende Salinarzyklus des Mittleren Muschelkalks von Be-
deutung. Im Zuge ansteigender Salzgehalte wäre ein synsedimentärer Einbau von Magnesium-
ionen in detritische Chlorite denkbar (Zunahme der Mg-Konzentration). Auf eine kontinuierlich
ansteigende Salinität des Meerwassers weisen auch die gemessenen Borgehalte hin (Kap. 4.7.2.2).
Oberhalb der Probe PF 28,72 kann hier ebenfalls ein deutlicher Anstieg der Werte beobachtet
werden, wobei auch die Streuung der Daten im oberen Teil der Abfolge höher ist.
In den Bohrprofilen Lengfurt und Ühlingen ist die Tendenz zu Mg-reicheren Chloriten im obe-
ren Teil der Abfolge dagegen weniger stark ausgeprägt. Für das Profil Mersch kann angenom-
men werden, daß die chemische Zusammensetzung der Chlorite im Verlauf der Diagenese durch
Mg-Zufuhr (Magnesitbildung) stark modifiziert wurde (s. Kap. 4.1, 4.4.5.6 u. 4.5.1). In der
Kernbohrung Obernsees wird Chlorit weitgehend durch Kaolinit vertreten.
Verschiedene Untersuchungen an rezenten marinen Sedimenten haben gezeigt, daß ein enger
Zusammenhang zwischen dem Salzgehalt des Meerwassers und den Chlor- und Magnesium-
gehalten von Chlorit besteht (HEIM 1990). Beim Eintritt in das marine Milieu werden die sus-
pendierten Chlorite auf Kosten von Ca2+ mit höheren Anteilen an Na+-, Mg2+- und K+-Ionen
belegt, wobei Cl- zum dominierenden Anion wird.
Nach den Untersuchungen von KLEINSCHNITZ (1996) ist Chlor im Unteren Muschelkalk haupt-
sächlich an die Tonmineralfraktion gebunden. Der unlösliche Rückstand enthält mit durchschnitt-
lich 950 ppm deutlich mehr Chlor als die Karbonatphase (330 ppm). Dabei sind Dolomite als
Chlor-Träger nicht relevant. In der säureunlöslichen Tonfraktion ist Chlor an Illite sowie an Mg-
reiche Chlorite gebunden und wird anstelle von Hydroxyl-Ionen (Illite) bzw. in Form von
Magnesiumhydroxylchlorid-Gruppen (Chlorite) eingebaut (KLEINSCHNITZ 1996).
Nach JOHNS (1963) findet im marinen Faziesbereich sowohl durch Kationenaustausch als auch
durch eine Chloritneubildung aus Montmorilloniten eine verstärke Bindung von Magnesium
und Chlor statt. Im Verlauf dieser Chloritisierung werden neben reinem Brucit (Mg3(OH)6) auch
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 121
Magnesiumhydroxylchlorid-Gruppen (Mg(OH,Cl)2) als Zwischenschichten eingebaut (JOHNS
1963). Die Bildung chloritähnlicher Tonminerale im marinen Milieu wurde im Rahmen experi-
menteller Untersuchungen auch durch GRIM & JOHNS (1954) und POWERS (1957) nachgewie-
sen. Nach den Ergebnissen von ELDERFIELD (1976) entstehen durch Aufnahme von Magnesium
und stufenweise Einlagerung von Mg(OH)2-Schichten in das Gitter alkalifreier Dreischicht-
minerale zunächst intermediäre, dioktaedrische Chlorite (D-Chlorite). Die Umwandlung zu
trioktaedrischen Chloriten (T-Chlorite) vollzieht sich erst im diagenetischen Stadium. Die
Magnesiumfixierung kann nach ELDERFIELD (1976) wie folgt formuliert werden:
[Al(OH)2(H2O)4]+ → [Al(OH)2(H2O)2 · Mg(OH)2]+ → [Mg2Al(OH)6]+
D-Chlorite könnten demzufolge auch im Unteren Muschelkalk autochthon entstanden sein. Im
Rahmen der durchgeführten Diffraktometer-Analysen konnten jedoch keine dioktaedrischen
Chloritstrukturen nachgewiesen werden. Andererseits besteht auch die Möglichkeit, daß sich
detritische Chlorite durch Mg-Einbau in ihrer Zusammensetzung an das chemische Environ-
ment des Ablagerungsraumes angepaßt haben. In beiden Fällen reflektiert der Wechsel des
Chemismus eine Zunahme der Salinität im Sedimentationsbecken.
Auf Basis der von LIPPMANN (1979) angegebenen Stabilitätsbeziehungen müßte sich aus Illit +
Quarz in Meerwasser normalerweise Klinochlor + Quarz bilden. Diese Reaktion ist in vielen
marinen Tonen jedoch offensichtlich gehemmt (LIPPMANN 1979). Nach LIPPMANN & BERT-
HOLD (1992) kann dadurch die konkurrierende Reaktion der Dolomitbildung ablaufen, wodurch
dem Porenwasser große Mengen an gelöstem Magnesium entzogen werden. Als Folge davon
fällt die Dolomitisierung des Calcits in das Stabilitätsfeld des Muskovits (LIPPMANN & BERT-
HOLD 1992). LIPPMANN & BERTHOLD (1992) folgern hieraus, daß solange Calcit zur Verfügung
steht, detritische Chlorite auch instabil werden können. Ihr Mg2+-Gehalt würde dann im Zuge
der Dolomitisierung verbraucht werden (LIPPMANN & BERTHOLD 1992). Unter diesem Aspekt
muß jedoch auch die Auswirkung einer späteren Dedolomitisierung in Betracht gezogen wer-
den. Eine Remobilisierung von Magnesium im Verlauf der Diagenese hätte mit hoher Wahr-
scheinlichkeit eine Chloritisierung der Illite zur Folge.
Sekundär gebildete Mg-Chlorite könnten z.B. auch nach der Umwandlung von Mg-reichen
Smektiten in Illit-Smektit (I/S-mixed layer) über die Zwischenstufe des Corrensits entstehen
(vgl. Kap. 4.4.5.7). Auch nach CHAMLEY (1989) resultiert der Eisengehalt von diagenetisch
gebildeten Chloriten in Kalk-Mergel-Abfolgen aus der Transformation smektithaltiger Primär-
minerale. Ihr Magnesiumgehalt wird dagegen auf eine Umbildung von low-Mg-Calciten (LMC)
zu Mg-freien Calciten zurückgeführt (vgl. Kap. 4.1).
Eine Neubildung von Chloriten ist nicht nur in größerer Versenkungstiefe, sondern bereits wäh-
rend des frühdiagenetischen Stadiums möglich (HEIM 1990). Sie vollzieht sich unter günstigen
chemischen Vorraussetzungen bei hohen pH-Werten und entsprechender Mg-Konzentration. Nach
HEIM (1990) treten Illit und Chlorit bei der diagenetischen Umwandlung von quellfähigen in
nicht quellfähige Tonminerale in eine gewisse Konkurrenz. Dies ergibt sich auch aus der von
BOLES & FRANKS (1979) angegebenen Reaktionsgleichung (vgl. Kap. 4.4.2):
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 122
Smektit + K+
→
Illit + Chlorit + Quarz + H+
Die Entstehung von Chlorit (anstelle von Illit) wird wahrscheinlich durch eine hohe Basizität
sowie durch hohe Mg2+/K+-Verhältnisse begünstigt. Chlorit-Neubildungen treten daher im Ver-
lauf der diagenetischen Entwicklung häufig in salinaren Porenlösungen auf. Auch in jüngeren
Sedimenten sind höhere Chloritanteile meist in lakustrischen oder marinen Tonen und Mergeln
zu beobachten, die im salinaren Milieu abgelagert wurden(HEIM 1990).
Grundsätzlich ist im Unteren Muschelkalk sowohl eine detritische als auch eine authigene Her-
kunft der Chlorite denkbar (s. Kap. 4.4.5.6). Vor dem Hintergrund eines anzunehmenden An-
stiegs der Mg-Konzentration im Meerwasser deutet ihr wechselnder Chemismus auf eine syn-
bzw. postsedimentäre Anpassung an das geochemische Environment hin. Da Chlorite im Unte-
ren Muschelkalk nur in geringen Mengen vorkommen und zum Teil durch Kaolinit vertreten
werden, sind die Nachweismöglichkeiten begrenzt. Der Borgehalt der Illite stellt im Vergleich
dazu einen wesentlich verläßlicheren Faziesindikator dar (Kap. 4.7.2.1 u. 4.7.2.2).
4.7.2 Illit
Mit Hilfe quantitativer Röntgenfluoreszenzanalyse (RFA) wurde anhand einer repräsentativen
Probe die chemische Zusammensetzung des Muschelkalk-Illits bestimmt. Hierfür wurde ein
Tonmineralpräparat (< 2 µm) ausgewählt, in dem das Phyllosilikat Illit in relativ reiner Form
vorliegt. Für die Analyse wurde die Probe PF 6,95 des Bohrprofils Pforzheim verwendet
(orbicularis-Schichten), in der außer Illit nur sehr geringe Gehalte an Chlorit, Goethit und Quarz
röntgenographisch nachweisbar sind. Das analysierte Präparat besteht zu über 90 % aus den
Mineralphasen Illit und Illit-Smektit (s. Abb. 4.29 a). Der Illit-Smektit-Gehalt beträgt ca. 8 %.
Bei der Auswertung der geochemischen Meßdaten wurde die Tonmineralphase Chlorit mit ei-
nem Anteil von 1 %, Quarz und Goethit mit je 2 % entsprechend berücksichtigt. Für den
quellfähigen Anteil des Illit-Smektits wurde ein hypothetischer Montmorillonitgehalt von 20 %
angenommen. Zur Beschreibung der smektitischen Komponente wurde nach LIPPMANN & BERT-
HOLD (1992) die Zusammensetzung (Mg0,33Al1,67)[Si4](O10)(OH)2 zugrundegelegt.
Die ermittelten Werte stimmen weitgehend mit der in der Literatur angegebenen Illit-Zusam-
mensetzung überein (JASMUND & LAGALY 1993). Als P2O5-Gehalt der Tonfraktion wurde 0,13%,
als MnO-Gehalt 0,03 % gemessen. Wie die Ergebnisse der ICP-Analysen ergaben (Kap. 3.3.3 u.
4.7.2.2), liegt der Gesamt-Borgehalt der Tonfraktion bei 217 ppm (s.a. Anhang, Tab. A7). Bezo-
gen auf den Illitanteil beträgt die Borkonzentration 0,03 %. Die Stoffkonzentration der Elemen-
te Strontium, Barium und Mangan liegt unterhalb der Nachweisgrenze (< 0,01 %).
Für einen ebenfalls mittels Röntgenfluoreszenz analysierten Muschelkalk-Illit aus der nichtkar-
bonatischen Fraktion < 2 µm (Profil Geislingen am Kocher, Wellenkalk, Probe: 1.12) wurde von
LIPPMANN & BERTHOLD (1992) die folgende Formel angegeben:
(K0,73Ca0,04Na0,03) (Fe0,25Ti0,03Mg0,32,Mn0,002Al1,51) [Si3,51Al0,49] O10 (OH)2
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 123
Tabelle 4.4 zeigt die von LIPPMANN & BERTHOLD (1992) gemessenen Elementkonzentrationen
(D) im Vergleich zum Tonmineralpräparat PF 6,95 (C) sowie die chemische Zusammensetzung
von zwei weiteren Illiten (A, B).
Tab. 4.4: Geochemische Zusammensetzung einiger Illite (C und D: Unterer Muschelkalk bei Pforzheim bzw.
Geislingen):
A. Probe eines Illits aus Silver Hill, Jefferson Canyon, Montana (aus NEWMAN 1987).
B. Probe eines Illits aus Eau Claire, Illinois Basin, Illinois (aus JASMUND & LAGALY 1993).
C. Illitprobe aus der nichtkarbonatischen Tonfraktion des Unteren Muschelkalks (Profil Pforzheim,
orbicularis-Schichten, Probe PF 6,95).
D. Illitprobe 1.12 aus der nichtkarbonatischen Tonfraktion des Unteren Muschelkalks (Profil Geislingen am
Kocher, Wellenkalk, LIPPMANN & BERTHOLD 1992).
4.7.2.1 Bor als Indikator der Paläosalinität
Bor gilt als marines Leitelement und erfüllt weitgehend die Anforderungen an einen geochemi-
schen Faziesindikator. Unter entsprechenden Voraussetzungen kann es zur Rekonstruktion von
Paläosalinitätsschwankungen verwendet werden. Auf den Zusammenhang zwischen der Salinität
des Meerwassers und der Bor-Konzentration mariner Tone wurde erstmals von GOLDSCHMIDT
& PETERS (1932) hingewiesen. Die Autoren nahmen an, daß die erhöhten Borgehalte von Meeres-
sedimenten auf eine Adsorption von Borat-Ionen zurückzuführen sei (s.a. LANDERGREN 1945),
und bezeichneten Bor als ein thalassophiles Element. GOLDBERG & ARRHENIUS (1958) stellten
fest, daß der Borgehalt der Tonfraktion nicht ausgewaschen werden kann, und daß somit ein
Großteil des Bors fest an die Tonminerale gebunden sein muß. Diese Beobachtung wurde durch
die experimentellen Untersuchungen von HARDER (1959) und FREDERICKSON & REYNOLDS
(1960) bestätigt. Untersuchungen zum Borgehalt von Illiten wurden in neuerer Zeit u.a. von
GOLDBERG & GLAUBIG (1986), BEAUCHAMP (1990), STARKE (1991) und BEAUCHAMP et al.
(1995) durchgeführt.
[%] A B C D
SiO255,1 53,6 48,4 49,9
Al2O322,5 21,7 21,6 24,2
Fe2O35,28 2,87 4,11 4,74
Na2O 0,08 k.A. 0,17 0,23
K2O 8,04 7,08 7,32 8,12
CaO 0,02 k.A. 0,53 0,79
MgO 2,80 k.A. 3,23 3,08
TiO20,63 0,81 0,85 0,61
(k.A. = keine Angabe)
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 124
Nach WEDEPOHL (1984) enthält die obere kontinentale Kruste im Durchschnitt 10 ppm Bor. Die
von VINOGRADOV (1962) und TAYLOR & MCLENNAN (1981) angegebenen CLARKE-Werte lie-
gen mit 12ppm und 10 ppm in ver gleichbarer Höhe. In primären Gesteinen kommt das Element
hauptsächlich im Borosilikat Turmalin (ca. 10 % B), in Glimmern sowie zum Teil auch in Ser-
pentinen vor (GREW 1996). Turmalin tritt in der säureunlöslichen Tonfraktion des Unteren Mu-
schelkalks nicht auf. In magmatischen und metamorphen Gesteinen enthalten Muskovite im
Vergleich zu Biotiten wesentlich mehr Bor (SAUERER & TROLL 1990, PEREIRA & SHAW 1996).
Tabelle 4.5 zeigt einen Überblick über den durchschnittlichen Borgehalt verschiedener Gestei-
ne.
Tab. 4.5: Mittlerer Borgehalt von verschiedenen Gesteinstypen (nach WEDEPOHL 1984, Angaben in ppm):
Basalt/Gabbro
5
B [ppm]
Gneis/
Glimmerschiefer
9
Tonstein
100
Granit
9
Ultrabasite
3
Sandstein Kalkstein
35 20
Im Zuge der Verwitterung wird Bor in Form leicht löslicher Borsäure H3BO3 (bzw. B(OH)3)
mobilisiert und über den Oberflächenabfluß ins Sedimentationsbecken transportiert. Die durch-
schnittliche Borkonzentration von Fließgewässern beträgt ca. 10 µg/l (SCHEFFER & SCHACHT-
SCHABEL 1989). Im Vergleich dazu ist der mittlere Borgehalt von Meerwasser bei normaler
Salinität (35‰) relativ hoch (4,5 mg/l, SEIM & TISCHENDORF 1990). Durch seine hohe Löslich-
keit wird Bor mit zunehmendem Salzgehalt im Meerwasser angereichert und fällt erst im letzten
Eindampfungsabschnitt u.a. in Form von Boracit aus (z.B. Zechstein 2 u. 3, MÜLLER 1988). In
den Salzlagerstätten arider Gebiete kommt das Element auch als Na-, Mg- oder Ca-Borat vor.
Beim Eintritt ins marine Environment liegt Bor zunächst als undissoziiertes B(OH)30 vor und
wird im alkalischen Milieu als B(OH)4
- an die subaquatischen Sedimente adsorbiert. Die
Adsorptionsneigung steigt mit zunehmendem pH-Wert stark an und erreicht zwischen pH 9,0
und 9,7 ihr Maximum (KEREN & MEZUMAN 1981). Bor wird dabei vorwiegend an Tonminerale
und organische Substanzen sowie an Fe- und Al-Oxide gebunden. Das Phyllosilikat Illit besitzt
dabei mit Abstand die höchste Adsorptionskapazität (HENRY & DUTROV 1996). Illit-Smektite
können ebenfalls Bor adsorbieren. Durch Chlorit, Kaolinit und Montmorillonit wird dagegen
ein vergleichsweise geringer Anteil fixiert (STARKE 1991, LEEMAN & SISSON 1996). Der selek-
tive Einbau von Bor in Illite sowie in sericitische Verwitterungsprodukte wurde u.a. auch von
COUCH & GRIM (1968) und MACKIN (1987) nachgewiesen.
Nach spezifischer Adsorption an die dioktaedrische 2:1-Schichtstruktur des Illits wird Bor in die
äußeren Tetraederschichten des Kristallgitters eingebaut und kann als B3+ sowohl Al3+ als auch
Si4+ ersetzen (HARDER 1970, SHEARER & PAPIKE 1986, LIANG et al. 1995). Die Kationenbelegung
hat hierbei nach KEREN & O’CONNOR (1982) nur einen geringen Einfluß auf die Boradsorption.
Durch den Einbau in die Phyllosilikatstruktur wird der silikatisch gebundene Anteil des Bors
immobil und kann auch bei sinkender Konzentration nur sehr schwer wieder in die Lösung
überführt werden.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 125
Gegen eine ausschließlich adsorptive Bindung von Bor spricht vor allem die Tatsache, daß sich
auch nach langer Verweilzeit in hochkonzentrierter Borsäure- oder Natriumtetraborat-Lösung
kein Gleichgewicht einstellt (HARDER 1961 u. 1963). Bei einer Adsorption wäre dagegen nach
kurzer Zeit mit einer vollständigen Belegung der Tonmineral-Grenzflächen zu rechnen. Auch
der von vielen Autoren beobachtete Anstieg der Bor-Aufnahme mit der Temperatur widerspricht
einem reinen Adsorptionsprozeß.
Die Menge des inkorporierten Bors ist außer von der Salinität des Meerwassers von weiteren
geochemischen Faktoren sowie von der Illitkristallinität abhängig (PORRENGA 1967, COUCH
1971, WOLF & CHILINGARIAN 1976). Aufgrund höherer Defektdichte und randlicher Aufweitung
sind besonders Illite mit geringer Kristallinität in der Lage, größere Mengen von Bor zu binden.
Dieses Phänomen wird von FAIRCHILD et al. (1988) mit Hilfe des sog. „core-rind“-Modells
beschrieben, nach dem Illitkristalle aus einen strukturell kohärenten Kern („silicate core“) und
einen strukturell inkohärenten Rand („frayed rind“) bestehen (s.a. GAUDETTE et al. 1966). Da
sich diese Zonierung mit zunehmender Kristallinität zugunsten des kohärenten Kernbereichs
verschiebt, können gut kristallisierte Illite im Vergleich weniger Bor aufnehmen.
Der Einbau von Bor in Illite verläuft parallel zur spezifischen Fixierung des Elements Kalium,
welches im pseudohexagonalen Ring der Tetraeder-Zwischenschicht gebunden wird. WALKER
(1981) schlägt daher vor, das B/K2O-Verhältnis zur geochemischen Faziesanalyse zu verwen-
den („adjusted boron“, s.a. WALKER & PRICE 1963). Dies setzt jedoch voraus, daß der gemes-
sene Kaliumgehalt der Tonfaktion ausschließlich der Mineralphase Illit zugeordnet werden kann
und nicht durch vorhandene Fremdphasen beeinflußt wird (z.B. Orthoklas, Albit, etc.).
Schwankungen der Bor- und Kaliumkonzentration in den karbonischen Tongesteinen der Yoredale
Formation (Nordengland) wurden von WALKER (1981) in erster Linie auf die unterschiedliche
Korngrößenverteilung in der Tonfraktion sowie auf den unterschiedlichen Verwitterungsgrad
der Proben zurückgeführt. Diese Faktoren können für das analysierte Probenkollektiv (Profile
Pforzheim, Ühlingen und Waldshut) weitgehend ausgeschlossen werden.
Auf der Grundlage von Borgehaltsmessung wurde in der Vergangenheit häufig versucht, ein
allgemeingültiges Klassifikationsschema zur Unterscheidung limnischer und mariner Sedimen-
te aufzustellen (ERNST 1963, SHIMP et al. 1969). Dieser Versuch scheiterte jedoch an der Tatsa-
che, daß der Einbau von Bor in Illite kumulativ verläuft. Ein großer Teil der Sedimentgesteine
wurde im Verlauf der Erdgeschichte mehrmals erodiert und resedimentiert, so daß sich der rezente
Borgehalt der Illite aus der ursprünglichen Primärkonzentration und der Summe der danach
erworbenen Borgehalte zusammensetzt. Die Aussage, daß Süßwassersedimente in der Regel <
50 mg/kg und marine Sedimente > 80 mg/kg Bor enthalten, ist somit an die Voraussetzung
gebunden, daß nur ein sedimentärer Zyklus durchlaufen wurde. Auch HELING (1988) gibt zu
bedenken, daß die Signifikanz von Bor als Faziesindikator dadurch herabgesetzt wird, daß der
Borgehalt im Verlauf der chemischen Verwitterung nicht gelöscht wird.
Andererseits ermöglicht gerade die feste silikatische Bindung des Bors die Erhaltung von faziellen
Informationen über geologische Zeiträume hinweg. Diese Feststellung deckt sich auch mit den
Untersuchungen HARDERs (1961), der in pleistozänen Tonhorizonten, die durch Umlagerung
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 126
älterer Röttone sedimentiert wurden, Borgehalte zwischen 300 und 500 mg/kg feststellte. Nach
den Untersuchungen von QUEST (1985) ist dagegen im warm-humiden Klimabereich eine Lö-
schung der ererbten Borgehalte nicht generell auszuschließen (s.a. BOHOR & GLUSKOTER 1973,
FAIRCHILD et al. 1988).
Nach GREW (1996) ist im Verlauf der Diagenese nicht mit Konzentrationsverlusten zu rechnen,
da auch borhaltige Muskovite unter erhöhten p-T-Bedingungen stabil sind. Bor-Muskovit
(KAl2[BSi3O10](OH)2) wurde z.B. von STUBICAN & ROY (1962) bei 2 kbar und 500 °C synthe-
tisiert. Nach WERDING & SCHREYER (1996) ist über die Wechselwirkung borhaltiger Hellglimmer
mit koexistierenden Fluidphasen relativ wenig bekannt. HENRY & DUTROW (1996) geben für
Pelite/Psammite im Stadium der Diagenese bzw. niedriggradigen Metamorphose bezüglich des
relativen Borgehalts der Minerale das folgende Schema an:
Turmalin >> Illit > Muskovit > Montmorillonit > Albit > Kaolinit, Chlorit, K-Feldspat, Quarz
Für Karbonatsedimente (niedriggradige Metamorphose) wird die folgende Konzentrationsreihe
angegeben (HENRY & DUTROW 1996):
Turmalin >> Illit > Muskovit >> Aragonit > Calcit, Dolomit, Quarz
Bis in das Stadium der mittleren Metamorphose ist somit Illit nach Turmalin das zweitwichtigste
Bormineral.
4.7.2.2 Borgehalte der Tonfraktion
Geochemische Daten zum Spurenelement- bzw. Borgehalt der Illite liegen für den Unteren Mu-
schelkalk des südlichen Germanischen Beckens bisher kaum vor. Hinweise auf die Bor-
konzentration der Illite ergeben sich lediglich aus den Arbeiten von HARDER (1961) sowie PAUL
& FRANKE (1977). Die von diesen Autoren gemessenen Bor-Werte sind in Tabelle 4.6 zusam-
mengefaßt. Im Rahmen der vorliegenden Bearbeitung wurden Borgehaltsmessungen an den
Profilen Pforzheim, Ühlingen und Waldshut durchgeführt. Hierbei wurde von ca. 50 % der ent-
nommenen Proben die Borkonzentration der nichtkarbonatischen Tonfraktion bestimmt. Die
organische Substanz wurde vor der Messung mittels H2O2 entfernt (s. Kap. 3.3.3).
In diesen Bohrungen kann über die Abfolge des Unteren Muschelkalks hinweg eine kontinuier-
liche Zunahme der Borgehalte in der Tonfraktion festgestellt werden (Abb. 4.39). Die mittlere
Borkonzentration steigt ausgehend vom Profil Pforzheim (m = 188,1 ppm) über die Bohrung
Ühlingen (m = 208,8 ppm) in südlicher Richtung an und ist in der evaporitisch entwickelten
Abfolge der Bohrung Waldshut (s. Kap. 2.2) am höchsten (m = 219,7 ppm). Die Steigung der
Regressionsgeraden wird hierbei geringer. Dies deutet auf eine zunehmende Verflachung des
Sedimentationsraums hin (vgl. Kap. 2.1 u. 4.2).
Die Standardabweichung der Daten wird zur Beckenmitte hin geringer (Pforzheim: σ = 12,5;
Ühlingen: σ = 18,4; Waldshut: σ = 50,3). Innerhalb der Profile Pforzheim und Ühlingen zeigen
die gemessenen Borgehalte im oberen Teil des Unteren Muschelkalks eine wesentlich stärkere
Streuung (Abb. 4.39).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 127
Tab. 4.6: Borgehalte im Unteren Muschelkalk von Göttingen (Niedersachsen), Gehalte in ppm:
Illit, rein
(aus Kalken)
Röt-Mergel
(< 2µm, H
2
O
2
-beh.)
Gesamtgestein
B [ppm]
Illit, rein
(aus Dolomitbänken)
Röt-Mergel Grenzgelbkalk Wellenkalk
210 –
HARDER (1961)
300
PAUL & FRANKE
(1977)
160 - 205 35 - 115 30 - 60 50 - 60––
–––
Pforzheim
100 150 200 250
100 150 200 250
70
60
50
40
30
20
10
0
R = 0,51
m = 188,1
σ = 12,5
Teufe [m]
Ühlingen
150 200 250 300
150 200 250 300
110
100
90
80
70
60
50
R = 0,44
m = 209,3
σ = 18,4
0 100 200 300 400
0 100 200 300 400
90
80
R = 0,51
Waldshut
m = 219,7
σ = 50,3
Abb. 4.39: Borgehalte der
nichtkarbonatischen Tonfrak-
tionen in den Profilen Pforz-
heim, Ühlingen und Waldshut,
Gehalte in ppm.
m = arithmetisches Mittel
σ = Standardabweichung
R = Korrelationskoeffizient
Bor [ppm]
Bor [ppm]
Bor [ppm]
mm
mu
mm
mu
mm
mu
mu
so
mu
so
orbicularis-
Schichten
orbicularis-
Schichten
orbicularis-
Schichten
Geht man davon aus, daß der Borgehalt der Tonfraktion im wesentlichen auf das silikatisch
gebundene Bor der Illite und Illit-Smektite zurückzuführen ist (Kap. 4.7.2.1), so lassen sich auf
Basis der quantitativen Daten (Kap. 4.5.1) für den Illitanteil der Tonfraktion die in Tabelle 4.7
angegebenen Konzentrationen errechnen. Hierbei wurde für die Illit-Smektite ein durchschnitt-
licher quellfähiger Anteil von 20 % zugrundegelegt.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 128
Tab. 4.7: Mittlerer Borgehalt der Illite in den Profilen Pforzheim, Ühlingen und Waldshut, Gehalte in ppm:
Mittelwert (m)
Minimum - Maximum
Standardabweichung (σ)
Waldshut
262,2
185,6 - 335,9
58,2
232,8
195,6 - 273,9
20,7
ÜhlingenPforzheim
205,5
180,7 - 233,7
13,9
Bor [ppm]
Die Daten zeigen eine gute Übereinstimmung mit den von HARDER (1961) angegebenen Werten
(Tab. 4.6). Auch die von PAUL & FRANKE (1977) angegebene Bor-Konzentration der Röt-Mer-
gel (160 - 205 ppm, Tonfraktion) stimmt weitgehend mit den Borgehalten des Röts in den Pro-
filen Pforzheim und Lengfurt überein (Abb. 4.39).
Wie bereits im Verlauf vorangegangener Untersuchungen deutlich wurde (Kap. 4.7.2.1), kön-
nen jedoch auf Basis der gemessenen Daten keine Aussagen über die absolute Salinität des
Germanischen Muschelkalkmeers getroffen werden. Die Menge des eingebauten Bors ist von
einer Vielzahl geochemischer Faktoren abhängig, wobei die Stoffmengenkonzentration im Meer-
wasser wohl einer der wichtigsten ist.
150 200 250 300
150 200 250 300
Bor [ppm]
0,0 1,0 2,0 3,0
0,0 1,0 2,0 3,0
75
70
65
60
55
50
Teufe [m]
Corg [%]
Abb. 4.40: Rückgang der Borgehalte in der nichtkarbonatischen Tonfraktion der Bohrung Ühlingen
durch sprunghaften Anstieg der Corg-Konzentration (Corg-Gehalte nach BECKER 1995).
Der in Abbildung 4.39 zu beobachtende Rückgang der Borwerte in den orbicularis-Schichten
(Profil Ühlingen) wird z.B. durch einen sprunghaften Anstieg der Corg-Konzentration verursacht
(Abb. 4.40). Wie ein Vergleich mit den von BECKER (1995) gemessenen Gehalten zeigt, verläuft
die Abnahme der Borgehalte parallel zu einem starken Anstieg der Corg-Werte. Im Konzentrations-
bereich < 1 % Corg scheint ein umgekehrt proportionales Verhältnis dieser Parameter jedoch
nicht gegeben zu sein. Ein gegensätzliches Verhalten von Bor- und Corg.-Konzentration wurde
u.a. von EAGAR (1962) in den Tonsteinen des Oberkarbons beobachtet, wobei hier wesentlich
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 129
höhere Corg-Gehalte gemessen wurden. Da der Anteil an organischer Substanz im Liegenden der
orbicularis-Schichten stetig abnimmt (BECKER 1995), ist diese Abhängigkeit somit im Unteren
Muschelkalk eher von untergeordneter Bedeutung. Gegen ein prinzipiell antagonistisches Ver-
halten dieser Parameter spricht auch die Tatsache, daß organische Substanz eine hohe Affinität
zu Tonmineralen besitzt und an deren Oberflächen häufig adsorptiv gebunden wird. Ein
kompetitiver Reaktionsprozeß, der den selektiven Einbau des Bors in Illite merklich behindert,
erscheint auch unter diesem Gesichtspunkt nur bei hoher Corg-Konzentrationen in der nichtkar-
bonatischen Tonfraktion wahrscheinlich.
Pforzheim
100 150 200 250
100 150 200 250
70
60
50
40
30
20
10
0
Teufe [m]
Ühlingen
150 200 250 300
150 200 250 300
100
90
80
70
60
50
0 100 200 300 400
0 100 200 300 400
90
80
Waldshut
Abb. 4.41: Borgehalte der
nichtkarbonatischen Tonfrak-
tion in den Profilen Pforzheim,
Ühlingen und Waldshut, Gehal-
te in ppm. Die relativen Kon-
zentrationsschwankungen las-
sen sich anhand der charakteri-
stischen Wertegruppen A - E
eindeutig zuordnen.
110
A
B
C
D
A
B
C
D
A
R = 0,98
R = 0,78
R = 0,71
R = 0,92
R = 0,97
R = 0,86
E
E
Bor [ppm]
Bor [ppm]
Bor [ppm]
B
Innerhalb der im Unteren Muschelkalk stetig ansteigenden B-Gehalte lassen sich mindestens
fünf charakteristische Verteilungsmuster identifizieren, die innerhalb der Profile in gleicher stra-
tigraphischer Position auftreten (Abb. 4.41). Die Wertegruppen (A - E) sind in Abbildung 4.41
durch entsprechende Markierungen hervorgehoben und können eindeutig zugeordnet werden.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 130
Die Korrelationskoeffizienten (R) der korrespondierenden Gruppen sind ober- bzw. unterhalb
der Verbindungspfeile angegeben. Im Maximum werden Werte von 0,97 bzw. 0,98 erreicht (Grup-
pen A und D, für n = 3 - 6).
Bis auf das Zwischenmittel der Gruppen C und D lassen sich nahezu alle Borgehaltsschwankungen
korrelieren. Besonders auffällig ist hierbei, daß z.B. die Wertegruppe A (Bohrung Ühlingen)
sowohl in dem ca. 150 km nördlich gelegenen tieferen (Bohrung Pforzheim), als auch in dem ca.
17 km südlich gelegenen flacheren Teil des Beckens (Bohrung Waldshut) wiederkehrt. Aus dem
dargestellten Zuordnungsschema wird deutlich, daß sich im Unteren Muschelkalk offensicht-
lich ein zeitgleicher Wechsel der Borkonzentration nachvollziehen läßt. Diese Tatsache weist
darauf hin, daß trotz unterschiedlicher Absolutgehalte über die relative Konzentrations-
schwankung des Bors ein geochemisches Paläosalinitätssignal abgebildet wurde. Eine zufällige
Ähnlichkeit scheint aufgrund der sehr hohen Korrelationskoeffizienten ausgeschlossen zu sein
(Abb. 4.41).
Geht man für den Unteren Muschelkalk von einer relativ gleichmäßigen Morphologie des Meeres-
bodens aus (u.a. SCHWARZ 1970), so könnte durch einen salinitätsabhängigen Einbau von Bor in
die Illite ein geochemisches Signal entstanden sein, das sich im gesamten Muschelkalkbecken
rekonstruieren läßt. Aufgrund der höheren Evaporationsrate in den küstennahen Randbereichen
müßte hier die absolute Borkonzentration höher liegen. Analog dazu würde die beginnende
Einschnürung des Beckens an der Grenze zum Mittleren Muschelkalk zu einem Anstieg der
Borgehalte führen. Unter diesen Bedingungen wäre eine höhere Streuung der Werte, die durch
einen eingeschränkten Wasseraustausch und den zunehmenden Einfluß der Beckenmorphologie
verursacht wird, wahrscheinlich. Die gemessenen Analysenwerte scheinen diese Interpretation
zu bestätigen.
Prinzipiell könnten diese zyklischen Schwankungen auch durch eine Ablagerung detritischer
Illite mit unterschiedlichem Borgehalt entstanden sein. Gegen diese Annahme spricht jedoch,
daß in diesem Fall die Tonfraktion des in der Beckenmitte gelegenen Profils Pforzheim auf-
grund ihres höheren Illitanteils (Ø 88,1 %) im Vergleich zu den Profilen Ühlingen und Waldshut
(Ø 81,9 bzw. 76,6 % Illit) höhere Borgehalte besitzen müßte (vgl. Kap. 4.5.1, Tab. 4.2). Darüber
hinaus wäre aufgrund der unterschiedlichen sedimentären Transportmechanismen eine relativ
schlechte Korrelation zwischen den tieferen und flacheren Beckenbereichen zu erwarten. Diese
Aspekte werden jedoch durch die gemessenen Werte nicht bestätigt.
Auch die höhere Streuung der Borgehalte im oberen Teil der Abfolge kann nicht durch stark
schwankende Detrituseinträge erklärt werden. Wie ein Vergleich mit den gemessenen Rückstands-
mengen zeigt, ist in den entsprechenden Profilen weder ein Anstieg der Rückstandsgehalte noch
eine signifikante Veränderung der Silt/Tonverhältnisse feststellbar (Kap. 4.2 u. 4.3).
Die Borkonzentration ist auch nicht von der Illit-Kristallinität abhängig (s. Kap. 4.6.1 u. 4.7.2.1).
Die geringeren B-Gehalte im unteren Teil der Muschelkalk-Abfolge können im Profil Ühlingen
nicht auf eine Zunahme der Illit-Kristallinität zurückgeführt werden. Die im Profil Pforzheim
mit der Teufe ansteigende Kristallinität führt nicht zu einer überproportionalen Abnahme der
Borkonzentrationen.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 131
Aus der reproduzierbaren Veränderungen der Relativgehalte ergeben sich somit Korrelations-
koeffizienten, die nur durch ein isochrones erdgeschichtliches Ereignis erklärt werden können.
Die Summe der gewonnenen Daten weist darauf hin, daß die beobachteten Schwankungen in
der Borkonzentration durch Salinitätsschwankungen verursacht wurden.
4.8 Ergebnisse der Altersbestimmung
4.8.1 Auswahl der Präparate
Mit Hilfe der konventionellen 40K/40Ar-Methode (Kap. 3.4) wurden acht an Illit angereicherte
Tonpräparate geochronologisch datiert. Da die Qualität der Meßergebnisse maßgeblich von der
Reinheit des Probenmaterials und der Berücksichtigung aller in kristalliner und amorpher Form
vorliegenden Begleitminerale abhängig ist, wurden für die Altersbestimmung die Proben LF
64,60, PF 6,95, UE 107,60 und OS 800,40 ausgewählt. Die säureunlösliche Tonfraktion dieser
Proben besteht zu über 90 % aus Illit, daneben lassen sich nur geringe Mengen an Quarz bzw.
Chlorit oder Kaolinit identifizieren. K-haltige Mineralphasen (z.B. Orthoklas, Mikroklin, etc.),
durch die die gemessenen Mineral-Bildungsalter verfälscht werden könnten, sind in diesen Prä-
paraten diffraktometrisch nicht nachweisbar.
Die Röntgenspektren der angereicherten Präparate (Fraktion < 2 µm) sind im Anhang (Taf. 10,
Fig. 2) dargestellt. Mit Ausnahme der Probe LF 64,60 stammen die datierten Präparate aus dem
Bereich wichtiger stratigraphischer Muschelkalkgrenzen (Abb. 4.42).
WE SSWNNW
Lengfurt Pforzheim Ühlingen
Obernsees
805 m
735 m
0 m
90 m
50 m
115 m
PF 6,95
OS 800,40 UE 107,60
75 m
5 m
LF 64,60
mu
so
mm
mu
Muschelsandstein
(Lgd. Deckbänke): Wellenkalk:
Unterer Dolomit:
Röttone:
Abb. 4.42: Stratigraphische Position der datierten Illitpräparate.
Um Aufschluß über eine eventuelle Korngrößenabhängigkeit der Illit-Alterswerte und damit
über die mögliche Koexistenz authigener und detritischer Mineralphasen zu erhalten (REUTER
1985, BONHOMME 1987), wurden die Tonfraktionen der Proben in die Korngrößenbereiche 2 - 1
µm und < 1 µm unterteilt und separat datiert (s. Kap. 3.4).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 132
4.8.2 40K/40Ar-Alter der Illite
Nach der auf isotopischen Altersdaten beruhenden phanerozoischen Zeitskala von ODIN (1994)
umfaßt der Untere Muschelkalk die Zeitspanne zwischen 240 ± 5 Ma und 233 ± 6 Ma (Anis -
Ladin). MENNING (1992) gibt für diesen erdgeschichtlichen Zeitraum das Altersintervall von
240 bis 237 Ma an (Anis: Aege - Illyr, vgl. HAGDORN & SEILACHER 1993). Von HELLMANN
(1982) wurde die Anis/Ladin-Grenze anhand primär entstandener Sanidine aus Bentoniten der
„Grenzbitumenzone“ (San Giorgio, Schweiz) auf 233 ± 5 Ma datiert (s.a. HELLMAN & LIPPOLT
1981).
Tab. 4.8: 40K/40Ar-Alter der Illitpräparate (Fraktion 2 - 1 µm und < 1 µm):
K-Gehalt [%] Alter [Ma]
40
Ar
rad
[%]Einwaage [mg]
40
Ar [nl/g]Probe Fraktion
52,07
5,24
± 1% 51,33
± 0,35
2 - 1 µm
92,9
± 0,8 235,9
± 2,7
LF 64,60
52,09
5,65
± 1% 48,43
± 0,44
< 1 µm
92,0
± 1,1 208,1
± 2,7
LF 64,60
30,24
5,31
± 1% 50,72
± 0,88
2 - 1 µm
84,6
± 1,5 230,4
± 4,3
PF 6,95
30,97
5,81
± 1% 46,14
± 0,84
< 1 µm
84,2
± 1,6 193,6
± 3,8
PF 6,95
28,84
5,94
± 1% 57,73
± 0,98
2 - 1 µm
85,0
± 1,5 234,2
± 4,3
UE 107,60
30,00
5,78
± 1% 42,31
± 1,50
< 1 µm
72,1
± 2,6 179,2
± 6,3
UE 107,60
30,64
6,03
± 1% 48,46
± 1,21
2 - 1 µm
78,7
± 2,0 195,8
± 5,0
OS 800,40
32,94
5,62
± 1% 40,21
± 0,90
< 1 µm
80,7
± 1,8 175,3
± 4,1
OS 800,40
Tabelle 4.8 zeigt die ermittelten 40Ar-Mengen und die hieraus berechneten Altersdaten für die
Korngrößenbereiche 2 - 1 µm und < 1 µm. Aus den Messungen ergeben sich für die Muschel-
kalk-Illite Alter zwischen Mittlerer Trias (Anis, 236 Ma) und Unterem Jura (Toarcium, 175 Ma).
Diese vergleichsweise jungen Daten können nicht durch verwitterungsbedingte Einträge
detritischer Illite bzw. Muskovite aus den angrenzenden Liefergebieten (Böhmisches Massiv,
Vindelizisches Land, London-Brabant Massiv, etc.) erklärt werden. Für die Abtragungsprodukte
der variscischen Kristallingebiete müssen karbonische Mineralabkühlungsalter von mindestens
~ 300 Ma angenommen werden (Karbon: 295 ± 5 - 355 ± 3/5 Ma, ODIN 1994). Erosionseinträge
aus älteren paläozoischen Schichtenfolgen, deren Existenz zum Zeitpunkt der Muschelkalk-
Sedimentation nicht ausgeschlossen werden kann, würden dagegen zu noch höheren 40K/40Ar-
Alterswerten von > 350 Ma (Grenze Devon/Karbon) führen.
Aus den in Tabelle 4.8 dargestellten Ergebnissen kann geschlossen werden, daß ein erheblicher
Anteil der Illite postsedimentär entstanden sein muß. Die in der Nähe der Grenze zum Mittleren
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 133
Muschelkalk genommene Probe PF 6,95 besitzt z.B. mit ca. 194 Ma. bzw. 230Ma. Alterswerte,
die deutlich unter dem Sedimentationsalter des Muttergesteins liegen (Grenze mm/mu: 240 ± 5
Ma, ODIN 1994). Nur die gröbere Fraktion (2 - 1 µm) der Probe LF 64,6 lieferte 40K/40Ar-Alter,
die mit 236 Ma noch in das triassische Zeitintervall des Unteren Muschelkalks fallen. Alle übri-
gen Proben zeigen wesentlich jüngere Alterswerte. Für die Gesamtzahl der Proben beträgt der
maximale Altersunterschied zwischen jüngster und ältester Probe ca. 60 Ma.
Die Altersdifferenz der Fraktionen 2 - 1 µm und < 1 µm deutet darauf hin, daß die nicht-
karbonatische Tonfraktion des Unteren Muschelkalks aus einer Mischung von authigenen und
detritischen Illiten besteht. Legt man auf Basis der analysierten Kornverteilung als mittlere Korn-
größen der beiden Illit-Fraktionen 0,7 µm (Fraktion < 1 µm) und 1,2 µm (Fraktion 2 - 1 µm)
zugrunde (s. Kap. 3.4, Abb. 3.16), lassen sich die Alterswerte im Korngrößenbereich < 0,2 µm
wie in Abbildung 4.43 dargestellt durch Extrapolation ableiten. Nach HAMILTON et al. (1989)
kann angenommen werden, daß in der ultrafeinen Fraktion (ca. 0,1 µm) eine maximale Anrei-
cherung an neugebildeten Illiten erreicht wird (s.a. STILLE & SHIELDS 1997). Als Zeitpunkt der
authigenen Illitbildung ergeben sich somit aus Abbildung 4.43 erdgeschichtliche Alter zwischen
ca. 175 und 110 Ma (Mittlerer Jura - Unterkreide).
0,5 1,0 1,5 2,0
Korngröße [µm]
50
100
150
200
250
300
350
Mischalter
(authigen - detritisch)
Alter [Ma]
50
100
150
200
250
300
350
Alter [Ma]
authigen
0,1
s
Lengfurt
Pforzheim
Ühlingen
Obernsee
Abb. 4.43: Extrapolierte Korngrößen-Mischungsgeraden für die datierten Illitpräparate (Fraktion < 2 µm):
Für die authigen gebildeten Illite (Korngröße 0,1 µm) ergeben sich 40K/40Ar-Alter zwischen 175 und 110 Ma.
Für die zunehmend detritischen Illite bzw. Muskovite an der Grenze zur Siltfraktion (> 2 µm)
lassen sich Mischalter zwischen 230 und 320 Ma ablesen (Abb. 4.43). Hierbei muß in Betracht
gezogen werden, daß die 40K/40Ar-Alter im Korngrößenbereich um 2 µm durch Restanteile an
feineren Illitteilchen zu jüngeren Altern hin verschoben werden. Wie die Verteilung der Korn-
größen zeigt (Kap. 3.4, Abb. 3.16), wird in der gröberen Fraktion durch die Anhaftung kleinerer
Partikel ein geringerer Anreicherungsgrad erreicht. In der feineren Fraktion ist die Beeinflus-
sung der Alterswerte durch Korngrößeneffekte weniger ausgeprägt. Für die sedimentär einge-
tragenen Illite der Siltfraktion kann daher ein karbonisches Alter angenommen werden (> 295 ±
5 Ma, ODIN 1994).
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 134
Die in Abbildung 4.43 dargestellte Altersabschätzung geht von der Voraussetzung einer linearen
Mischungsgeraden aus. Die Tatsache, daß die feinere Fraktion (< 1 µm) stets wesentlich jüngere
Alterswerte besitzt, könnte jedoch auch durch mehrere Wachstumsgenerationen verursacht worden
sein (CLAUER & CHAUDHURI 1995). Dies würde zu einer nichtlinear verlaufenden Mischungs-
kurve führen (vgl. EVANS 1996).
Auf die Existenz unterschiedlich alter Illitgenerationen deutet das sehr weit gefaßte Zeitintervall
der authigenen Entstehung hin, das sich aus der Extrapolation der Meßwerte ergibt (175 - 110
Ma). Hierbei kann jedoch nicht beurteilt werden, ob in der Fraktion <0,2 µm eventuell noch
jüngere Illitphasen (< 110 Ma) nachweisbar sind. Aufgrund der begrenzten Anzahl der Messun-
gen lassen sich keine genaueren Aussagen zur Altersstellung der Feinstfraktion treffen. Auf
Basis der in Abbildung 4.43 dargestellten Mischungsgeraden wäre mit Ausnahme der Bohrung
Obernsees zumindest ein Teil der Illite detritisch.
Das mit abnehmender Korngröße immer jünger werdende 40K/40Ar-Mischalter der Illite kann
durch eine selektive Rekristallisation kleiner Illit-Partikel (Ostwald-Reifung) erklärt werden
(Kap. 4.6.2), wobei radiogenes 40Ar im Verlauf des Lösungs-Fällungsprozesses entweicht (PERRY
1974). Durch die Auflösung der kleineren Teilchen und das kontinuierliche Weiterwachstum der
größeren entstehen mehrere Wachstumsgenerationen mit unterschiedlicher Korngröße (EBERL
et al. 1990). Aufgrund der Tatsache, daß die größeren Illitblättchen einen älteren Kern besitzen,
wird ihr 40K/40Ar-Alter durch junge Anwachssäume nur geringfügig herabgesetzt. Kleine wieder-
ausgefällte Illitkristalle besitzen dagegen jüngere Mineralbildungsalter, da ihr 40K/40Ar-Verhält-
nis durch die vollständige Auflösung zurückgesetzt wurde. Im Lauf des fortschreitenden
Reaktionsprozesses entsteht somit zwischen den verschieden Wachstumsgenerationen ein zu-
nehmendes Altersgefälle.
Sehr ähnliche Illit-Wachstumsmechanismen wurden z.B. von KRALIK & SCHRAMM (1994) in
den diagenetischen Karbonaten der Berchtesgadener Decke (Nördliche Kalkalpen) beobachtet.
Von MOSSMANN et al. (1992) wurde die ultrafeine Illit/Chlorit-Fraktion (<0,2 µm) der ober-
triassischen Sandsteine (Rhät) des Pariser Beckens (Frankreich) mittels 40K/40Ar-Technik auf ~
190 Ma datiert. Dabei konnten auch jüngere Wachstumsgenerationen mit Mineralbildungsaltern
von ~150 Ma und ~80 Ma nachgewiesen werden (s.a. CLAUER et al. 1996 a, SPÖTL et al. 1996).
Die maximale Versenkungstiefe der Sedimente betrug lediglich 500m.
Vergleicht man die extrapolierten 40K/40Ar-Alter der Fraktion < 0,2 mm (175 - 110 Ma) mit dem
postsedimentären Versenkungspfad der Muschelkalkschichten im Zentrum des südlichen Ger-
manischen Beckens (GENG 1995, Abb. 4.44), so fällt die authigene Illitbildung in den Zeitab-
schnitt der größten Versenkungstiefe (Mittlerer Jura - Unterkreide). Das Subsidenzmodell von
GENG (1995) geht dabei - mit Ausnahme des Rheingrabens - von einer maximalen Gesteins-
überdeckung von ca. 1500 m und einer Maximaltemperatur von 105 °C aus. Für den älteren
Grenzwert der Extrapolation (175 Ma), der ein beginnendes Illitwachstum markiert (vgl.
HAGEDORN & LIPPOLT 1994), läßt sich eine Versenkungstiefe von 950 - 1050 m ablesen. Dies
steht im Einklang mit den Angaben von VELDE (1995), wonach bereits innerhalb der ersten 1 -
1,5 km von einer Phasenumwandlung der smektitischen Anteile auszugehen ist.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 135
Nach ARONSON & HOWER (1976) wird eine Abnahme der Alterswerte mit der Versenkungstiefe
durch zunehmende Illitanteile innerhalb der I/S-Wechsellagerungsminerale verursacht (s.a. GLAS-
MANN et al. 1989). Auch für den Unteren Muschelkalk kann davon ausgegangen werden, daß
ein Teil der neugebildeten Illite durch Umwandlung quellfähiger I/S-Schichten entstanden ist
(vgl. Kap. 4.5.1 u. 4.6.1).
Extrapoliertes Modellalter
der authigen gebildeten Illite
175 - 110 Ma
240 200 160 120 80 40 0 Ma
Calcit A
Calcit B + C
Calcit D
(< 60 °C)
Satteldolomit I
(75 - 105 °C)
500
1000
1500
2000
2500
3000
Versenkungstiefe [m]
Frühdiagenese Spätdiagenese Hebung
Calcit D
(52-89 °C)
175
Trias Jura Kreide TertiärQ
110
(Abtragung)
Abb. 4.44: Subsidenzmodell für die Schichten des Unteren Muschelkalks im Zentrum des südlichen
Germanischen Beckens (mit Ausnahme des Rheingrabens), umgezeichnet nach GENG (1995).
Nach FURLAN (1996) ist in Gesteinen mit sehr niedrigem Metamorphosegrad die Tendenz zu
jüngeren Illit-Alterswerten stark von der Lithologie abhängig. So ist sie beispielsweise in Sand-
steinen größer als in Tonsteinen. Dieser Sachverhalt reflektiert, daß die Illit-Neubildungsrate
stark von der Permeabilität des Muttergesteins beeinflußt wird (s.a. CLAUER et al. 1997).
Indizien für ein eher fluidgesteuertes Illitwachstum im Buntsandstein ergeben sich aus den auf-
fällig jungen Alterswerten im Bereich der Röt-Muschelkalk-Grenze (UE 107,60: 179,2 Ma; OS
800,40: 175,3 Ma; Fraktion < 1 µm). Hier kann prinzipiell eine erhöhte Porosität angenommen
werden. Im Vergleich dazu zeigen die Illite aus den Karbonaten des Wellenkalks und des Unte-
ren Dolomits (mm) deutlich höhere Alterswerte (LF 64,60: 208,1 Ma; PF 6,95: 193,6 Ma; Frak-
tion < 1 µm).
Dieser Effekt könnte durch die unterschiedliche Lithologie der Schichten verursacht worden
sein, wobei in den permeableren Sandsteinen aufgrund einer Stoffzufuhr durch Fluidzirkulation
ein größerer Anteil an authigenen Illiten gebildet wurde (Tonmineral-Wachstum in einem offe-
nen Reaktionssystem, vgl. Kap. 4.6.2). Bezüglich des Präparats UE 107,60 könnte somit aus der
hohen Altersdifferenz (ca. 55 Ma.) der Fraktionen 2 - 1 µm und < 1 µm geschlossen werden, daß
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 136
das sekundäre Illitwachstum im Vergleich zur Probe OS 800,40 weniger weit fortgeschritten ist.
Als Folge davon ist in der gröberen Fraktion (2 - 1 µm) die Verschiebung der 40K/40Ar-Alter zu
jüngeren Werten geringer.
Sekundäres, fluidgesteuertes Tonmineralwachstum wurde von vielen Autoren aus Sandsteinen
beschrieben. So ergibt z.B. die von LEE et al. (1989) durchgeführte isotopische Datierung der
authigenen Illite und Illit-Smektite der permischen Rotliegend-Sandsteine (südl. Nordsee und
Niederlande) mit Werten zwischen 175 und 100 Ma nahezu identische 40K/40Ar-Bildungsalter.
Das authigene Illitwachstum wird von den Autoren auf die hydrologisch aktiven Phasen der
jungkimmerischen Bruchtektonik während des Oberen Jura und der Kreide zurückgeführt. Ver-
gleichbare Illitbildungsalter (110 - 190 ± 20 Ma) wurden auch von PAGEL et al. (1998) in den
Trias-Sedimenten der Ardèche (Frankreich) ermittelt. Die maximale Versenkungstiefe der Schich-
ten (ca. 1900 m) wurde zwischen 110 und 120 Ma erreicht. Flüssigkeitseinschlüsse aus Dolomit-
gängen belegen hier eine Zirkulation salinarer Paläofluide bei Temperaturen um 210 °C (PAGEL
et al. 1998).
Wie Untersuchungen an hydrothermal gebildeten Illiten und Sericiten des Schwarzwalds und
der Vogesen belegen (BONHOMME et al. 1983, LIPPOLT & SIEBEL 1991, MERTZ et al. 1991),
lassen sich im südlichen Germanischen Becken neben der karbonischen Entstehungsphase
(Vulkanite, Plutonite) auch tektonisch bedingte Bildungsprozesse während des Mesozoikums
nachweisen. BROCKAMP et al. (1994) gibt für das Bildungsalter der Illite des Störungssystems
Gernsbach-Käfersteige (Nordschwarzwald) Werte zwischen 119 und 99 Ma an, was auf die
Existenz jüngerer Wachstumsgenerationen hinweist. Von WEMMER & AHREND (1992) wurden
die Sericite der Bohrung Windisch-Eschenbach (Oberpfalz) auf kretazische Alter datiert. Auch
LIPPOLT & KIRSCH (1994 a, 1994 b) ermittelten für die hydrothermal entstandenen Sericite des
Mittelschwarzwälder Gneismassivs ein Entstehungsalter von etwa 110 Millionen Jahren.
ZWINGMANN et al. (1998) erklären diese vielerorts nachgewiesenen Illit-Neubildungsphasen
zur Zeit des Jura und der Kreide durch einen episodischen Anstieg des hydrostatischen Drucks.
Die großräumige Veränderung des hydrologischen Regimes wird dabei von der Mehrzahl der
Autoren auf tektonische Spannungen innerhalb der europäischen Platte zurückgeführt, die durch
die Öffnung des Atlantiks verursacht wurden (s.a. HALLIDAY & MITCHELL 1984, MOSSMANN et
al. 1992, ZIEGLER 1992, GAUPP et al. 1993, CLAUER et al. 1996 b, etc.).
Auch von MOSSMANN et al. (1992) werden diese jungen Entstehungsalter auf periodische Vor-
stöße saliner Wässer entlang von Störungszonen zurückgeführt, wobei der aufwärtsgerichtete
Fluidfluß als „hydrothermales Echo“ der großtektonischen Krustenverschiebungen interpretiert
wird.
Wie die Ergebnisse der vorliegenden Arbeit zeigen, erfolgte im Gegensatz dazu das sekundäre
Illitwachstum im Unteren Muschelkalk in einem geschlossenen Reaktionssystem aufgrund ei-
ner Verminderung der freien Grenzflächenenergie (Kap. 4.6.2). Es muß daher angenommen
werden, daß großräumige Fluidbewegungen zur Zeit des Mesozoikums in erster Linie über das
Kluftsystem ausgeglichen wurden und den Porenraum der diagenetisch verfestigten Karbonate
nicht bzw. nur in sehr geringem Maße erfaßt haben.
Kapitel 4: Ergebnisse und Diskussion 137
Bezüglich der Entstehung der authigenen Muschelkalk-Illite (Röttone - Unterer Dolomit) kön-
nen somit zusammenfassend die folgenden Aussagen gemacht werden.
Die nichtkarbonatische Tonfraktion (< 2 µm) der analysierten Proben besteht aus
einer Mischung von detritischen und authigenen Illitphasen.
Der überwiegende Teil der Illite in den Fraktionen < 1 µm und 2 - 1 µm wurde
authigen gebildet. Es existieren wahrscheinlich mehrere Wachstumsgenerationen.
Der Anteil detritischer Illite ist relativ gering. Der überwiegende Teil der Illite/
Muskovite in der Siltfraktion ist detritisch.
Bei den detritischen Illiten handelt es sich um reliktische Verwitterungsprodukte,
die aus den umliegenden Liefergebieten eingetragen wurden. Sie besitzen ein
mindestens karbonisches Entstehungsalter.
Der Vergleich mit dem Subsidenzmodell des Unteren Muschelkalks weist darauf
hin, daß authigene Illite zur Zeit der größten Versenkungstiefe bei Maximal-
temperaturen um 100 °C gebildet wurden.
Für die authigen entstandenen Illite des Unteren Muschelkalks erscheint eine quasi-
kontinuierliche Entstehung durch Umwandlung smektitischer Anteile und fort-
schreitende Ostwald-Reifung am plausibelsten.
Eine Illit-Bildung durch die episodische Einwirkung von Paläofluiden ist in den
Karbonatgesteinen unwahrscheinlich. Sie ist auf das Kluftsystem des Unteren
Muschelkalks bzw. auf die Röt-Muschelkalk-Grenze beschränkt.
Kapitel 5: Schußfolgerungen 138
5. Schlußfolgerungen
Die Sedimente des Unteren Muschelkalks wurden unter dem Einfluß eines subtropisch-ariden
Klimas in einem flachen Epikontinentalmeer mit erhöhter Salinität abgelagert. Durch die Erosi-
on der variszischen Kristallingebiete bzw. älterer paläozoischer Schichten (> 295 Ma) gelangte
detritisches Verwitterungsmaterial aus den umliegenden Liefergebieten in den Ablagerungsraum.
Das Zusammenspiel von Karbonatausscheidung und Detrituseintrag führte vor ca. 233 - 240 Ma
(Trias) zur Entstehung einer gleichmäßigen Kalksteinfolge mit variablem Nichtkarbonatgehalt,
die heute im Zentrum des südlichen Germanischen Beckens eine Mächtigkeit von über 100 m
erreicht.
Die chemische Zusammensetzung der detritischen Minerale wurde durch die erhöhte Salinität
des Meerwassers beeinflußt. Die Ergebnisse der vorliegenden Arbeit weisen darauf hin, daß
hierbei vor allem hohe Bor- und Magnesiumkonzentrationen eine entscheidende Rolle gespielt
haben. Für das frühdiagenetische Stadium kann angenommen werden, daß sich der erhöhte Salz-
gehalt des Meerwassers auch auf die Porenlösung der Sedimente übertragen hat (FÜCHTBAUER
1988).
Nach vollständiger Kompaktion der Muschelkalkschichten erfolgte im Verlauf der Diagenese
eine weitgehende Zementation der karbonatischen Matrix. Während des späten Jura wurde die
Abfolge durch anhaltende Sedimentation im Germanischen Becken bei fortschreitender Subsidenz
bis auf max. 1500 m versenkt. In der frühen Kreidezeit setzten sich allmählich tektonische
Hebungstendenzen durch. Ab der Kreide/Tertiär-Wende beschleunigte sich dieser Vorgang, wo-
durch ein großer Teil der überlagernden mesozoischen Sedimente abgetragen wurde.
Die Hebung der mesozoischen Abfolge dauerte auch über das Tertiär hinweg bis zum Holozän
an. Der Untere Muschelkalk kam dadurch in den Einflußbereich vadoser bzw. meteorischer
Wässer. Entlang der Rheingrabenschultern wurde die Schichtenfolge bereits weitgehend erodiert.
Im Rahmen der vorliegenden Arbeit wird auf den tektonischen Sonderfall des Oberrheingrabens
nicht näher eingegangen. Die Diagenese dieser Sedimente wurde von GENG (1995) untersucht.
Im Verlauf der komplexen genetischen Entwicklung wurde die Zusammensetzung der Nicht-
karbonatfraktion somit durch prä-, syn- und postsedimentäre Prozesse geprägt. Hierbei waren
sowohl klimatische, paläogeographische, sedimentäre als auch diagenetische und tektonische
Einflüsse von Bedeutung. Die rezente Zusammensetzung der Tonmineralfraktion resultiert aus
der Kombination dieser Faktoren.
Abbildung 5.1 zeigt die Entwicklung der Muschelkalkschichten im südlichen Germanischen
Becken (mit Ausnahme des Rheingrabens) und gibt einen Überblick über die sedimentären und
diagenetischen Mineral-Bildungsprozesse in der Nichtkarbonatfraktion.
Kapitel 5: Schußfolgerungen 139
Versenkung Hebung
Abtragung
Detritus
(K/Ar-Alter: > 295 Ma)
Sedimentation
Phyllosilikate:
Muskovit, Biotit
Illit, Illit-Smektit
Kaolinit
Chlorit
Talk
Nicht-Phyllosilikate:
Karbonate
Sulfate
Quarz
Feldspäte
Schwerminerale
Sedimentation:
Abtragung Verwitterung
B-FixierungIllit, Muskovit:
Rekristallisation durch Ostwald-Reifung (Korngrößenwachstum)
Illit:
Corrensit:
Corrensitbildung (Röt)
Talk:
Talkbildung (mm)
Mg-FixierungChlorit:
Chloritisierung
Illit-Smektit Illit
Transformation
(Illit)-Smektit:
Illit-Smektit
(1 Md, 1 M),
Abb. 4.16 Mischalter
authigen - detritisch
(0,1 µm: 110 - 175 Ma)
(2,0 µm: 230 - 320 Ma)
Two-solid-solution-Modell (I
NOUE
1988)
DIAGENESE
Illit-Reifung
(Wachstum), Abb. 4.35
Illit (1 Md, 1 M, 2 M
1
),
Abb. 4.15
Trias Jura Kreide Tertiär
Quartär
240 200 160 120 80 40 0 Ma175 110295
Versenkungstiefe [m]
Karbon
500 m
1000 m
1500 m
500 m
1000 m
1500 m
Perm
320
Abb. 5.1: Modell zur Beschreibung der Tonmineralassoziationen im Unteren Muschelkalk des südlichen Germanischen Beckens (sedimentäre und diagenetische Prozesse).
Kapitel 5: Schußfolgerungen 140
5.1 Prä- und synsedimentäre Prozesse
Während der Muschelkalksedimentation wurden die Phyllosilikate Biotit, Muskovit, Illit, Illit-
Smektit (evtl. auch Smektit), Kaolinit sowie Chlorit als terrigener Detritus in den Ablagerungs-
raum eingetragen. Biotit wurde im Verlauf der chemisch-physikalischen Verwitterung zu Illit-
Smektit (evtl. auch Smektit), Illit bzw. Chlorit umgewandelt. Muskovit wurde zu Sericit (fein-
blättriger Muskovit) bzw. Illit zerkleinert. Auch Chlorit wurde im subtropischen Klima vermut-
lich zu einem gewissen Teil zersetzt. Die Verwitterung der Feldspäte führte in den Liefergebieten
zur Bildung von Kaolinit, Sericit und Illit.
Als Nicht-Phyllosilikate wurden vor allem Quarz, unvollständig verwitterte Feldspäte sowie ein
geringerer Anteil an Schwermineralen eingetragen. Die Biotitverwitterung führte u.a. zur Bil-
dung von Ferrihydrit. In der küstennahen Fazies ist zum Teil eine erhöhte Konzentration an
Erzmineralen zu beobachten. Es treten schichtgebundene Schwermetallanreicherung (westliche
Randfazies) bzw. hohe Hämatitgehalte (östliche Randfazies) auf.
Die Zufuhr von Verwitterungsmaterial in das Becken erfolgte hauptsächlich durch fluviatilen
und äolischen Eintrag. Die gemessenen Daten lassen hierbei eine gewisse Beziehung zu den
unterschiedlichen Transportmechanismen in verschiedenen Beckenbereichen erkennen. Die Rand-
fazies enthält in der Regel mehr Silt. Kaolinit tritt in höheren Gehalten ausschließlich im küsten-
nähern Profil Obernsees auf. Für den zentralen Teil des Muschelkalkbeckens kann ein stärkerer
Eintrag durch äolische Transportmechanismen angenommen werden. Hierauf deutet der gerin-
ge Quarzgehalt sowie das niedrige Silt/Tonverhältnis in der Beckenmitte hin (Profil Lengfurt).
Nach Verlassen des terrestrischen Verwitterungsmilieus wurde die chemische Zusammenset-
zung der Nichtkarbonatfraktion stark durch die veränderten Bedingungen des marinen Environ-
ments geprägt (pH-Wert, Salinität, Kationenbelegung, Konzentrationsverhältnisse, etc.). Bor
wurde im alkalischen Milieu an die subaquatischen Sedimente adsorbiert und durch anschlie-
ßende Diffusion in das Kristallgitter von Illiten, Muskoviten und Illit-Smektiten eingebaut. Der
Chemismus der Chlorite wurde durch den hohen Magnesiumgehalt des Meerwassers modifi-
ziert.
Durch den salinitätsbedingten Einbau der Elemente Bor und Magnesium in die entsprechenden
Gitterpositionen der Tonminerale entstand eine direkte Beziehung zwischen dem Salzgehalt des
Meerwassers und dem Bor- und Mg-Gehalt der Illite und Chlorite. In Bohrungen aus unter-
schiedlichen Faziesbereichen treten daher in gleicher Position charakteristische Verteilungs-
muster auf (Abb. 5.2, vgl. Kap. 4.7.2.2). Die Zunahme des Salzgehalts an der Grenze zum Mitt-
leren Muschelkalk führte im küstennäheren Bereich (Profile Waldshut und Obernsees) wahr-
scheinlich zu einer synsedimentären Entstehung des magnesiumreichen Phyllosilikats Talk (s.
Abb. 5.1, vgl. Kap. 4.4.5.8).
Wie Abbildung 5.2 zeigt, vollzieht sich im Zentrum des Muschelkalkbeckens entgegen der von
SIMON (1982) gemachten Aussage ein erster deutlicher Anstieg des Salzgehalts bereits im Lie-
genden der orbicularis-Schichten. In den Profilen Pforzheim und Ühlingen läßt sich der Beginn
dieses Salinarzyklus im Teufenbereich bei ca. 25 bzw. 75 m lokalisieren (Wellenkalk bzw. Mitt-
Kapitel 5: Schußfolgerungen 141
lere Mergel). Parallel zur Zunahme der Borkonzentration steigt im Profil Pforzheim (Wellen-
kalk, ab 25 m Teufe) auch der Magnesiumgehalt der Chlorite an (vgl. Abb. 4.37 u. 4.38).
Ühlingen
150 200 250 300
0 100 200 300 400
90
80
Waldshut
Bor [mg/kg]
Bor [mg/kg]
75
60
50
Pforzheim
100 150 200 250
20
10
0
Teufe [m]
Bor [mg/kg]
isochrones
Salinitätssignal mm
mu
mm
mu
mm
mu
Wellenkalk
Mittlere
Mergel
Salinität
orbicularis-Schichten
progradierende Sulfatfazies
Flachschelf-Salinar
CaSO4-Sättigung
SN
CaCO3-Sättigung NaCl-Sättg.
Pelite
Beckenzentrum
Abb. 5.2: Die Entstehung einer diachronen Faziesgrenze am Übergang zum Mittleren Muschelkalk durch einen
nach Norden vorrückenden Sulfat-Faziesgürtel in einem Flachschelf-Salinar (unterer Teil der Abbildung um-
gezeichnet nach RICHTER-BERNBURG 1955).
Das wiederkehrende Konzentrationsmuster der Borwerte kann als isochrones Signal angesehen
werden (s.a. Kap. 4.7.2.2, Abb. 4.41). Es belegt, daß die orbicularis-Mergel des Profils Walds-
hut, die Mittleren Mergel des Profils Ühlingen (oberer Teil) und die Wellenkalke des Profils
Pforzheim (oberer Teil) gleichzeitig abgelagert wurden.
Der erste Anstieg der Salinität fand in den Profilen Pforzheim und Ühlingen bereits im Liegen-
den der orbicularis-Schichten statt (Abb. 5.2). Aufgrund der unterschiedlichen Becken-
morphologie und Wassertiefe wurde jedoch in diesen Profilen im Gegensatz zum Profil Walds-
hut der CaSO4-Sättigungspunkt noch nicht erreicht. Auch die nach Süden abnehmende Mäch-
tigkeit und der gleichzeitig ansteigende Rückstandsgehalt der NNE-SSW gelegenen Profile
Lengfurt, Pforzheim, Ühlingen und Waldshut zeigen eine kontinuierliche Verflachung des Ab-
lagerungsraums in südlicher Richtung an.
Die häufig gipsführenden Schichten an der Grenze zum Mittleren Muschelkalk wurden somit
im Zuge der Beckeneinschnürung in einem langsam von Süden her vorrückenden Sulfat-Fazies-
gürtel sedimentiert (Abb. 5.2). Sie markieren eine diachrone Faziesgrenze. Die nach Norden
progradierende Sulfatfazies erreichte das mehr in der Beckenmitte gelegene Profil Pforzheim
erst wesentlich später als die Profile Waldshut und Ühlingen (Abb. 5.2). Auch SCHWARZ (1970)
interpretierte in diesem Zusammenhang die Entstehung der Schaumkalkbänke als sukzessiv
progradierende Fazieseinheiten (Brandungsgürtel eines flachen Wattenmeers).
Kapitel 5: Schußfolgerungen 142
Vor dem Hintergrund dieser Ergebnisse kann nicht
angenommen werden, daß der erste Salinarzyklus
des Mittleren Muschelkalks, wie von SIMON
(1982) postuliert wurde, mit dem Auftreten einer
Mergelfolge in den orbicularis-Schichten begon-
nen hat (s.a. HAGDORN et al. 1991). Auch die von
SIMON (1982) auf Basis lithostratigraphischer
Profilaufnahmen getroffene Aussage, daß dieser
Zyklus in den Sulfatschichten der Geislinger Bank
sein Maximalstadium erreicht (Abb. 5.3), muß auf
Basis der vorliegenden Ergebnisse revidiert wer-
den.
Die geochemischen Daten belegen, daß es sich bei
den Sulfatschichten der Geislinger Bank um die
Ablagerungen einer progradierenden Fazies han-
delt. Sie ist durch diachrone Grenzen gekennzeich-
net und kann nicht als Salinarzyklus im Sinne ei-
nes isochronen erdgeschichtlichen Ereignisses in-
terpretiert werden.
Abb. 5.3: Profil Geislingen am Kocher: Das Auftreten von Sulfaten wurde von SIMON (1982) als Maximalstadium
des ersten Salinarzyklus an der Grenze zum Mittleren Muschelkalk interpretiert (s.a. HAGDORN et al. 1991).
Die höhere Streuung der Borkonzentrationen im oberen Teil der Abfolge (Kap. 4.7.2.2, Abb.
4.39) deutet auf eine fortschreitende Einschnürung des Muschelkalkbeckens hin. Ein anhalten-
der Rückgang der Borgehalte, der durch einen Wasseraustausch mit der Tethys infolge einer
sich öffnenden Meeresverbindung erzeugt worden sein müßte, läßt sich in den bearbeiteten Pro-
filen nicht beobachten.
Diese Daten sprechen gegen die von manchen Autoren geäußerte Vermutung, daß eventuell
bereits zur Zeit des Unteren Muschelkalks über die Burgundische Pforte eine Meeresverbindung
zur Tethys bestand (vgl. BRAUN 1983). Auch die Tatsache, daß die Borgehalte der Tonfraktion in
südlicher Richtung zunehmen und innerhalb der Abfolgen zum Mittleren Muschelkalk hin an-
steigen, spricht gegen die Öffnung einer Meeresstraße im Pelson (vgl. HAGDORN et al. 1991,
MOSTLER 1993).
Die hohe Reproduzierbarkeit der relativen Borgehalts-Schwankungen ist im wesentlichen auf
den Sachverhalt zurückzuführen, daß Illit in allen analysierten Tonfraktionen in quantitativer
Hinsicht stets die vorherrschende Mineralphase ist. Aufgrund dieser Tatsache wird der Borge-
halt der Tonfraktion offenbar nicht wesentlich durch potentiell borhaltige Fremdphasen beein-
flußt. Aus der qualitativen und quantitativen mineralischen Zusammensetzung der Tonfraktion
ergeben sich daher keine signifikanten Profilmerkmale (vgl. SCHWARZ 1977, SCHRÖDER 1987).
Kapitel 5: Schußfolgerungen 143
Die gemessenen Bor-Konzentrationen lassen zwar keinen direkten Rückschluß auf die absolute
Salinität im südlichen Germanischen Becken zu, es kann jedoch angenommen werden, daß der
Salzgehalt zur Zeit des Unteren Muschelkalks kontinuierlich zugenommen hat. Die Salinitäts-
schwankungen wurden im abgeschnürten, südlichen Germanischen Muschelkalkbecken durch
eustatische bzw. klimatische Faktoren verursacht.
Die weitgehend identische Verteilung der Borgehalte in den Profilen zeigt (Kap. 4.7.2.2, Abb.
4.41), daß sich die lithostratigraphische Gliederung des Unteren Muschelkalks im wesentlichen
an diachronen Faziesgrenzen orientiert. Da hierbei die Aspekte der Waltherschen Faziesregel
weitgehend außer acht gelassen wurden, ist die Anwendbarkeit einer Leitbankstratigraphie im
Unteren Muschelkalk grundsätzlich zu bezweifeln.
5.2 Postsedimentäre Prozesse
Während der Diagenese wurden die porenwasserreichen Karbonate stark kompaktiert. Ihr Was-
sergehalt ging dadurch mit zunehmender Sedimentüberdeckung zurück. Bis zu einer Versenkungs-
tiefe von ca. 800-900 m kann angenommen werden, daß sich der Chemismus des Meerwassers
auf die Zusammensetzung des Porenwassers übertragen hat (FÜCHTBAUER 1988).
Nach GENG (1995) vollzog sich die Zementation der Karbonate in mehreren Stufen (Kap. 4.8.2,
Abb. 4.44). Der dispers verteilte Tonmineralanteil wurde hierbei in den Porenraum der
mikritischen bzw. sparitischen Karbonatmatrix eingeschlossen. Im Verlauf der Karbonatdiagenese
wurde dadurch die Sammelkristallisation der Calcite zum Teil behindert (Kap. 4.2).
Die rezente Verteilung der Tonminerale weist auf eine diagenetische Umwandlung der Illit-
Smektite bzw. Smektite im zentralen Teil des Germanischen Beckens hin (Profile Lengfurt,
Pforzheim und Obernsees). Die Umwandlung der quellfähigen Strukturen erfolgte wahrschein-
lich ab einer Versenkungstiefe von 900 - 1000 m (vgl. VELDE 1995). Im Verlauf der Reaktion
wurden durch Einbau von Kaliumionen in das Kristallgitter und sukzessive Dehydratation der
smektitischen Anteile (p-T-Zunahme) immer illitreichere Wechsellagerungen gebildet (Kap.
4.4.5.4, Two-solid-solution-Modell, INOUE et al. 1988).
In den zentral gelegenen Bohrungen nimmt der smektitische Anteil innerhalb eines sehr kleinen
Teufenintervalls relativ schnell ab, wobei die Kristallinität der Illite deutlich ansteigt. Dieser
Zusammenhang belegt eine kontinuierliche Smektit-Illit-Transformation bei relativ geringer
Versenkungstiefe in der Mitte des Sedimentationsbeckens. Ein großer Teil der primär abgela-
gerten Illit-Smektite bzw. Smektite wurde hier im Verlauf der postsedimentären Entwicklung
bereits in Illite umgewandelt. In der weiter südlich gelegenen Bohrung Ühlingen konnte dage-
gen keine Zunahme der Illitkristallinität mit der Teufe beobachtet werden.
Es stellt sich daher die Frage, warum die Smektit-Illit-Umwandlung in den relativ flach ver-
senkten Schichten des Unteren Muschelkalks über einen so geringen Teufenbereich hinweg
erfolgte und warum sie ausschließlich im zentralen Beckenbereich stattfand. Dieser Effekt könnte
möglicherweise durch eine höhere Subsidenzrate in der Beckenmitte und eine damit verbunde-
Kapitel 5: Schußfolgerungen 144
ne größere Sedimentüberdeckung verursacht worden sein. Andererseits würde auch ein hoher
geothermischer Gradient zu einer schnellen Umwandlung der Illit-Smektite führen. In diesem
Zusammenhang muß eine thermische Beanspruchung der Sedimente im Verlauf der tektoni-
schen Genese des Rheingraben-Riftsystems entlang der NNE-SSW streichenden Beckenachse
in Betracht gezogen werden. Die damit verbundene Verdünnung der Erdkruste im Tertiär könnte
diesbezüglich eine entscheidende Rolle gespielt haben. Es ist daher anzunehmen, daß der p-T-
gesteuerte Illitisierungsprozeß erst nach der weitgehenden Heraushebung der Muschelkalk-Ab-
folge in der jüngeren erdgeschichtlichen Vergangenheit zum Stillstand kam (Abb. 5.1: spätes
Tertiär).
Wie bereits von KRALIK & SCHRAMM (1994) beobachtet wurde, zeigen Illite in Karbonatgesteinen
gegenüber Tonschiefern offensichtlich eine generell höhere Kristallinität. KRALIK & SCHRAMM
(1994) führten diesen Sachverhalt auf eine Kombination aus höherem Kaliumangebot je
Illitkristall und dem verfügbaren rhomboedrischen Porenraum in Karbonaten zurück.
Unter den genannten Aspekten müssen auch für den quantitativ geringeren Chloritanteil dia-
genetische Bildungsprozesse in Betracht gezogen werden. Als Einflußfaktor scheint hierbei vor
allem der Magnesiumgehalt des Meer- bzw. Porenwassers von Bedeutung zu sein (Kap. 4.4.5.6
u. 4.7.1). In der westlichen Randfazies führte dies u.a. zur Bildung von Magnesit. Darüber hin-
aus kann auch eine p-T-t-abhängige Umbildung nicht ausgeschlossen werden. Die relativ schlechte
Korrelation der Illit- und Chlorit-Halbwertsbreiten weist jedoch auf unterschiedliche Bildungs-
bedingungen bzw. auf Wachstum zu unterschiedlicher Zeit hin (Kap. 4.6.1).
In der westlichen, klastisch entwickelten Randfazies (Bohrung Mersch) ist Chlorit wahrschein-
lich durch Umwandlung primär eingetragener Kaolinite, Illit-Smektite oder Illite entstanden.
Der Chloritisierungsprozeß wurde dort durch die höhere Permeabilität der Muschelsandstein-
Schichten begünstigt. Die rezente Tonmineralassoziation der Bohrung Mersch zeigt daher eine
gewisse Ähnlichkeit mit der sog. Illit/Chlorit-Fazies paläozoischer Sedimente. Es ist anzuneh-
men, daß die Chloritisierung im Profil Mersch parallel zur Bildung von Magnesit im frühdia-
genetischen Stadium erfolgte (Abb. 5.1).
Der nur im Röt auftretende Corrensit wurde im Verlauf der Diagenese in den Schichten des
Buntsandsteins unter dem Einfluß Mg-haltiger Lösungen aus Smektiten gebildet. Geht man
nach KÜBLER (1973) von einer Entstehungstemperatur zwischen 90 und 100 °C aus, so fällt die
Corrensitbildung in den Zeitraum der größten Versenkungstiefe (Jura - Kreide, Abb. 5.1). Da
Corrensit von vielen Autoren aus evaporitischen Gesteinsserien beschrieben wurde, kann sein
Auftreten als faziessignifikant angesehen werden. Nach ROBERSON et al. (1999) handelt es sich
bei diesem Mineral um eine eigenständige Phase im Mischkristallsystem Saponit - Chlorit.
Kaolinit kann im Unteren Muschelkalk als das einzige vollständig detritische Tonmineral ange-
sehen werden. Da eine Entstehung im alkalischen Milieu der Karbonatsedimente sehr unwahr-
scheinlich erscheint, ist eine authigene Bildung weitgehend auszuschließen.
Von GENG (1995) wurden zwar sekundär gebildete Kaolinite aus den Muschelkalkschichten des
Rheingrabens beschrieben, ihre Entstehung kann jedoch auf eine Zirkulation hydrothermaler
Kapitel 5: Schußfolgerungen 145
Fluide zurückgeführt werden, die sich im Verlauf des tertiären Riftings über das Kluftsystem
vollzog (GENG et al. 1996). Für die wesentlich weniger tief versenkten Schichten des übrigen
Sedimentationsbeckens ist eine authigene Kaolinit-Genese nicht anzunehmen. Bezüglich der
Kaolinite müssen somit Mineralbildungsalter > 240 Ma in Betracht gezogen werden.
Wie die Ergebnisse der isotopischen Datierung zeigen (Kap. 4.8), besitzen auch Illite aus Bohr-
profilen, in denen keine teufenabhängige Zunahme der Illitkristallinität festgestellt werden konnte
(Bohrung Ühlingen), junge 40K/40Ar-Alterswerte. Es existiert somit außer der Smektit-Illit-Trans-
formation ein weiterer diagenetischer Wachstumsprozeß.
Insgesamt liegen die berechneten Illit-Bildungsalter mit durchschnittlich 207 Ma deutlich unter
dem Alter des Sedimentgesteins. Dieses Ergebnis steht im Gegensatz zu der von den meisten
Autoren vertretenen Auffassung, daß die nichtkarbonatische Tonfraktion des Unteren Muschel-
kalks aus nicht oder nur wenig verändertem Verwitterungsmaterial besteht (u.a. FÜCHTBAUER
1950, STARKE 1970, TRUCKENBRODT 1976, LIPPMANN & BERTHOLD 1992).
Die Analyse des Illit-Wachstumsprozesses weist auf ein der Ostwald-Reifung ähnliches Korn-
größenwachstum in einem geschlossenen Reaktionssystem hin (OSTWALD 1900). Diese Annah-
me wird durch die charakteristische Kristall-Morphologie der Illite (Two-solid-solution-Modell,
INOUE et al. 1988), die logarithmische Normalverteilung der Kristallitgrößenhistogramme
(BARONNET 1984) sowie durch einen Vergleich mit dem theoretischen Wachstumspfad nach
EBERL et al. (1998) unterstützt. Die treibende Kraft dieser Reaktion ist eine kontinuierliche
Verringerung der freien Grenzflächenenergie sowie das Erreichen eines energetisch günstigeren
Ordnungszustands.
Der Wachstumsprozeß der Ostwald Reifung setzt ein geschlossenes Reaktionssystem voraus,
d.h. es erfolgt kein Stoffaustausch mit einem anderen Reaktionssystem. Ein solcher Zustand
kann z.B. durch eine unzureichende Verbindung der Porenräume entstehen. In Gesteinen mit
sehr geringer Permeabilität ist ein geschlossenes Reaktionssystem häufig aufgrund der sehr ge-
ringen Migrationsrate des Porenwassers gegeben. Dies läßt sich offenbar auf den dispers ver-
teilten Tonmineralanteil in den Karbonaten des Muschelkalks übertragen. Aufgrund der gerin-
gen Porosität der mikritischen Matrix und der weitgehenden Zementation der Porenräume ist in
den diagenetisch verfestigten Kalken kein hoher Fluiddurchsatz zu erwarten. Auch von KRALIK
& SCHRAMM (1994) wird die Porenwasser-Migrationsrate in Karbonatgesteinen als außer-
ordentlich gering eingeschätzt.
Die allmähliche Rekristallisation der Illite erfolgte wahrscheinlich über einen Lösungs-Fällungs-
prozeß, wobei das in Lösung gegangene Bor bei der Ausfällung wieder in die jüngeren Illite
eingebaut wurde. Der synsedimentär erworbene Borgehalt der Illite steht somit nicht im Wider-
spruch zu deren jungem Mineralbildungsalter. Innerhalb der Muschelkalk-Abfolge fand dabei
offensichtlich kein vertikaler Ausgleich der Borkonzentrationen statt. Auch die lithologischen
Eigenschaften des Unteren Muschelkalks sprechen gegen einen vertikalen Austausch der Borge-
halte (s.a. CHAMLEY 1989, S. 397: „The absence of any chemical gradient from limestones to
marls in a given set of lithologic alternations points to the lack of appreciable vertical ion
migration“).
Kapitel 5: Schußfolgerungen 146
Da es sich beim Unteren Muschelkalk um eine ebensolche Kalk-Mergel-Wechselfolge handelt,
kann die Sequenz als eine alternierende Abfolge von mehr oder weniger karbonatreichen Bän-
ken mit wechselndem Rückstandsgehalt und unterschiedlicher Permeabilität angesehen wer-
den. Die geringere Porosität der weniger durchlässigen Lagen hat möglicherweise eine vertikale
Migration der Spurenelemente verhindert. Auch tonführende Horizonte könnten sich als geo-
chemische Barrieren ausgewirkt haben.
Während des späteren Mesozoikums und des Tertiärs wurden in vielen mitteleuropäischen Sedi-
menten hydrothermale Fluidbewegungen nachgewiesen. Vor dem Hintergrund der Ergebnisse
ist anzunehmen, daß diese im Unteren Muschelkalk im wesentlichen über das offene Reaktions-
system der Klüfte verliefen. In der weitgehend zementierten Matrix der Karbonate wurde hier-
bei kein signifikantes Tonmineralwachstum ausgelöst.
In der jüngsten erdgeschichtlichen Vergangenheit (Quartär) gelangte ein Teil der Abfolge des
Unteren Muschelkalks durch kontinuierliche Hebung und Erosion wieder an die Landoberfläche
(Abb. 5.1). Rezent befinden sich die Sedimente des südlichen Germanischen Beckens im Ein-
flußbereich meteorischer bzw. vadoser Wässer. Der Untere Muschelkalk kann diesbezüglich als
ein zum Liegenden hin abgeschlossenes Kluftgrundwasser-Leitsystem angesehen werden, an
dessen Untergrenze die Röttone einen hydraulischen Stauwasserhorizont bilden. Der Wasser-
austausch mit den Schichten des Buntsandsteins ist dabei im wesentlichen auf tektonisch ange-
legte Störungsflächen beschränkt (BACKHAUS & SCHÖN 1985). In Anbetracht des höheren Was-
sergehalts der liegenden Schichten kann in diesem Bereich eine höhere Porenwasser-Migrations-
rate angenommen werden. Hinweise darauf ergeben sich aus den vergleichsweise jungen 40K/
40Ar-Illit-Alterswerten im Bereich der Röt/Muschelkalkgrenze.
Die Herkunft und Entstehung der Nichtkarbonate muß daher stets im Zusammenhang mit der
genetischen Entwicklung des Unteren Muschelkalks gesehen werden. Bezüglich der zeitlichen
Einstufung der beschriebenen Prozesse wird für das südliche Germanische Becken das in Abbil-
dung 5.1 dargestellte Modell vorgeschlagen.
Ausblick
Entgegen der allgemeinen Auffassung besteht die Tonmineralfraktion des Unteren Muschel-
kalks keineswegs aus weitgehend unverändertem, detritischem Verwitterungsmaterial. Ein er-
heblicher Teil der Nichtkarbonate entstand sekundär durch Neubildung im Zuge der Diagenese.
Dies gilt vor allem für das in quantitativer Hinsicht dominierende Tonmineral Illit, das durch
authigenes Korngrößenwachstum (Ostwald-Reifung) rekristallisiert wurde. Aufgrund der litho-
logischen Eigenschaften des Unteren Muschelkalks blieb jedoch während der Diagenese die
geochemische Anpassung der Tonminerale an das marine Environment des südlichen Germani-
schen Beckens weitgehend erhalten. Die Nichtkarbonatfraktion des Unteren Muschelkalks lie-
fert daher über die darin nachgewiesenen zyklischen Schwankungen des Borgehaltes gleich-
zeitig Hinweise auf die bei der Sedimentation herrschenden Salinitätsverhältnisse.
Kapitel 5: Schußfolgerungen 147
Die vorliegende Arbeit zeigt, daß sich insbesondere aus der Tonmineralfraktion in Verbindung
mit konventionellen und isotopen-geochemischen Untersuchungen wichtige Faziesindikatoren
und Zeitmarken ableiten lassen. Unter entsprechenden Voraussetzungen sollten diese Methoden
auch auf die fossilfreien Bereiche des Oberen Muschelkalks und auf andere homogene Karbonat-
gesteinsfolgen anwendbar sein. Die Durchführung mineralogischer, geochemischer sowie
geochronologischer Untersuchungen dürfte dort zu wertvollen neuen Erkenntnissen führen.
6. Literatur 148
6. Literatur
AIGNER, TH. (1979): Schill-Tempestite im Oberen Muschelkalk (Trias, SW-Deutschland). - N. Jb. Geol.
Paläont., Abh., 157 (3), S. 326-343, Stuttgart.
- (1985): Storm depositional systems. Dynamic stratigraphy in modern and ancient shallow-marine
sequences. - Lecture Notes in Earth Sci., 3, S. 1-174, Springer-Verlag, Berlin.
AIGNER, TH. & BACHMANN, G.H. (1993): Sequence stratigraphy of the german Muschelkalk. - In:
HAGDORN, H. & SEILACHER, A. (Hrsg., 1993): Muschelkalk. Schöntaler Symposium 1991. - S. 15-
18, Goldschneck-Verlag, Stuttgart.
ALBERTI, F. v. (1834): Beitrag zu einer Monographie des bunten Sandsteins, Muschelkalks und Keupers
und die Verbindung dieser Gebilde zu einer Formation. - 366 S., Cotta, Stuttgart u. Tübingen.
ALLMANN, R. (1994): Röntgen-Pulverdiffraktometrie. Rechnergestützte Auswertung, Phasenanalyse,
und Strukturbestimmung. - 228 S., Clausthaler Tektonische Hefte, 29, Verlag Sven von Loga, Köln.
ALMON, W.R., FULLERTON, B. & DAVIES, D.K. (1976): Pore space reduction in Cretaceous sandstones
through chemical precipitation of clay minerals. - J. Sedim. Petrol., 46, S. 89-96, Tulsa, Oklahoma.
ALTANER, S.P. & BETHKE, C.M. (1988): Interlayer order in illite/smectite. - Am. Miner., 73, S. 766-774,
Washington, D.C.
ARCH, J. & MALTMAN, A. (1990): Anisotopic permeability and tortuosity in deformed wet sediments. - J.
Geophys. Res., Vol. 95, B6, S. 9035-9045, Washington, D.C.
ARONSON, J.L. & HOWER, J. (1976): Mechanism of burial metamorphism of argillaceous sediment: 2.
Radiogenic argon evidence. - Geol. Soc. Amer. Bull., 87, S. 738-743, Boulder, Colorado.
BACHMANN, G.H. & BRUNNER, H. (1998): Nordwürttemberg. Stuttgart, Heilbronn und weitere Umge-
bung. - Sammlung geol. Führer 90, Gebr. Borntraeger Verlag, Berlin.
BACKHAUS, E. (1981): Der marin-brackische Einfluß im Oberen Röt Süddeutschlands - Z. dt. geol. Ges.,
132, S. 361-382, Berlin.
BACKHAUS, E. & FLÜGEL, E. (1971): Fazielle und geochemische Untersuchungen am Unteren Muschel-
kalk des Michelstädter Grabens (Odenwald). - Notizbl. hess. L.-Amt Bodenforsch., 99, S. 200-213, 2
Abb., 5 Tab., Taf. 15, Wiesbaden.
BACKHAUS, E. & SCHÖN, F. (1985): Versuche zur Abhängigkeit einfacher bodenmechanischer Parame-
ter bei veränderten Tonmineralgehalten am Odenwälder Buntsandstein. - In: HEITFELD, K.-H. (Hrsg.,
1985): Ingenieurgeologische Probleme im Grenzbereich zwischen Locker- und Festgesteinen. - Sprin-
ger-Verlag, Heidelberg.
BAILEY, S.W. (1980): Structures of layer silicates. - In: BRINDLEY, G.W. & BROWN, G. (Hrsg., 1980):
Crystal structures of clay minerals and their X-ray identification. - S. 2-125, Miner. Soc., Monogr., 5,
London.
BAILEY, S.W. & BROWN, B.E. (1962): Chlorite polytypism: I. Regular and semi-random one-layer
structures. - Am. Miner., 47, S. 819-850, Washington, D.C.
BAIN, D.C. & SMITH, B.F.L. (1994): Chemical analysis. - In: WILSON, M.J. (Hrsg., 1994): Clay mineralogy:
spectroscopic and chemical determinative methods. - S. 300-332, Chapman & Hall, London.
BANFIELD, J.F. & EGGLETON, R.A. (1990): Transmission electron microscope study of biotite weathering.
- Clays Clay Miner., 36, S. 47-60, Boulder, Colorado.
BARG, H. (1933): Untersuchungen über Badischen Schaumkalk, Teil I. - Jber. Mitt. oberrhein. geol. Ver.,
N.F., 22, S. 121-142, 1 Kt., 3 Taf., Stuttgart.
- (1934): Untersuchungen über Badischen Schaumkalk, Teil II. - Jber. Mitt. oberrhein. geol. Ver., N.F.,
23, S. 62-77, 8 Abb., Stuttgart.
6. Literatur 149
BARONNET, A. (1984): Growth kinetics of the silicates. A review of basic concepts. - Fortschr. Miner., 62,
S. 187-232, 28 Abb., Stuttgart.
BAUSCH, W.M. (1980): Tonmineralprovinzen in Malmkalken. - Erlanger Forsch., Reihe B, Naturwiss. u.
Medizin, Band 8, 33 Abb., 30 Tab., Erlangen.
- (1987): Significance and interpretation of the silt/clay ratio in insoluble residues of limestones. -
Chemie der Erde, 46, S. 329-335, Jena.
BAUSCH, W.M. & POLL, K.G. (1976): Nichtkarbonatische Rückstände von Malmkalken der Ostalpen. -
Geol. Rdsch., 65, (2), S. 579-592, Stuttgart.
BEAUCHAMP, J. (1990): Diagenese et teneur en bore des illites; exemples pris dans l’Ardenne et le
Brianconnais. - Reunion Annuelle des Sciences de la Terre. 13, 11 S., Soc. Geol. de France, Paris.
BEAUCHAMP J., BENAOUISS, N. & COUREL, L. (1995): Ou etait donc le domaine marin dans le Maroc
africain au Trias superieur? - Comptes Rendus de l’Academie des Sciences, Serie II. Sciences de la
Terre et des Planetes 321, 11, S. 1033-1040, Gauthier-Villars. Montrouge, France.
BEAUFORT, D., BARONNET, A., LANSON, B. & MEUNIER, A. (1997): Corrensite; a single phase or a
mixed-layer phyllosilicate in saponite-to-chlorite conversion series? A case study of Sancerre-Couy
deep drill hole (France). - Am. Miner., 82, 1-2, S. 109-124, Washington, D.C.
BEAUFORT, D. & MEUNIER, A. (1994): Saponite, corrensite and chlorite-saponite mixed-layers in the
Sancerre-Couy deep drill-hole (France). - Clay Miner., 29, 1, S. 47-61, London.
BECHER, A. (1965): Eine Tonmineralfolge vom Beckenrand zum Beckeninnern im Buntsandstein Nord-
ost-Bayerns. - Beitr. Miner. Petr., 11, S. 586-613, Heidelberg.
BECKER, F. (1995): Die Forschungsbohrung Ühlingen 2: Buntsandstein und Muschelkalk am Südostrand
des Schwarzwaldes zwischen Schlücht und Steina (Kreis Waldshut-Tiengen, SW-Deutschland). -
unveröff. Diplomarb., Univ. Freiburg, 69 S., 19 Abb., 4 Fototaf., Freiburg im Breisgau.
BECKER, F., LUTZ, M., HOPPE, A. & ETZOLD, A. (1997): Der Untere Muschelkalk am Südostrand des
Schwarzwaldes - Lithostratigraphie und Gammastrahl-Log-Korrelationen. - Jber. Mitt. oberrhein. geol.
Ver., N.F. 79, S. 91-109, Stuttgart.
BECKSMANN, E., (1954): Geologische Beschreibung der Höhle "Hohler Stein" (Gmkg. Eberstadt). -
Dem Höhlen- und Heimatverein Eberstadt zugeeignet (maschinenschr. Manuskript), Heidelberg -
Freiburg.
BERNER, R.A. (1981), Kinetics of weathering and diagenesis. - In: LASAGA, A.C. & KIRKPATRICK, R.J.
(Hrsg., 1981): Kinetics of geochemical processes. - Reviews in Mineralogy 8, S. 111-134, Miner.
Soc. Amer., Washington, D.C.
BISCAYE, P.E. (1964): Distinction between kaolinite and chlorite in recent sediments by X-ray diffraction.
- Am. Miner., 49, S. 1281-1289, Washington, D.C.
BISH, D.L. & REYNOLDS, R.C. (1989): Sample preparation for X-ray diffraction. - In: BISH, D.L. &
POST, J.E. (Hrsg., 1989): Modern powder diffraction. - Reviews in Mineralogy 20, S. 73-99, Miner.
Soc. Amer., Washington, D.C..
BODINE, M.W. & MADSEN, B.M. (1987): Mixed-layer chlorite/smectites from a Pennsylvanian evaporite
cycle, Grand County, Utah. - Proc. Intern. Clay Conf., 8, S. 85-93.
BOHOR, B.F. & GLUSKOTER, H.J. (1973): Boron in illite as an indicator of paleosalinity of Illinois coals.
- J. Sedim. Petrol., 43, 4, S. 945-956, Abb. 1-5, Tulsa, Oklahoma.
BOLES, J.R. & FRANKS, S.G. (1979): Clay diagenesis in Wilcox sandstones of Southwest Texas:
implications of smectite diagenesis on sandstone cementation. - J. Sedim. Petrol., 49, S. 55-70, Tulsa,
Oklahoma.
6. Literatur 150
BONHOMME, M.G. (1987): Type of sampling and comparison between K-Ar and Rb-Sr isotopic dating of
fine fractions from sediments in attempt to date young diagenetic events. - Chem. Geol. (Isotope
Geosci. Sec.), 65, S. 209-222, Elsevier, New York.
BONHOMME, M.G. BÜHMANN, D. & BESNUS, Y. (1983): Reliability of K-Ar dating of clays and silifications
associated with vein mineralizations in Western Europe. - Geol. Rdsch., 72, S. 105-117, 2 Abb., 2
Tab., Stuttgart.
BORNEMANN, I.G. (1886): Über den Muschelkalk. - Jb. preuß. geol. L.-Anst., 1888, S. S. 417-439,
Berlin.
BRADLEY, W.F. (1945): Diagnostic criteria for clay minerals. - Am. Miner., 30, S. 704-713, Washington,
D.C.
BRAITSCH (1971): Salt deposits, their origin and composition. - 297 S., Springer-Verlag, Berlin.
BRAUCKMANN, F.J. (1984): Hochdiagenese im Muschelkalk der Massive von Bramsche und Vlotho. -
Bochumer Geol. Geotechn. Arb., 14, 195 S., Bochum.
BRAUN, J. (1983): Mikropaläontologische und sedimentologische Untersuchungen an einem Profil im
Unteren Muschelkalk in der Wutachschlucht (SE-Schwarzwald). - Unveröff. Diplomarb., Univ. Tü-
bingen, 61 S., Tübingen.
BRIGATTI, M.F. & POPPI, L. (1984): Crystal chemistry of corrensite: a review. - Clays Clay Miner., 32, S.
391-399, Boulder, Colorado.
BRINDLEY, G.W. (1980): Quantitative X-ray analysis of clays. - In: BRINDLEY, G.W. & BROWN, G.
(Hrsg., 1980): Crystal structures of clay minerals and their X-ray identification. - Miner. Soc., Monogr.,
5, S. 411-438, London.
BRINDLEY, G.W. & BROWN, G. (Hrsg., 1980): Crystal structures of clay minerals and their X-ray
identification. - 495 S., Miner. Soc., Monogr. 5, London.
BRINDLEY G.W. & GILLERY, F.H. (1956): X-ray identification of chlorite species. - Am. Miner., 41, S.
169-186, Washington, D.C.
BROCKAMP, O., CLAUER, N. & ZUTHER, M. (1994): K-Ar dating of episodic Mesozoic fluid migrations
along the fault system of Gernsbach between the Moldanubian and Saxothuringian (northern Black
Forest, Germany). - Geol. Rdsch., 83, 1, S. 180-185, Stuttgart.
BROWN, G. (1955): The effect of isomorphous substitutions on the intensities of 00l reflections of mica-
and chlorite type structures. - Miner. Mag., 30, S. 657-665, London.
BROWN, G. & BRINDLEY, G.W. (1980): X-ray diffraction procedures for clay mineral identification. - In:
BRINDLEY, G.W. & BROWN, G. (Hrsg.): Crystal structures of clay minerals and their X-ray
identification. - Miner. Soc. Monogr. 5, S. 305-359, London.
BRUNTON, G. (1955): Vapour pressure glycolation of oriented clay minerals. - Am. Miner., 40, S. 124-
126, Washington, D.C.
CARROLL, D. (1958): The role of clay minerals in the transportation of iron. - Geochim. Cosmochim.
Acta, 14, S.1-27, London.
- (1959): Ion exchange in clays and other minerals. - Geol. Soc. Amer. Bull., 70, S. 749-780, Boulder,
Colorado.
CHAMLEY, H. (1989): Clay sedimentology. - 623 S., 234 Abb., 65 Tab., Springer-Verlag, Berlin.
CHEN, P.-Y. (1977): Table of key lines in X-ray powder diffraction patterns of minerals in clays and
associated rocks. Department of Natural Resources Geological Survey, Occasional Paper 21,
Bloomington, Indiana.
CHRISTMANN, H. (1995): Mineralogische und geochemische Untersuchungen in Bank- und Schwamm-
fazies im mittleren und höheren Weißen Jura (Kimmeridge - Tithon) Süddeutschlands. - 124 S., Diss.
Univ. Heidelberg, Heidelberg.
6. Literatur 151
CHURCHMANN, G.J., WHITTON, J.S., CLARIDGE, G.G.C. & THENG, B.K.G.(1984): Intercalation method
using formamide for differentiating halloysite fron kaolinite. - Clays Clay Miner., 32, 4, S. 241-248,
Boulder, Colorado.
CLAUER, N. & CHAUDHURI, S. (1995): Clays in crustal environments. Isotope dating and tracing. - Springer-
Verlag, Berlin.
CLAUER, N., CHAUDHURI, S., KRALIK, M. & BONNOT-COURTOIS, C. (1993): Effects of experimental
leaching on Rb-Sr and K-Ar isotopic systems and REE contents of diagenetic illite. - Chem. Geol.,
103, S. 1-4, Elsevier, New York.
CLAUER, N., O’NEIL, S., FURLAN, S. & MOSSMANN, J.-R. (1996 a): Clay minerals as records of temperature
conditions and duration of thermal anomalies in the Paris Basin, France: a reply to the discussion by
Spötl et al. - Clay Miner., 31, 2, S. 209-215, London.
CLAUER, N., S
´RODON
´, J., FRANCU, J. & SUCHA, V. (1997): K-Ar dating of illite fundamental particles
separated from illite-smectite. - Clay Miner., 32, S. 181-196, London.
CLAUER, N., ZWINGMANN, H. & CHAUDHURI, S. (1996 b): Extent and importance of the Liassic
hydrothermal activity in Western Europe based on isotopic constraints from contemporaneous mica-
type minerals. - Clay Miner., 31, S. 301-318, London.
CLENNEL, M.B., BROWN, K.M., DEWHURST, D.N. & WESTBROOK, G.K. (1993): Microfabrics associated
with the development of anisotropic hydraulic conductivity (permeability) in mudrocks. - Geofluids’93,
Contributions to an international conference on fluid evolution, migration and interaction in rocks, S.
228-232, Belfast.
COLBECK, S.C. (1986): Statistics of coarsening in water-saturated snow. - Acta Metallurgica, Vol. 34, S.
347-352.
COUCH, E.L. (1971): Calculation from paleosalinities from boron and clay mineral data. - Am. Ass. Petr.
Geol. Bull., 55, S. 1829-1837, 5 Abb., 1 Tab, Tulsa, Oklahoma.
COUCH, E.L. & GRIM, R.E. (1968): Boron fixation by illites. - Clays Clay Miner., 16, S. 248-256, Boulder,
Colorado.
DALLA TORRE, M., LIVI, K.J.T., VEBLEN, D.R., FREY, D. (1996): White K-mica evolution from phengite
to muscovite in shales and shale matrix melange, Diabolo Range, California. - Contrib. Miner. Pe-
trol., 123, S. 390-405, Springer-Verlag, Berlin.
DALRYMPLE, G.B. & LANPHERE, M.A. (1969): Potassium-argon dating. Principles, techniques and
applications to geochronology. - W.H. Freeman & Co., San Francisco.
DOUBINGER & BÜHMANN (1981): Röt bei Borken und bei Schlüchtern (Hessen, Deutschland), Palynologie
und Tonmineralogie. - Z. dt. geol. Ges., 132, S. 421-449, Berlin.
DOWDY, R.H. & MORTLAND, M.M. (1968): Alcohol-water interactions on montmorillonite surfaces: II.
Ethylene glycol. - Soil Science, 105 (1), S. 36-43, Baltimore.
DREVER, J.I. (1973): The preparation of oriented clay mineral specimens for X-ray diffraction analysis
by a filter membrane peel technique. - Am. Miner., 58, S. 553-554, Washington, D.C.
DRIEF, A. & NIETO, F. (1999): The effect of dry grinding on antigorite from Mulhacen, Spain. - Clays
Clay Miner., 47, 4, S. 417-424, Boulder, Colorado.
DRITS, V.A., EBERL, D.D. & S
´RODON
´, J. (1998): XRD measurement of mean thickness, thickness
distribution and strain for illite and illite-smectite crystallites by the Bertaut-Warren-Averbach
technique. - Clays Clay Miner., 46, S. 38-50, Boulder, Colorado.
DRONKERT, H., BLÄSI, H.-R. & MATTER, A. (1990): Facies and origin of triassic evaporites from the
Nagra boreholes, Northern Switzerland. - Nagra Technical Report 87-02, Geol. Inst. Univ. Bern.
DUNOYER DE SEGONZAC, G. (1970): The transformation of clay minerals during diagenesis and low-
grade metamorphism: a review. - Sedimentology, 15, S. 281-346, Blackwell Science, Oxford.
6. Literatur 152
DUVAL, B., CRAMEZ, C. & VAIL, P. (1992): Types and hierarchy of stratigraphic cycles. - Abstracts of
Intern. Symp. Mesozoic and Cenozoic sequence stratigraphy of European basins, S. 44-45, Dijon.
EAGAR, R.M.C. (1962): Boron contents in relation to organic carbon in certain sediments of the British
Coal Measures. - Nature, 196, S. 428-431, London.
EBERL, D.D., DRITS, V.A. & S
´RODON
´, J. (1998): Deducing growth mechanisms for minerals from the
shapes of crystal size distributions. - Am. Journal of Science, Vol. 298, S. 499-533, New Haven,
Conn.
EBERL, D.D., DRITS, V.A., S
´RODON
´, J., & NÜESCH, R., (1996, revised 2/3/99): MudMaster: a program
for calculating crystallite size distributions and strain from the shapes of X-ray diffraction peaks. -
U.S. Geological Survey Open File Report, S. 96-171, Boulder, Colorado.
EBERL, D.D., & S
´RODON
´, J., (1988): Ostwald ripening and interparticle-diffraction effects for illite crystals.
- Am. Miner., 73, S. 1335-1345, Washington, D.C.
EBERL, D.D., & S
´RODON
´, J., KRALIK, M., TAYLOR, B.E. & PETERMANN, Z.E. (1990): Ostwald ripening
of clays and metamorphic minerals. - Science, Vol. 248, S. 474-477, Washington, D.C.
ECK, H. v. (1880): Beitrag zur Kenntnis des süddeutschen Muschelkalks. - Z. dt. geol. Ges., 32 (1), S. 32-
55, 1 Taf., Berlin.
ELDERFIELD, H. (1976): Hydrogeneous material in marine sediments: excluding manganese nodules. -
In: RILEY, J.P. & CHESTER, R. (Hrsg., 1976): Chemical oceanography, Vol. 5. - S. 137-216, Academic
Press, New York.
ELLINGBOE, J. & WILSON, J. (1964): A quantitative separation of non-carbonate minerals from carbonate
minerals. - J. Sedim. Petrol., 34, S. 412-418, Tulsa, Oklahoma.
EMMERT, U. (1985): Der Muschelkalk in der Bohrung Obernsees. - Geologica Bavaria, 88, S. 97-102,
München.
EMMERT, U., GUDDEN, H., HAUNSCHILD, H. MEYER, R.K.F., RISCH, H. SCHMID, H. SCHUH, H. &
STETTNER, G. (1985): Bohrgut-Beschreibung der Forschungsbohrung Obernsees. - Geologica Bava-
ria, 88, S. 23-47, München.
ENGELHARDT, W. v. (1952): Röntgenographische Tonuntersuchungen mit dem Zählrohrgerät der Firma
Philips. - Dt. geol. Ges., Zs., Bd. 103, S. 405, 431, Berlin.
- (1955): Möglichkeiten der quantitativen Röntgenanalyse von Mineralgemischen (abgekürzte Zusam-
menfassung). - Geol. Rdsch., 43 (2), S. 568-572, Stuttgart.
ERNST, W. (1963): Diagnose der Salinitätsfazies mit Hilfe des Bors. - Fortschr. Geol. Rheinld. u. Westf.,
10, S. 253-266, 1 Taf., 3 Abb., Krefeld.
EUGSTER, H.P. & HARDIE, L.A.(1978): Saline Lakes. - In: LERMAN, A.B. (Hrsg., 1978): Lakes - Chemistry,
Geology, Physics. - S. 237-293, Springer-Verlag, Berlin.
EVANS, J.A. (1996): Dating the transition of smectite to illite in Palaeozoic mudrocks using the Rb-Sr
whole rock technique. - Journ. Geol. Soc., Vol. 153, S. 101-108, 3 Abb., 6 Tab., London.
FAIRCHILD, I.J., HENDRY, G., QUEST, M. & TUCKER, M. (1988): Chemical analysis of sedimentary rocks.
Boron paleosalinity studies. - In: TUCKER, M. (Hrsg., 1988): Techniques in sedimentology. - S. 342-
344, Blackwell Science, Oxford.
FEITKNECHT, W. & MICHAELIS, W. (1962): Über die Hydrolyse von Eisen(III)-perchlorat-Lösungen. -
Helv. Chim. Acta, 26, S. 212-224, New York.
FIEDLER, G. (1966): Quantitative röntgenographische Phasenanalyse von Mineralen. Teil I: Bestimmung
von Quarz, Kaolinit und Montmorillonit. - Z. angew. Geol., 12 (3), S. 130-135, 1 Abb., Berlin.
FLÜCKIGER, A., NÜESCH, R. & MADSEN, F.T. (1994): Anhydritquellung. - In: KOHLER, E.E. (1994): Ber.
d. DTTG, Beitr. Jahrestg. Regensburg, S. 146-153, J.F. Wagner, Trier.
6. Literatur 153
FLÜGEL, H.W. (1968): Some notes on the insoluble residues in limestones. - In: MÜLLER, G. &
FRIEDMANN, G. (Hrsg., 1968): Recent developments in carbonate sedimentology in Central Europe,
S. 46-54, 2 Abb., Springer-Verlag, Berlin.
FÖRSTNER, U. & MÜLLER, G. (1974): Schwermetalle in Flüssen und Seen als Ausdruck der Umweltver-
schmutzung. - 225 S., 83 Abb., 59 Tab., Springer-Verlag, Berlin.
FRANK, M. (1928): Zur Stratigraphie und Paläogeographie des Wellengebirges im südlichen Schwarz-
wald. - Jh. Ver. vaterld. Naturkde. Württ., 84, S. 24-60, 4 Abb., Stuttgart.
- (1931): Marine Straßen und Faunenwanderungswege in Süddeutschland zur Triaszeit. - Geol. Rdsch.,
22, S. 1-11, Stuttgart.
- (1936) Der Faziescharakter der Schichtgrenzen der süddeutschen und kalkalpinen Trias. - Cbl. Miner.
Geol. Paläont., (B), 1936, S. 475-502, Stuttgart.
FRANKE, W. & PAUL, J. (1982): Über den Ursprung der Rotfärbung in Sedimentgesteinen aus der Boh-
rung Schwarzbachtal 1. - Senckenbergiana lethaea, 63, S. 285-292, Frankfurt.
FRANTZEN, W. U. KOENEN, A. v. (1889): Über die Gliederung des Wellenkalks im mittleren und nord-
westlichen Deutschland. - Jb. kgl. preuss. geol. L.-Anst. u. Bergakad., 1888, S. 440-452, Berlin.
FREDERICKSON, A.F. & REYNOLDS, R.C. (1960): Geochemical method for determining paleosalinity. -
Proc. 8th Natl. Conf. on Clays Clay Miner., 1959, S. 203-213, 5 Abb., 2 Tab., Pergamon Press, New
York.
FRIEDEL, C.-H. (1987): Alter und Genese transversaler Stylolithen im Unteren Muschelkalk (Mittlere
Trias) Thüringens/DDR. - Z. geol. Wiss., 15 (1), S. 105-116, 7 Abb., Berlin.
- (1992): Bending of stylolite columns: Control by sedimentary structures and stress. - IAS 13th regio-
nal meeting on sedimentology, Jena.
FRIEDEL, G. (1988): Die lithofaziellen Einheiten des Mittleren Muschelkalks (mm) am Unteren Neckar:
Stratigraphie und Genese. - 122 S., Diss. Univ. Heidelberg, Heidelberg.
FRIEDEL, G. & SCHWEIZER, V. (1991): Anhydrit und Gips - ihre Verteilung im Mittleren Muschelkalk
nördlich von Heilbronn. - Jber. Mitt. oberrhein. geol. Ver., N.F., 73, S. 187-203, 5 Abb., 1 Tab., 1 Taf.,
Stuttgart.
FÜCHTBAUER, H. (1950): Die nichtkarbonatischen Bestandteile des Göttinger Muschelkalkes mit beson-
derer Berücksichtigung der Mineralneubildungen. - Heidelb. Beitr. Miner. Petrogr., Bd. 2, S. 235-
254, Heidelberg.
- (1963): Zum Einfluß des Ablagerungsmilieus auf die Farbe von Biotiten und Turmalinen. - Fortschr.
Geol. Rheinld. u. Westf., 10, S. 331-336, 3 Abb., Krefeld.
- (1967): Der Einfluß des Ablagerungsmilieus auf die Sandstein-Diagenese im Mittleren Buntsand-
stein. - Sedim. Geol., 1, S. 159-179, Elsevier, Amsterdam.
- (1983): Facies controls on sandstone diagenesis. - In: PARKER, A. & SELLWOOD, B.W. (Hrsg., 1983):
sediment diagenesis. - Nato ASI Series C, 115, S. 269-288, D. Reidel, Dordrecht.
- (1988): Sandsteine. - In: FÜCHTBAUER, H. (Hrsg., 1988): Sediment-Petrologie, Teil II: Sedimente
und Sedimentgesteine. - S. 97-184, Schweizerbart, Stuttgart.
FÜCHTBAUER, H. & GOLDSCHMIDT, H. (1959): Die Tonminerale der Zechsteinformation. - Beitr. Miner.
Petr., 6, S. 320-345, Würzburg.
FÜCHTBAUER, H. & RICHTER, D.K. (1988): Karbonatgesteine. - In: FÜCHTBAUER, H. (Hrsg., 1988):
Sediment-Petrologie, Teil II: Sedimente und Sedimentgesteine. - S. 233-434, Schweizerbart, Stutt-
gart.
FURLAN, S., CLAUER, N., CHAUDURI, S. & SOMMER, F. (1996): K transfer during burial diagenesis in the
Mahakam Delta basin (Kalimantan, Indinesia). - Clays Clay Miner., 44, S. 157-169, Boulder, Colora-
do.
6. Literatur 154
GAERTNER, H. & RÖHLING, H.-G. (1993): Zur lithostratigraphischen Gliederung und Paläogeographie
des Mittleren Muschelkalks im Nordwestdeutschen Becken. - In: HAGDORN, H. & SEILACHER, A.
(Hrsg., 1993): Muschelkalk. Schöntaler Symposium 1991. - S. 85-103, Goldschneck-Verlag, Stutt-
gart.
GARVIE, L.A.J., METCALFE, R. (1997): A vein occurrence of co-existing talc, saponite and corrensite,
Builth Wells, Wales. - Clay Miner., 32, 2, S. 223-240, London.
GAUDETTE, H.E., GRIM, R.E. & METZGER, C.F. (1966): Illite: a model based on the sorption behaviour
of cesium. - Am. Miner., 51, S. 1649-1656, Washington, D.C.
GAUPP, R., MATTER, A., PLATT, J., RAMSEYER, K. & WALZEBRUCK, J. (1993): Diagenesis and fluid
evolution of deeply buried Permian (Rotliegend) gas reservoirs, Northwest Germany. - Am. Ass. Petr.
Geol. Bull., 77, S.1111-1128, Tulsa, Oklahoma.
GENG, A. (1995): Diagenesis of the Middle Triassic Muschelkalk, Southwestern Germany. - Diss. Univ.
Heidelberg, 86 S., Heidelberg.
GENG, A., WARR, L.N. & BECHSTÄDT, T. (1996): Clay mineral crystallinity of diagenetic grade Middle
Triassic Muschelkalk of the Rhine Graben, Southwest Germany. - Acta Univ. Carolinae Geologica,
38, S. 193-201, Heidelberg.
GEOLOGISCHES LANDESAMT BADEN-WÜRTTEMBERG (1995): Symbolschlüssel Geologie (Teil I) und
Bodenkunde Baden-Württemberg. - Inform. geol. L.-Amt Bad.-Württ., 5, S. 29-31, Freiburg im Breis-
gau.
GEYER, O.F. & GWINNER, M.P. (1991): Geologie von Baden-Württemberg. - 4. Aufl., 472 S., Schweizer-
bart, Stuttgart.
GIBBS, R.J. (1965): Error due to segregation in quantitative clay mineral X-ray diffraction mounting
techniques. - Am. Miner., 50, S. 741-751, Washington, D.C.
- (1968): Clay mineral mounting techniques for X-ray diffraction analysis: a discussion. - J. Sedim.
Petrol., 38, S. 242-243, Tulsa, Oklahoma.
GLASMANN, J.R., LARTER, S., BRIEDIS, N.A. & LUNDEGARD, P.D. (1989): Shale diagenesis in the Ber-
gen high area, North Sea. - Clays Clay Miner., 37, S. 97-112, Boulder, Colorado.
GOLDBERG, E.D. & ARRHENIUS, G.O.S. (1958): Chemistry of pacific pelagic sediments. - Geochim.
Cosmochim. Acta, 13, S. 153-212, London.
GOLDBERG, S. & GLAUBIG, R.A. (1986): Boron adsorption and silicon release by the clay minerals
kaolinite, montmorillonite and illite. - Soil Science Soc. Amer. Journ., 50, 6, S. 1442-1448, Madison,
Wisc.
GOLDSCHMIDT, V.M. & PETERS, C. (1932): Zur Geochemie des Bors. Teil I u. II. - Nachr. Akad. Wiss.
Göttingen, math.-phys. Kl., S. 402-407 u. 528-545, Göttingen.
GOLDSMITH, J.R. & GRAF, D.L. (1958): Relations between lattice constrains and composition of the Ca-
Mg carbonates. - Am. Miner., 43, S. 84-101, Washington, D.C.
GOLDSMITH, J.R. & LAVES, F. (1954): The microcline-sanidine stability relations. - Geochim. Cosmochim.
Acta, 5: S 1-19, London.
GORSKI, W. (1969): Ein Vergleich verschiedener Verfahren der quantitativen röntgenographischen Phasen-
analyse. - N. Jb. Miner., Abh., 111 (3), S. 279-288, Schweizerbart, Stuttgart.
GÖTZ, A.E. (1996): Fazies und Sequenzanalyse der Oolithbänke (Unterer Muschelkalk, Trias) Mittel-
deutschlands und angrenzender Gebiete. - Geol. Jb. Hessen, 124, S. 67-86, Wiesbaden.
GÖTZ, A.E. & FEIST-BURKHARDT, S. (1999): Sequenzstratigraphische Interpretation der Kleinzyklen im
Unteren Muschelkalk (Mitteltrias, Germanisches Becken). - Zbl. Geol. Paläont., Teil I, H. 7-9, S.
1205-1219, Stuttgart.
6. Literatur 155
GREW, E.S. (1996): Borosilicates (exclusive of tourmaline) and boron in rockforming minerals in
metamorphic environments. - In: GREW, E.S. & ANOVITZ, L.M. (Hrsg., 1996): Boron. Mineralogy,
petrology and geochemistry. - Reviews in Mineralogy 33, S. 387-480, Min. Soc. Amer., Washington,
D.C.
GRIM, R.E. & JOHNS, W.D. (1954): Clay mineral investigation of sediments in the northern Gulf of
Mexico. - Clays Clay Miner., 2, S. 81-103, Boulder, Colorado.
GUDDEN, H. & SCHMID, H. (1985): Die Forschungsbohrung Obernsees - Konzeption, Durchführung
und Untersuchung der Metallführung. - Geologica Bavaria, 88, S. 2-21, München.
GYGI, R.A. (1969): Zur Stratigraphie der Oxford-Stufe (oberes Jura-System) der Nordschweiz und des
Süddeutschen Grenzgebietes. - Beiträge zur geologischen Karte der Schweiz, N. F., 136, 122 S., 11
Abb., 9 Tab., 13 Taf., Bern-Zürich.
HAGDORN, H. (Hrsg.) in coop. with SIMON, TH. & SZULC, J. (1991): Muschelkalk - A field guide. - 80
S., 78 Abb., 1 Tab., Goldschneck-Verlag, Stuttgart.
HAGDORN, H., HICKETHIER, H., HORN, M. & SIMON, TH. (1987): Profile durch den hessischen, unter-
fränkischen und baden-württembergischen Muschelkalk. - Geol. Jb. Hessen, 115, S. 131-160, Wies-
baden.
HAGDORN, H., HORN, M. & SIMON, TH. (1993): Vorschläge für eine lithostratigraphische Gliederung
und Nomenklatur des Muschelkalks in Deutschland. In: HAGDORN, H. & SEILACHER, A. (Hrsg.,
1993): Muschelkalk. Schöntaler Symposium 1991. - S. 39-46, Goldschneck-Verlag, Stuttgart.
HAGDORN, H. & SEILACHER, A. (Hrsg., 1993): Muschelkalk. Schöntaler Symposium 1991. - 288 S.,
Sonderb. d. Ges. f. Naturkunde in Württemb., Bd. 2, Goldschneck-Verlag, Stuttgart.
HAGDORN, H. & SIMON, TH. (1988): Geologie und Landschaft des Hohenloher Landes. - Forsch. Württ.
Franken, 28, 192 S., 2. Aufl., Sigmaringen.
HAGEDORN, B. & LIPPOLT, H.J. (1994): Isotopische Alter von Zerrüttungszonen als Altersschranken der
Freiamt-Sexau-Mineralisation (Mittlerer Schwarzwald). - Abh. geol. L.-Amt Bad.-Württ., 14, S. 205-
219, Freiburg im Breisgau.
HALLAM, A. (1992): Phanerozoic sea-level changes. - The perspectives in paleobiology and earth history
series. - 266 S., Columbia University Press, New York.
HALLIDAY, A.N. & MITCHELL, J.G. (1984): K-Ar ages of clay-size concentrates from the mineralization
of the Pedrouches Batholit, Spain, and evidence of Mesozoic hydrothermal activity associated with
the breakup of Pangea. - Earth Plant. Sci. Lett., 68, S. 239-289, 3 Abb., 1 Tab., Amsterdam.
HAMILTON, P.J., KELLEY, S. & FALLICK, A.E. (1989): K-Ar dating of illite in hydrocarbon reservoirs. -
Clays Clay Miner., 24, S. 215-231, Boulder, Colorado.
HAQ, B.U., HARDENBOL, J. & VAIL, P.R. (1987): Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic.
- Science, 235, S. 1156-1167, Washington, D.C.
HARDER, H. (1959): Beitrag zur Geochemie des Bors. Teil II: Bor in Sedimenten. - Nachr. Akad. Wiss.
Göttingen, II., math.-phys. Kl., S. 123-183, Göttingen.
- (1961): Einbau von Bor in detritische Tonminerale. Experimente zur Erklärung des Borgehaltes toniger
Sedimente. - Geochim. Cosmochim. Acta, 21, S. 284-294, London.
- (1963): Inwieweit ist das Bor ein marines Leitelement? - Fortschr. Geol. Rheinld. u. Westf., 10, S.
239-252, 2 Abb., 6 Tab., Krefeld.
- (1970): Boron content of sediments as a tool in facies analysis. - Sedim. Geol., 4, S. 153-175, Else-
vier, Amsterdam.
HARDY, R. & TUCKER, M. (1988): X-ray powder diffraction of sediments. - In: TUCKER, M. (Hrsg.,
1988): Techniques in sedimentology. - S. 191-228, Blackwell Science, Oxford.
6. Literatur 156
HATHAWAY, J.C. (1958): Procedure for clay mineral analysis used in the sedimentary petrology laboratory
of the U.S. Geological Survey. - Clays Clay Miner., 3, S. 8-13, Boulder, Colorado.
HAUNSCHILD, H. & SCHRÖDER, B. (1960): Erläuterungen zur Geologischen Karte von Bayern 1:25.000,
Bl. Nr. 6237: Grafenwöhr, 88 S., München.
HECHT, L., FREIBERGER, R., GILG, H.A., GRUNDMANN, G. & KOSTITSYN, Y.A. (1999): Rare earth element
and isotope (C, O, Sr) characteristics of hydrothermal carbonates; genetic implications for dolomite-
hosted talc mineralization at Goepfersgruen (Fichtelgebirge, Germany). - Chemical Geology, 155, 1-
2, S. 115-130, Elsevier, Amsterdam.
HEIM, D. (1990): Tone und Tonminerale. Grundlagen der Sedimentologie und Mineralogie. - 157 S.,
Enke Verlag, Stuttgart.
HELING, D. (1988): Ton- und Siltsteine. - In: FÜCHTBAUER, H. (Hrsg., 1988): Sediment-Petrologie, Teil
II: Sedimente und Sedimentgesteine. - S. 185-232, Schweizerbart, Stuttgart.
HELLER-KALLAI, L., NATHAN, Y. & ZAK, I. (1973): Clay mineralogy of Triassic sediments in southern
Israel and Sinai. - Sedimentology, 20, S. 513-521, Blackwell Science, Oxford.
HELLMANN, K.N. (1982): Dating of the Anisian-Ladinian boundary in the Alps. - In: ODIN, G.S. (Hrsg.,
1982): Numerical dating in stratigraphy, Part II. - S. 868-871, Wiley & Sons, New York.
HELLMANN, K.N. & LIPPOLT, H.J. (1981): Calibration of the Middle Triassic time scale by conventional
K-Ar and 40Ar/39Ar dating of alkali feldspars. - J. Geophysics, 50, S. 73-88.
HENRY, D.J. & DUTROW, B.L. (1996): Metamorphic tourmaline and its petrologic applications. - In:
GREW, E.S. & ANOVITZ, L.M. (Hrsg., 1996): Boron. Mineralogy, petrology and geochemistry. - Re-
views in Mineralogy 33, S. 503-557, Min. Soc. Amer., Washington, D.C.
HEROLD, R. (1968): Die Herstellung von lufttrockenen oder glyzeringesättigten Texturpräparaten für die
röntgenographische Untersuchung von blättchenförmigen Tonmineralen durch Zentrifugieren auf
Membranfilter. - N. Jb. Miner., Mh., 2, S. 93-95, Schweizerbart, Stuttgart.
HILLIER, S. (1995): Erosion, sedimentation and sedimentary origin of clays. - In: VELDE, B. (Hrsg.,
1995): Origin and mineralogy of clays. Clays and the environment. - S. 162-219, Springer-Verlag,
Berlin.
HINZE, C. (1967): Der Obere Buntsandstein (Röt) im südniedersächsischen Bergland. - Geol. Jb., 84,
S.637-716, Hannover .
HOHL, R. (Hrsg., 1985): Die Entwicklungsgeschichte der Erde. - 7. Aufl., 703 S., Verlag W. Dausien,
Hanau.
HOLSER, W.T. (1979): Mineralogy of evaporites. - In: BURNS, E.G. (Hrsg., 1979): Marine minerals,
Miner. Soc. Amer., short course notes, S. 211-286, Washington, D.C.
HOOKS, W.G. & INGRAM, R.L. (1955): The clay minerals and the iron oxide minerals of the Triassic
“Red Beds” of the Durham Basin, North Carolina. - Amer. Journ. Sci., Vol. 253, S. 19-25, New
Haven, Conn.
HOWER, J., ESLINGER, E.V., HOWER, E.M. & PERRY, E.A. (1976): Mechanism of burial metamorphism
of argillaceous sediment: 1. Mineralogical and chemical evidence. - Geol. Soc. Amer. Bull., 87, S.
725-737, Boulder, Colorado .
HOWER, J. & MOWATT, T.C. (1966): The mineralogy of illites and mixed-layer illite/montmorillonites. -
Am. Miner., 51, S. 825 - 854, 4 Tab, Washington, D.C.
HUANG, S.L. (1989): The influence of disaggregation methods on X-ray diffraction of clay minerals. - J.
Sedim. Petrol., 59 (6), S. 997-1001, Tulsa, Oklahoma.
INOUE, A., KOHYAMA, N., KITAGAWA, R. & WATANABE, T. (1987): Chemical and morphological evidence
for the conversion of smectite to illite. - Clays Clay Miner., 35, 2, S.111-120, Boulder, Colorado.
6. Literatur 157
INOUE, A., VELDE, B., MEUNIER, A. & TOUCHARD, G. (1988): Mechanism of illite formation during
smectite-to-illite conversion in a hydrothermal system. - Am. Miner., 73, S.1325-1334, Washington,
D.C.
JABOYEDOFF, M. & COSCA, M. (1999): Dating incipient metamorphism using 40Ar/39Ar geochronology
and XRD modeling: a case study from the Swiss Alps. - Contrib. Miner. Petrol., 135, S. 93-113,
Springer-Verlag, Berlin.
JASMUND, K. (1993): Bildung und Umbildung von Tonmineralen. - In: JASMUND, K. & LAGALY, G.
(Hrsg., 1993): Tonminerale und Tone. Struktur, Eigenschaften, Anwendungen und Einsatz in Indu-
strie und Umwelt. - S. 168-192, Steinkopf Verlag, Darmstadt.
JASMUND, K. & LAGALY, G. (Hrsg., 1993): Tonminerale und Tone. Struktur, Eigenschaften, Anwendun-
gen und Einsatz in Industrie und Umwelt. - 490 S., Steinkopf Verlag, Darmstadt.
JCPDS International Centre for Diffraction Data formerly the Joint Committee on Powder Diffraction
Standards (1986): Powder diffraction file. Inorganic phases: alphabetical index (chemical and mineral
name). - 618 S., International Centre for Diffraction Data, Swarthmore, Pa.
JENKINS, R. (1989): Instrumentation and experimental procedures. - In: BISH, D.L. & POST, J.E. (Hrsg.,
1989): Modern powder diffraction. - Reviews in Mineralogy 20, S. 19-72, Miner. Soc. Amer., Wa-
shington, D.C.
JOHNS, W.D. (1963): Die Verteilung von Chlor in rezenten marinen und nichtmarinen Sedimenten. -
Fortschr. Geol. Rheinld. u. Westf., 10, S. 215-230, 14 Abb., 3 Tab., Krefeld.
JUBITZ, K.B. (1958): Zur feinstratigraphisch-geochemischen Horizontierungsmethodik in Kalksedimenten
(Trias). - Geologie, 7, S. 863-923, Berlin.
KENDALL, C.G.S. & SKIPWITH, P.A.E. (1969): Geomorphology of a recent shallow-water carbonate
province: Khor al Bazan, Trucial Coast, Southwest Persian Gulf. - Bull. Geol. Soc. Amer., 80 (5), S.
865-895, Boulder, Colorado.
KEREN, R. & MEZUMAN, U. (1981): Boron adsorption by clay minerals using a phenomenological equation.
- Clays Clay Miner., 29, 3, S. 198-204, Boulder, Colorado.
KEREN, R. & O’CONNOR, G.A. (1982): Effect of exchangeable ions and ionic strength on boron adsorption
by montmorillonite and illite. - Clays Clay Miner., 30, 5, S. 341-346, Boulder, Colorado.
KERN, A. (1992): Präzisionspulverdiffraktometrie: Ein Vergleich verschiedener Methoden. - 175 S.,
Diplomarb. Univ. Heidelberg, Heidelb. Geowiss. Abh., 58, Heidelberg.
KIRSCHNER, H. (1987): Einführung in die Röntgenfeinstrukturanalyse. - 3. Aufl., 193 S., Vieweg,
Brunswick.
KISCH, H.J. (1991): Illite crystallinity: recommendations on sample preparation, X-ray diffraction settings,
and interlaboratory samples. - Journ. Metam. Geol., 9, S. 31-46, Blackwell Science, Oxford.
KISCH, H.J. & FREY, M. (1987): Appendix: effect of sample preparation on the measured 10-Å peak
width of illite (illite ‚crystallinity‘). In: FREY, M. (Hrsg., 1987): Low Temperature Metamorphism. -
S. 301-304, Blackie & Son, Glasgow.
KLEINSCHNITZ, M. (1996): Fazies, Diagenese und Geochemie des Unteren Muschelkalks am Südwest-
rand der Querfurter Mulde (Sachsen-Anhalt). - 311 S., Diss. Univ. Heidelberg, Heidelberg.
KLOTZ, W. (1990): Zyklische Gliederung des Unteren Muschelkalks (,,Wellenkalk'') auf der Basis von
Sedimentations-Diskontinuitäten. - Zbl. Geol. Paläont., 9/10, S. 1359-1367, Stuttgart.
- (1991): Zementation und differentielle Kompaktion im Unteren Muschelkalk („Wellenkalk“). - Zbl.
Geol. Paläont., 11, S. 1603-1610, Stuttgart.
KLUG, H.P. & ALEXANDER, L.E. (1974): X-ray diffraction procedures for polycrystalline and amorphous
materials. - John Wiley & Sons.
6. Literatur 158
KNAUST, D. (1995): Sequenzstratigraphie und Mikrofazies im Unteren Muschelkalk am Südrand des
Thüringer Beckens. - Nachr. Dt. Geol. Ges., 54, S. 100-101, Hannover.
KONTA, J. (1991): Phyllosilicates in rivers: result of weathering, erosion, transportation and deposition.
- Proc. 7th Euroclay Conf. Dresden, ’91, S. 617-622, Greifswald.
KÖSTER, H.M. (1993): Beschreibung einzelner Tonminerale. - In: JASMUND, K. & LAGALY, G. (Hrsg.,
1993): Tonminerale und Tone. Struktur, Eigenschaften, Anwendungen und Einsatz in Industrie und
Umwelt. - S. 33-88, Steinkopf Verlag, Darmstadt.
- (1995): Die röntgenographische Identifizierung der silikatischen Tonminerale und beigemengter
Akzessorien in Texturpräparaten.- Z. geol. Wiss., 23, S. 287-300, Berlin.
KOZUR, H. (1974): Biostratigraphie der germanischen Mitteltrias. - Freib. Forschh., (C) 280 (1), S. 1-56,
280 (2), S. 1-71, 280 (3): 9 Anl. (= 12 Tab.), Leipzig.
KRALIK, M. & SCHRAMM, J.M. (1994): Illit-Wachstum: Übergang Diagenese-Metamorphose in Karbo-
nat- und Tongesteinen der Nördlichen Kalkalpen: Mineralogie und Isotopengeologie (Rb-Sr, K-Ar
und C-O). - Jahrb. Geol. B.-A., 137, H. 1, S. 105-137, Wien.
KRAMM, E. (1986): Feinstratigraphische Untersuchungen im Unteren Muschelkalk Osthessens. - Beitr.
Naturkde. Osthessen, 22, S. 3-21, 5 Abb., Fulda.
KÜBLER, B. (1966): La cristallinité de l’ illite et les zones tout à fait superieures du metamorphisme. -
Colloque sur les Étages tectoniques, S. 105-122, Univ. Neuchâtel Baconnière, Neuchâtel.
- (1973): La corrensite, indicateur possible de milieux de sédimentation et du degré de transformation
d‘un sédiment. - Bull. Centre Rech. Pau, S.N.P.A., 7, S. 543-556, Pau.
KULKE, H. (1969): Petrographie und Diagenese des Stubensandsteines (Mittlerer Keuper) aus Tiefboh-
rungen im Raum Memmingen (Bayern). - Contrib. Miner. Petrol., 20, S. 135-163, Springer-Verlag,
Berlin.
KUNTZE, H., ROESCHMANN, G. & SCHWERDTFEGER, G. (1994): Bodenkunde. - 5., neubearb. u. erw.
Aufl., 424 S., 178 Abb., 4 Farbtaf., 188 Tab., Verlag E. Ulmer, Stuttgart.
LAGALY, G. (1993): Reaktionen der Tonminerale. - In: JASMUND, K. & LAGALY, G. (Hrsg., 1993): Ton-
minerale und Tone. Struktur, Eigenschaften, Anwendungen und Einsatz in Industrie und Umwelt. - S.
89-167, Steinkopf Verlag, Darmstadt.
LAGALY, G. & KÖSTER, H.M. (1993): Tone und Tonminerale - In: JASMUND, K. & LAGALY, G. (Hrsg.,
1993): Tonminerale und Tone. Struktur, Eigenschaften, Anwendungen und Einsatz in Industrie und
Umwelt. - S. 1-32, Steinkopf Verlag, Darmstadt.
LAGALY, G., SCHULZ, O. & ZIMEHL, R. (1997): Dispersionen und Emulsionen. Eine Einführung in die
Kolloidik feinverteilter Stoffe einschließlich der Tonminerale. - 560 S., Steinkopf Verlag, Darmstadt.
LANDERGREN, S. (1945): Contribution to the Geochemistry of boron. - Ark. Kem. Miner. Geol., 19A, 25,
S. 1-7 u. 19A, 26 u. S. 1-31, Stockholm.
LANDMANN, A. (1994): Kristallographische und genetische Untersuchungen an Feldspäten aus Muschel-
kalken Elsaß-Lothringens und des Kraichgaus. - 137 S., unveröff. Diplomarb. Univ. Heidelberg, Hei-
delberg.
LANSON, B. & CHAMPION, D. (1991): The I/S-to-Illite reaction in the late stage diagenesis. - Amer.
Journ. of Science, Vol. 291, S. 473-506, 14 Abb., Denver.
LANSON, B. & KÜBLER, B. (1994): Experimental determination of coherent scattering domain size
distribution of natural mica-like phases with the Warren-Averbach technique. - Clays Clay Miner., 42,
S. 489-494, Boulder, Colorado.
LEE, M.C., ARONSON, J.L. & SAVIN, S.M. (1989): Timing and conditions of Permian Rotliegend sandstone
diagenesis, Southern North Sea: K/Ar and oxygen isotopic data. - Am. Ass. Petr. Geol. Bull., 73,
S.195-215, Tulsa, Oklahoma.
6. Literatur 159
LEEMAN, W.P. & SISSON, V.B. (1996): Geochemistry of boron and its implication for crustal and mantle
processes. - In: GREW, E.S. & ANOVITZ, L.M. (Hrsg., 1996): Boron. Mineralogy, petrology and
geochemistry. - Reviews in Mineralogy 33, S. 645-695, Min. Soc. Amer., Washington, D.C.
LERZ, H. & KRÄMER, V. (1965): Ein Verfahren zur Herstellung texturfreier Röntgen-Pulverpräparate
von Tonmineralen für Zählrohrgoniometer mit senkrechter Drehachse. - N. Jb. Miner., Mh., 2, S. 50-
59, Schweizerbart, Stuttgart.
LEVINSON, A.A. (1955): Studies in the mica group: Polymorphism among illites and hydrous micas. -
Am. Miner., 40, S. 41-49, Washington, D.C.
LIANG, J.J., HAWTHORNE F.C., NOVÁK, M., CERNY, P. & OTTOLINI, L. (1995): Crystal-structure refinement
of boromuscovite polytypes using a coupled Rietveld-static-structure energy-minimization method. -
Can. Miner., 33, S. 859-865, Ottawa.
LIPPMANN, F. (1956): Clay minerals of the Röt member of the Triassic near Göttingen, Germany. - J.
Sedim. Petrol., 26 (2), S. 125-139, Tulsa, Oklahoma.
- (1979): Stabilitätsbeziehungen der Tonminerale. - N. Jb. Miner., Abh., 136, S. 287-309, 6 Abb., 6
Tab., Schweizerbart, Stuttgart.
LIPPMANN, F. & BERTHOLD, C. (1992): Der Mineralbestand des Unteren Muschelkalkes von Geislingen
bei Schwäbisch Hall (Deutschland). - N. Jb. Miner., Abh., 164, S. 183-209, Schweizerbart, Stuttgart.
LIPPMANN, F. & PANKAU, H.G. (1988): Der Mineralbestand des Mittleren Muschelkalkes von Nagold,
Württemberg. - N. Jb. Miner., Abh., 158, S. 257-292, Schweizerbart, Stuttgart.
LIPPMANN, F. & SAVASÇIN, M.Y. (1969): Mineralogische Untersuchungen an Lösungsrückständen eines
württembergischen Keupergipsvorkommens. - Tscherm. mineral.-petrogr. Mitt., 13, S. 165-190, Wien.
LIPPOLT, H.J., & KIRSCH, H. (1994a): 40Ar/39Ar-Untersuchungen an serizitisierten Plagioklasen des
Frankenstein-Gabbros (NW-Odenwald) im Hinblick auf ihren Alterations-Zeitpunkt. - Geol. Jb. Hes-
sen, 122, S. 123-142, Wiesbaden.
LIPPOLT, H.J. & KIRSCH, H. (1994 b): Isotopic investigation of post-Variscan plagioclase sericitization in
the Schwarzwald gneiss massiv. - Chemie der Erde, 54, S. 179-198, Jena.
LIPPOLT, H.J. & SIEBEL, W. (1991): Evidence for multi-stage alteration of the Schwarzwald lamprophyres.
- Eur. J. Min., 3, S. 587-601, 6 Abb., 5 Tab., Stuttgart.
LODEMANN, W. (1956): Die Südspitze des Odenwaldes. Stratigraphie und Tektonik am Rheingraben-
rand. - 134 S., 14 Abb., Diss. Univ. Heidelberg, Heidelberg.
- (1958): Stratigraphie des Unteren Muschelkalkes am südwestlichen Odenwaldrand südlich Heidel-
berg. - Jh. geol. L.-Amt Bad.-Württ., 3, S. 139-163, Freiburg im Breisgau.
- (1961): Zur Gliederung des Wellengebirges (mu) in Nordbaden. - Jh. geol. L.-Amt Bad.-Württ., 4, S.
39-47, Freiburg im Breisgau.
LUKAS, V. (1991): Die Terebratel-Bänke (Unterer Muschelkalk, Trias) in Hessen - ein Abbild kurzzeiti-
ger Faziesänderungen im westlichen Germanischen Becken. - Geol. Jb. Hessen, 119, S. 119-175, 11
Abb., 1 Tab., 3 Taf., Wiesbaden.
- (1992): Zur Diagenese der Karbonate des Unteren Muschelkalk (Trias). - N. Jb. Geol. Paläont., Abh.,
185, S. 85-113, Stuttgart.
- (1993): Sedimentologie und Paläogeographie der Terebratelbänke (Unterer Muschelkalk, Trias) Hes-
sens. - In: HAGDORN, H. & SEILACHER, A. (Hrsg., 1993): Muschelkalk. Schöntaler Symposium 1991.
- S. 79-84, Goldschneck-Verlag, Korb, Stuttgart.
LUKAS, V. & WENZEL, B. (1988): Gelbkalke des Unteren Muschelkalks (Trias) - Sabkha oder Subtidal -
Bochumer geol. u. geotechn. Arb., 29, S. 121-124, Bochum.
6. Literatur 160
LUMSDEN, D.N. (1979): Discrepancy between thin section and X-ray estimates of dolomite in limestone.
- J. Sedim. Petrol., 49, S. 429-436, Tulsa, Oklahoma.
MACEWAN, D.M.C. & WILSON, M.J. (1980): Interlayer and intercalation complexes of clay minerals. -
In: BRINDLEY, G.W. & BROWN, G. (Hrsg., 1980): Crystal structures of clay minerals and their X-ray
identification. - S. 197-248, Miner. Soc., Monogr., 5, London.
MACKIN, J.E. (1987): Boron and silica behavior in salt-marsh sediments: implications for paleo-boron
distributions and the early diagenesis of silica. - Am. J. Sci., 287, S. 197-241, New Haven, Conn.
MADSEN, F.T. & NÜESCH, R. (1990): Langzeitquellverhalten von tonigen Sulfatgesteinen. - Beitr. zur
Geologie der Schweiz, Bull. 85.
MARSCHNER, H. (1968): Relationship between carbonate grain size and non-carbonate content in carbonate
sedimentary rocks. - In: MÜLLER, G. & FRIEDMANN, G. (Hrsg., 1968): Recent developments in
carbonate sedimentology in Central Europe, S. 55-57, 2 Abb., Springer-Verlag, Berlin.
MARTIN-VIVALDI, J.L. & MACEWAN, D.M.C. (1957): Triassic chlorites from the Jura and the Catalan
coastal range. - Clay Miner. Bull., 3, S. 177-183, Oxford.
- (1960): Corrensite and swelling chlorite. - Clay Miner. Bull., 4, S. 173-181, Oxford.
MASON, B. & MOORE, C.B. (1985): Grundzüge der Geochemie. - 340 S., Enke-Verlag, Stuttgart.
MCALLISTER, R.F. (1958): Rapid removal of marine salts from sediment samples. - J. Sedim. Petrol., 28,
S. 231-232, Tulsa, Oklahoma.
MCDOUGALL, I. & HARRISON, T.M. (1999): Geochronology and thermochronology by the 40Ar/39Ar
method. - 269 S., Oxford University Press New York, Clarendon Press Oxford.
MCMANUS, J. (1988): Grain size determination and interpretation. - In: TUCKER, M. (Hrsg., 1988):
Techniques in sedimentology. - S. 63-85, Blackwell Science, Oxford.
MEDUNA, J.-U. (1982): Mineralogische und geochemische Untersuchungen des Muschelkalks der Boh-
rung Dinkelsbühl. - unveröff. Diplomarb. Univ. Erlangen, 118 S., Erlangen.
MEHRA, O.F. & JACKSON, M.L. (1960): Iron oxide removal from soils and clays by a dithionite-citrate
system buffered with sodium bicarbonate. - Clays Clay Miner., 7, S. 317-327, Boulder, Colorado.
MENNING, M. (1992): Numerical time scale for the Permian and Triassic lithostratigraphic units of Central
Europe. - IAS 13th Reg. Meeting Sedimentol., Jena.
MERTZ, D.F., KARPENKO, M.I., IVANENKO, V.V. & LIPPOLT, H.J. (1991): Evidence for Jurassic tectonism
in the Schwarzwald basement (SW Germany) by laser probe 40Ar/39Ar dating of authigenic feldspar. -
Naturwiss., 78, S. 411-413, 1 Abb., 1 Tab., Springer-Verlag, Berlin.
MEYERING, M. (1986): Das Profil des Unteren Muschelkalkes in Kernbohrungen bei Bickendorf/Süd-
eifel. - 142 S., unveröff. Diplomarb., Univ. Bochum, Bochum.
MICHALIK, M. (1990): Non-carbonate minerals in Gogolin limestones (Lower Muschelkalk) of the Cracow-
Silesian region. - Int. workshop - field seminar: The Muschelkalk - sedimentary environments, facies
and diagenesis, excursion guidebook and abstracts, S. 33-35, Inst. Geol. Sciences, Jagellonian Univ.,
Krakau.
MILLOT, G. (1964): Geólogie des argiles. - 499 S., 75 Abb., 12 Taf., 15 Tab., Masson & Cie, Paris.
MILOSEVIC, S., TOMASEVIC-CANOVIC, M., DIMITRIJEVIC, R., PETROV, M., DJURICIC, M., & ZIVANIVIC,
B. (1992): Amorphization of aluminosilicate minerals during micronization process. - Amer. Ceramic
Soc. Bull., 71 (5), S. 771-775, Westerville, Ohio.
MITCHUM, R.M. & WAGONER, J.C. v. (1991): High frequency sequences and their stacking patterns:
sequence-stratigrafic evidence of high-frequency eustatic cycles. - Sedim. Geol., 70, S. 131-160,
Elsevier, Amsterdam.
6. Literatur 161
MOORE, D.M. & REYNOLDS, R.C. (1997): X-ray diffraction and the identification and analysis of clay
minerals. - 332 S., Oxford University Press, Oxford.
MOSSMANN, J.-R., CLAUER, N. & LIEWIG, N. (1992): Dating thermal anomalies in sedimentary basins;
the diagenetic history of clay minerals in the Triassic sandstones of the Paris Basin, France. - Clay
Miner., 27, 2, S. 211-226, London.
MOSTLER, H. (1993): Das Germanische Muschelkalkbecken und seine Beziehung zum tethyalen
Muschelkalkmeer. - In: HAGDORN, H. & SEILACHER, A. (Hrsg., 1993): Muschelkalk. Schöntaler
Symposium 1991. - S. 11-14, Goldschneck-Verlag, Stuttgart.
MÜLLER, G. (1964): Methoden der Sedimentuntersuchung. - 303 S., Schweizerbart, Stuttgart.
- (1988): Salzgesteine (Evaporite). - In: FÜCHTBAUER, H. (Hrsg., 1988): Sediment-Petrologie, Teil II:
Sedimente und Sedimentgesteine. - S.435-500, Schweizerbart, Stuttgart.
MÜLLER, G. & GASTNER, M. (1971): The ‚Karbonatbombe‘, a simple device for the determination of the
carbonate content in sediments, soils and other materials. - N. Jb. Miner., Mh., 1971, S. 644-649,
Schweizerbart, Stuttgart.
- (1986): Die neue Karbonatbombe (Minibombe): Ein einfaches Gerät zur Bestimmung des Karbonat-
gehalts in Feststoffen. - unveröff. Mitt. d. Inst. f. Sedimentforschung, Univ. Heidelberg.
NADEAU, P.H., WILSON, M.J. MCHARDY, W.J. & TAIT, J.M. (1984): Interparticle diffraction: a new
concept for interstratified clays. - Clay Miner., 19, S. 757-769, London.
NEWMAN, A.C.D. (Hrsg., 1987): Chemistry of clays and clay minerals. - 480 S., Miner. Soc., Monogr. 6,
Longman, London.
NEWMAN, A.C.D. and BROWN, G. (1987): The chemical constitution of clays. - In: NEWMAN, A.C.D.
(Hrsg., 1987): Chemistry of clays and clay minerals. - S. 2-128, Miner. Soc., Monogr. 6, Longman,
London.
NEY, P. (1986): Gesteinsaufbereitung im Labor. - 157 S., Enke Verlag, Stuttgart.
NIELSON, A.E. (1964): Kinetics of precipitation. - 151 S., Pergamon Press, New York.
NIER, O. (1950): A redetermination of the relative abundances of carbon, nitrogen, oxygen, argon and
potassium. - Phys. Rev., 77, S. 789-793, New York.
NISKANEN, E. (1964): Reduction of orientation effects in the quantitative X-ray diffraction analysis of
kaolin minerals. - Am. Miner., 49, S. 705-714, Washington, D.C.
ODIN, G.S. (1994): Phanerozoic time scale in 1994. - Bull. Liais. Inform. IUGS Subcomm. Geochronol.
12, S. 6-12, Paris.
OINUMA, K., SHIMODA, S. & SUDO, T. (1972): Triangular diagramms in use of a survey of crystal chemistry
of chlorites. - Proc. Int. Clay Conf. 1972, Madrid. Preprints, Vol. 1, S. 161-171. Division de Ciencias
C.S.I.C., Madrid.
OPPENLÄNDER, F. & JOACHIM, H. (1993): Barytgänge im Unteren Muschelkalk von Öschelbronn bei
Pforzheim. - Aufschluss, 44, S.308-312, 7 Abb., Heidelberg.
OSTROM, M.E. (1961): Separation of clay minerals from carbonate rocks by using acid. - J. Sedim.
Petrol., 31 (1), S. 123-129, Tulsa, Oklahoma.
OSTWALD, W. (1900): Über die vermeintliche Isomerie des roten und gelben Quecksilberoxids und die
Oberflächenspannung fester Körper. - Z. Phys. Chem. Stoechiom. Verwandsch., 34, S. 495-503.
PADAN, A., WEAVER, C.E. & WAMPLER, J.M. (1984): The formation of evaporitic clay minerals, Para-
dox Formation, Utah. - Clay Minerals Society annual meeting, program with abstracts 21, S. 94.
PAGEL, M., CLAUER, N., DISNAR, J.-R., MOSSMANN, J.-R., SUREAU, J.-F., STEINBERG, M., & VINCHON,
C. (1998): Thermal history and timing of fluid flow at the Ardeche palaeomargin, France. - In: PARNELL
6. Literatur 162
J. (Hrsg., 1998): Dating and duration of fluid flow and fluid-rock interaction. - Geological Society
Special Publications 144, S. 145-151, Geological Society of London.
PAUL, J. & FRANKE, W. (1977): Sedimentologie einer Transgression: Die Röt/Muschelkalk-Grenze bei
Göttingen. - N. Jb. Geol. Paläont., Mh., 1977, S. 148-177, Stuttgart.
PEREIRA, M.D. & SHAW, D.M. (1996): B and Li distribution in the Peña Negra complex: An alpha-track
study. - Am. Miner., 81, S. 141-145, Washington, D.C.
PERRY, E.A. (1974): Diagenesis and the K-Ar dating of shales and clay minerals. - Geol. Soc. Amer.
Bull., 85, S. 827-830, 2 Abb., Boulder, Colorado.
PETRUK, W. (1964): Determination of the heavy atom content in chlorite by means of the X-ray
diffractometer. - Am. Miner., 49, S.53-71, Washington, D.C.
PORRENGA, D.H. (1967): Influence of grinding and heating of layer silicates on boron sorption. - Geochim.
Cosmochim. Acta, 31, S. 309-312, London.
POWERS, M.C. (1957): Adjustment of land derived clays to the marine environment. - J. Sedim. Petrol.,
27, S. 355-372, Tulsa, Oklahoma.
PURSER, B.H. & SEIBOLD, E. (1973): The principle environmental factors influencing holocene
sedimentation and diagenesis in the Persian Gulf. - In: PURSER, B.H. (Hrsg., 1973): The Persian Gulf.
- S. 1-9, Springer-Verlag, Berlin.
QUEST, M. (1985): Petrographical and geochemical studies of the Portland and Purbeck strata of Dorset.
- Unpubl. PhD Thesis, University of Birmingham.
RATEEV, M.A., GORBUNOVA, Z.N., LISITZYN, A.P. & NOSOV, G.L. (1969): The distribution of clay minerals
in the oceans. - Sedimentology, 13, S. 21-43, 6 Abb., Blackwell Science, Oxford.
RAYNER, J.H. & BROWN, G. (1973): The structure of talc. - Clays Clay Miner., 21, S. 103-114, Boulder,
Colorado.
REAY, A., (1981): The effect of disc mill grinding on some rock-forming minerals. - Miner. Mag., 44, S.
179-182, London.
REUTER, A. (1985): Korngrößenabhängigkeit von K-Ar Datierungen und Illit-Kristallinität anchizonaler
Metapelite und assoziierter Metatuffe aus dem östlichen Rheinischen Schiefergebirge. - Gött. Arb.
Geol. Paläont. 27, 91 S., 32 Abb., 16 Tab., Göttingen.
REYNOLDS, R.C. (1963): Potassium-rubidium ratios and polymorphism in illites and microclines from
the clay-size fractions of proterozoic carbonate rocks. - Geochim. Cosmochim. Acta, 27, S. 1097-
1112, London.
- (1980): Interstratified clay minerals. - In: BRINDLEY G.W. & BROWN, G. (Hrsg., 1980): Crystal
structures of clay minerals and their X-ray identification, S. 249-303, Miner. Soc., Monogr., 5, Lon-
don.
- (1985): NEWMOD© a computer program for the calculation of one-dimensional diffraction patterns of
mixed-layered clays: R.C. Reynolds, Jr., 8 Brook Dr., New Hampshire.
- (1989): Diffraction by small and disordered crystals. - In: BISH, D.L. & POST, J.E. (Hrsg., 1989):
Modern powder diffraction. - Reviews in Mineralogy 20, S. 145-182, Miner. Soc. Amer., Washing-
ton, D.C.
RICHTER-BERNBURG, G. (1955): Über salinare Sedimentation. - Z. dt. geol. Ges., 105, S. 593-645, Ber-
lin.
RICKEN, W. (1985): Diagenetische Bankung: Zementbilanz, Geochemie und Fazies von Kalk-Mergel-
Wechselfolgen. - 242 S., Diss. Univ. Tübingen, Tübingen.
- (1986): Diagenetic bedding: A model for marl-limestone alternations. - Lecture Notes Earth Sci., 6,
210 S., 94 Abb., 19 Tab., Springer-Verlag, Heidelberg.
6. Literatur 163
- (1992): Variation of sedimentation rates in rhythmically bedded sediments. Distinction between
depositional types. - In: EINSELE, G., RICKEN, W. & SEILACHER, A. (Hrsg., 1992): Cycles and events
in stratigraphy. - 955 S., 393 Abb., Springer-Verlag, Berlin.
ROBERSON, H.E., REYNOLDS, R.C. & JENKINS, D.M. (1999): Hydrothermal synthesis of corrensite; a
study of the transformation of saponite to corrensite. - Clays Clay Miner., 47, 2, S. 212-218, Boulder,
Colorado.
ROBBINS, C. & KELLER, W.D. (1952): Clay and other non-carbonate minerals in some limestones. - J.
Sedim. Petrol., 22 (3), S. 146-152, Tulsa, Oklahoma.
RÖSCH, H. (1968): Die quantitative röntgenographische Phasenanalyse; ein Vergleich verschiedener
Analysenverfahren. - N. Jb. Miner., Abh., 108 (3), S. 271-291, Schweizerbart, Stuttgart.
RÖSLER, H. (1991): Lehrbuch der Mineralogie. - 5., unveränd. Aufl., 832 S., 685 Abb., 65 Tab., VEB Dt.
Verlag für Grundstoffindustrie, Leipzig.
SAUERER, A. & TROLL, G. (1990): Abundance and distribution of boron in the Hauzenberg (Bavaria)
granite complex. - Geochim. Cosmochim. Acta, 54, S. 49-55, London.
SCHALCH, F. (1892): Die Gliederung des oberen Buntsandsteins, Muschelkalkes und unteren Keupers
nach den Aufnahmen auf Sektion Mosbach und Rappenau. - Mitt. ghzgl. bad. geol. L.-Anst., II, 15, S.
449-612, 4 Taf., Heidelberg.
SCHEFFER, F. & SCHACHTSCHABEL, P. (1989): Lehrbuch der Bodenkunde, 12., neu bear. Aufl., - 491 S.,
220 Abb., 1 Farbtaf., 102 Tab., Enke Verlag, Stuttgart.
SCHLAGER, W. (1981): The paradox of drowned reefs and carbonate platforms. - Geol. Soc. Amer. Bull.,
Pt. I, 92, S. 197-211, Boulder, Colorado.
SCHLENKER, B. (1971): Petrographische Untersuchungen am Gipskeuper und Lettenkeuper von Stutt-
gart. - Oberrhein. geol. Abh., 20, S. 69-102, Stuttgart.
SCHLIEPHAKE, R.W. (1970): Präparateträger für Röntgen-Diffraktometer-Aufnahmen an sehr dünnen
Pulverpräparaten. - N. Jb. Miner., Mh., 1, S. 24-26, Schweizerbart, Stuttgart.
SCHMIDT, M. (1907): Das Wellengebirge der Gegend von Freudenstadt. - Mitt. geol. Abt. kgl. württ.
statist. L.-Anst., Stuttgart.
SCHRÖCKE, H. & WEINER, K.-L. (1981): Mineralogie. Lehrbuch auf systematischer Grundlage. - 952S.,
Verlag W. de Gruyter, Berlin.
SCHRÖDER, B. (1982): Entwicklung des Sedimentbeckens und Stratigraphie der klastischen Germani-
schen Trias. - Geol. Rdsch., 71, S. 783-794, Stuttgart.
SCHRÖDER, M. (1987): Das Profil des Unteren Muschelkalkes im Kylltal bei Erdorf. - 87 S., unveröff.
Diplomarb., Univ. Bochum, Bochum.
SCHÜLLER, M. (1967): Petrographie und Feinstratigraphie des Unteren Muschelkalks in Südniedersachsen
und Nordhessen. - Sedim. Geol., 1 (4), S. 353-401, 23 Abb., 7 Tab., Elsevier, Amsterdam.
SCHULZ, M.-G. (1972): Feinstratigraphie und Zyklengliederung des Unteren Muschelkalks in N-Hes-
sen. - Mitt. Geol. Paläont. Inst. Univ. Hamburg, 41, S. 133-170, 2 Abb., 6 Tab., 5 Profiltaf., Hamburg.
SCHWAHN, H.J., BÖTTCHER, H. & HEINISCH, W. (1993): Ingenieurgeologische Kartierung Kalkstein-
tagebau Karsdorf. Baustoff-Service GmbH Dessau. - 13 S., Dessau (unveröff.).
SCHWARZ, H.-U. (1970): Zur Sedimentologie des Unteren Muschelkalkes in Südwestdeutschland und
angrenzenden Gebieten. - Diss. Univ. Tübingen, 297 S., Tübingen.
- (1975): Profil des Unteren Muschelkalkes in der Kernbohrung Mersch / Luxemburg. - Publ. Serv.
Geol. Luxemb., Bull. 6, 1975, Luxemburg.
- (1977): Sedimentationszyklen und stratigraphisch-fazielle Probleme der Randfazies des Unteren
Muschelkalkes (Kernbohrung Mersch/Luxemburg). - Geol. Rdsch., 66, (1), S. 34-61, Stuttgart.
6. Literatur 164
- (1985): Das Profil des Unteren Muschelkalkes in der Forschungsbohrung Obernsees und seine
paläogeographische Stellung. - Geologica Bavaria, 88, S. 83-95, 2 Abb., München.
SCHWEIZER, V. unter Mitarb. von KRAATZ, R. (1982): Kraichgau und südlicher Odenwald. - Sammlung
geol. Führer: 72, 203 S., Gebr. Borntraeger Verlag, Berlin.
SCHWERTMANN, U. (1993): Oxide und Hydroxide. - In: JASMUND, K. & LAGALY, G. (Hrsg., 1993):
Tonminerale und Tone. Struktur, Eigenschaften, Anwendungen und Einsatz in Industrie und Umwelt.
- S. 68-78, Steinkopf Verlag, Darmstadt.
SCHWERTMANN, U. & MURAD, E. (1983): Effect of pH on the formation of goethite and hematite from
ferrihydrite. - Clays Clay Miner., 31, 4, S. 277-284, Boulder, Colorado.
SEIBOLD, E. (1952): Chemische Untersuchungen zur Bankung im unteren Malm Schwabens. - N. Jb.
Geol. Paläont., Abh., 95, (3), S. 337-370, 11 Abb., 2 Tab., Stuttgart.
SEILACHER, A. (1993): Fossillagerstätten im Muschelkalk. - In: HAGDORN, H. & SEILACHER, A. (Hrsg.,
1993): Muschelkalk. Schöntaler Symposium 1991. - S. 215-222, Goldschneck-Verlag, Stuttgart.
SEIM, R. (1990): Geochemie der Erdkruste. - In: SEIM, R. & TISCHENDORF, G. (Hrsg., 1990): Grundlagen
der Geochemie. - S. 283-424, VEB Deutscher Verlag für Grundstoffindustrie, Leipzig.
SEIM, R. & TISCHENDORF, G. (Hrsg., 1990): Grundlagen der Geochemie. - 632 S., 274 Abb., 130 Tab., 13
Anl., VEB Deutscher Verlag für Grundstoffindustrie, Leipzig.
SEKINO, H., NAGASHIMA, K. & HARADA, K. (1973): Manganese bearing hydromuscovite from Tanakami-
yama pegmatite, Shiga Prefecture, Japan. - N. Jb. Miner., Mh., 1973, H. 4, S. 189-192, Schweizerbart,
Stuttgart.
SENKOWICZOWA, H. & SZYPERKO-SLIWCZYNSKA, A. (1975): Stratigraphy and palaeogeography of the
Trias. - Bull. Geol. Inst., 252, S. 131-147, Warschau.
SHEARER, C.K. & PAPIKE, J.J. (1986): Distribution of boron in the Tip Top pegmatite, Black Hills, South
Dakota. - Geology, 14, S. 119-123, Boulder, Colorado.
SHIMODA, S. (1969): New data for tosudite. - Clays Clay Miner., 17, S. 179-184, Boulder, Colorado.
SHIMP, N.F., WITTERS, J., POTTER, P.E. & SCHLEICHER, J.A. ( 1969): Distinguishing marine and freshwater
muds. - Journ. Geol., 77, S. 566-580, Chicago.
SHINN, E.A. (1969): Submarine lithification of Holocene carbonate sediments in the Persian Gulf. -
Sedimentology, 12 (1-2), S. 109-144, Blackwell Science, Oxford.
SIMON, TH. (1982): Zur Fazies der orbicularis-Schichten im nördlichen Baden-Württemberg und eine
neue Festlegung der Grenze zum Mittleren Muschelkalk. - Jber. Mitt. oberrhein. geol. Ver., N.F., 64,
S. 117-133, 4 Abb., 1 Tab., Stuttgart.
SIMON, TH., ENGESSER, W. & LEIBER, J. (1992): Stratigraphie des Unteren Muschelkalks im nördlichen
Kraichgau. - Jh. geol. L.-Amt Bad.-Württ., 34, S. 271-290, Freiburg im Breisgau.
SIMON, W. (1968): Mineralien und Gesteine als geologische Zeitmesser. - Aufschluss, Sonderdruck, Heft
7/8, S. 185-194, Heidelberg.
SINGH, S.S. & KODAMA, H. (1994): Effect of the presence of aluminum ions in iron solutions on the
formation of iron oxyhydroxides (FeOOH) at room temperature under acidic environment. - Clays
Clay Miner., 42, 5, S. 606-613, Boulder, Colorado.
SPÖTL, C. (1992): Authigenic alkali feldspar in Permian dolostones, Northern Calcareous Alps (Austria).
- IAS 13th regional meeting on sedimentology, S. 133-135, Jena.
SPÖTL, C., WORDEN, R.-H. & WALGENWITZ, F. (1996): Clay minerals as records of temperature conditions
and duration of thermal anomalies in the Paris Basin, France: discussion. - Clay Miner., 31, 2, S. 203-
208, London.
6. Literatur 165
S
´RODON
´, J. & EBERL, D.D. (1984): Illite. - In: BAILEY, S.W. (1984): Micas. - Reviews in Mineralogy 33,
S. 495-544, Miner. Soc. Amer., Washington, D.C.
STARKE, R. (1970): Verteilung und Faziesabhängigkeit der Tonminerale in den geologischen Systemen.
- Freib. Forschh., (C) 254, Mineralogie-Lagerstättenlehre, 185 S., Leipzig.
- (1991): Trace element content of clay minerals. - Proc. 7th Euroclay Conf. Dresden, S. 989-994,
Greifswald.
STEIGER, R.H. & JÄGER, E. (1977): Subcommission on geochronology: Convention on the use of decay
constants in geo- and cosmochronology. - Earth Planet. Sci. Lett., 36, S. 359-362, Amsterdam.
STILLE, P. & SHIELDS, G. (1997): Radiogenic isotope geochemistry of sedimentary and aquatic systems.
- 217 S., 144 abb., 14 Tab., Springer-Verlag, Berlin.
STOKKE, P.R. & CARSON, B. (1973): Variation in clay mineral X-ray diffraction results with the quantity
of sample mounted. - J. Sedim. Petrol., 43 (4), S. 957-964, 3 Abb., 5 Tab., Tulsa, Oklahoma.
STRIGEL, A. (1926): Paläogeographisches vom süddeutschen Triasbecken. - Centralbl. Miner. Geol.
Paläont., (B) 14, S. 492-506, Stuttgart.
STUBICAN, V. & ROY, R. (1962): Boron substitution in synthetic micas and clays. - Am. Miner., 47, S.
1166-1173, Washington, D.C.
SYVITSKI, J.P.M. & BAYLISS, P. (1980): Clay mineral X-ray diffraction analysis: Ag filter-pipette methods.
- J. Sedim. Petrol., 50 (2), S. 624-626, Tulsa, Oklahoma.
SZULC, J. (1993): Early alpine tectonics and lithofacies succession in the Silesian Part of the Muschel-
kalk basin. A synopsis. - In: HAGDORN, H. & SEILACHER, A. (Hrsg., 1993): Muschelkalk. Schöntaler
Symposium 1991. - S. 19-28, Goldschneck-Verlag, Stuttgart.
TAYLOR, S.R. & MCLENNAN, S.M. (1981): The composition and evolution of the continental crust: Rare
Earth Element evidence from sedimentary rocks. - Phil. Trans. R. Soc., A 301, S. 381-399.
TEICHMÜLLER, M., TEICHMÜLLER, R. & WEBER, K. (1979): Inkohlung und Illitkristallinität. Verglei-
chende Untersuchungen im Mesozoikum und Paläozoikum von Westfalen. - Fortschr. Geol. Rheinld.
u. Westf., 27, S. 201-276, Krefeld.
THENG, B.K.G., CHURCHMANN, G.J., WHITTON, J.S. & CLARIDGE, G.G.C. (1984): Comparison of
intercalation methods for differentiating halloysite from kaolinite. - Clays Clay Miner., 32, 4, S. 249-
258, Boulder, Colorado.
TÖRÖK, Á. (1993): Storm influenced sedimentation in the Hungarian Muschelkalk. - In: HAGDORN, H. &
SEILACHER, A. (Hrsg., 1993): Muschelkalk. Schöntaler Symposium 1991. - S. 133-142, Goldschneck-
Verlag, Stuttgart.
TRIBUTH, H. & LAGALY, G. (1991): Identifizierung und Charakterisierung von Tonmineralen. - Bericht
der Deutschen Ton- und Tonmineralgruppe e.V., Gießen.
TRÖGER, W.E. (1967): Optische Bestimmung der gesteinsbildenden Minerale, Teil 2. - Textband: 822 S.,
Schweizerbart, Stuttgart.
TRUCKENBRODT, W. (1976): Tonminerale im Muschelkalk Nordost-Bayerns. - 82 S., Diss. Univ. Erlan-
gen-Nürnberg, Erlangen.
TUCKER, M. (1990): Dolomites and dolomitization models. - In: TUCKER, M.E. & WRIGHT, V.P. (Hrsg.,
1990): Carbonate Sedimentology. - S. 365-400, Blackwell Science, Oxford.
VAIL, P.R., MITCHUM, R.M. & THOMPSON, S. (1977): Seismic stratigraphy and global changes of sea
level, Part 4: global cycles of relative changes of sea level. - In: PAYTON, C.E. (Hrsg., 1977): Seismic
stratigraphy - Applications to hydrocarbon exploration. - Mem. Assoc. Petrol. Geol., 26, S. 83-97,
Tulsa.
6. Literatur 166
VELDE, B. (Hrsg., 1995): Origin and mineralogy of clays. Clays and the environment. - 334 S., Springer-
Verlag, Berlin.
VINOGRADOV, A.P. (1962): Die Durchschnittsgehalte der chemischen Elemente in den Hauptarten der
Eruptivgesteine (russ.). - Geochimija, 7, S. 555-571.
VISSCHER, H., BRUGMAN, W.A. & v. HOUTE, M. (1993): Chronostratigraphical and sequence
stratigraphical interpretation of the palynomorph record from the Muschelkalk of the Obensees well,
South Germany. - In: HAGDORN, H. & SEILACHER, A. (Hrsg., 1993): Muschelkalk. Schöntaler Sym-
posium 1991. - S. 11-14, Goldschneck-Verlag, Stuttgart.
VOLLRATH, P. (1923): Beiträge zur Stratigraphie und Paläogeographie des fränkischen Wellengebirges.
- N. Jb. Miner. Geol. Paläont., Beil.-Bd. (B) 50 (1922), S. 120-288, Stuttgart.
- (1928): Zur vergleichenden Stratigraphie der Buntsandstein-Muschelkalkgrenzschichten zwischen
Nordschwarzwald, Mosbach und Saargebiet. - Jber. Mitt. oberrhein. geol. Ver., N.F., 17, S. 30-35,
Stuttgart.
WAGNER, W. (1982): Grenzflächen und disperse Systeme. - In: WEISSMANTEL, C., LENK, R., FORKER,
W. & LINKE, D. (Hrsg., 1982): Struktur der Materie. - S. 398-419, 1. Aufl., VEB Bibl. Inst. Leipzig,
Leipzig.
WALKER, C.T. (1981): Discrimination between random and significant chemical variation in clay size
fractions of sedimentary rocks. - N. Jb. Geol. Paläont., Mh., 10, S. 626-632, Stuttgart.
WALKER, C.T. & PRICE, N.B. (1963): Departure curves for computing paleosalinity from boron in illites
and shales. - Am. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 47, S. 833-841, Tulsa, Oklahoma.
WALKER, J.R. (1993): Chlorite polytype geothermometry. - Clays Clay Miner., 41, S. 260-267, Boulder,
Colorado.
WALTER, R. (Hrsg., 1992): Geologie von Mitteleuropa. - 5. vollst. neu bearb. Aufl., 561 S., Schweizer-
bart, Stuttgart.
WANLESS, H. R. (1979): Limestone response to stress: pressure solution and dolomitization. - J. Sedim.
Petrol., 49, 2, S. 437-462, Tulsa, Oklahoma.
WARR, L.N. (1996): Standardized clay mineral crystallinity data from the very low-grade metamorphic
facies rocks of southern New Zealand. - Eur. J. Miner., 8, S. 115-127, Stuttgart.
WARR, L.N. & NIETO, F. (1998): Crystallite thickness and defect density of phyllosilicates in low-
temperature metamorphic pelites: a TEM and XRD study of clay-mineral crystallinity-index standards.
- Can. Miner., 36, S. 1453-1474, Ottawa.
WARR, L.N. & RICE, A.H.N. (1994): Interlaboratory standardization and calibration of clay mineral
crystallinity and crystallite size data. - Journ. Metam. Geol., 12, S. 141-152, Blackwell Science, Ox-
ford.
WARREN, B.E. & AVERBACH, B.L. (1950): The effect of cold work distortion on X-ray patterns. - Journ.
Appl. Phys., 21, S. 595-599, Woodbury, N.Y.
WEAVER, C.E. (1958): Possible uses of clay minerals in search for oil. - 8th Nat. Conf. on Clays Clay
Miner., S. 214-227, London.
- (1989): Developments in Sedimentology 44: Clays, Muds, and Shales. - 819 S., Elsevier Sci. Publ.,
Amsterdam.
WEAVER, C.E. & POLLARD, L.D. (1973): Developments in sedimentology 15: The chemistry of clay
minerals - 213 S., Elsevier Sci. Publ., Amsterdam.
WEDEPOHL, K.H. (1984): Die Zusammensetzung der oberen Erdkruste und der natürliche Kreislauf aus-
gewählter Metalle. - In: MERIAN, E. (Hrsg., 1984): Metalle in der Umwelt. Verteilung, Analytik und
biologische Relevanz. - 722 S., Verlag Chemie, Weinheim.
6. Literatur 167
WEINELT, W. (1987): Speckstein und Talk. In: Der Bergbau in Bayern. - Geologica Bavarica, 91, S. 169-
177, München.
WEISS, E. (1869 a): Über die Gliederung der Trias in der Umgebung von Saarbrücken. - N. Jb. Miner.
Geol. Paläont., 1869, S. 215-219, Stuttgart.
- (1869 b): Die Entwicklung des Muschelkalks an der Saar, Mosel und im Luxemburgischen. - Z. dt.
geol. Ges., 21, S. 837-849, Berlin.
WEIZÄCKER, C.F. v. (1937): Die Möglichkeit des dualen Beta-Zerfalls von Kalium. - Physik. Z., 38, S.
623-624.
WEMMER, K. & AHREND, H. (1992): Kontinentales Tiefbohrprogramm der Bundesrepublik Deutsch-
land. Geochronologische Erfassung von retrograden Prozessen in Gesteinen der KTB Vorbohrung
mit Hilfe der K-Ar-Methode. - KTB-Report 92-4, S. 349-372, 5 Abb., 7 Tab.
WERDING, G. & SCHREYER, W. (1996): Experimental studies on borosilicates and selected borates.- In:
GREW, E.S. & ANOVITZ, L.M. (Hrsg., 1996): Boron. Mineralogy, petrology and geochemistry. - Re-
views in Mineralogy 33, S. 117-159, Min. Soc. Amer., Washington, D.C.
WINDOM, H.L. (1976): Lithogeneous material in marine sediments. - In: RILEY, J.P. & CHESTER, R.
(Hrsg., 1976): Chemical oceanography, Vol. 5. - S. 103-135, Academic Press, New York.
WOLBURG, J. (1969): Die epirogenetischen Phasen der Muschelkalk- und Keuperentwicklung
Nordwestdeutschlands, mit einem Rückblick auf den Buntsandstein. - Geotekt. Forsch., 32, S. 1-65,
Stuttgart.
WOLF, K.H. & CHILINGARIAN, G.V. (1976): Diagenesis of sandstones and compaction. In: CHILINGARIAN,
G.V. & WOLF, K.H. (Hrsg., 1976): Developments in sedimentology 18A - 18B: Compaction of coarse-
grained sediments. - S. 281-286, Elsevier, Amsterdam.
YODER, H.S. & EUGSTER, H.P. (1954): Syntheses and stability of the muscovites. - Am. Miner., 39, S.
350-351, Washington, D.C.
ZEVIN, L.S. & ZEVIN, I.M. (1987): X-ray diffractometry of low mass samples. - Powder Diffraction, 2,
S. 78-81, Swarthmore, Pa.
ZIEGENHARDT, W. (1966): Frühdiagenetische Deformationen im Schaumkalk (Unterer Muschelkalk)
des Meßtischblattes Plaue (Thüringen). - Geologie, 15, S. 159-165, Berlin.
ZIEGLER, P.A. (1990): Geological Atlas of Western and Central Europe. - 2. Aufl., 239 S., Shell Int.
Petrol. Maatsch. B.V., Elsevier Sci. Publ., Amsterdam.
ZIEGLER, P.A. (1992): European Cenozoic rift systems. - Tectonophysics, 208, S. 91-111, 8 Abb., Am-
sterdam.
ZWINGMANN, H., CLAUER, N. & GAUPP, R. (1998): Timing of fluid flow in a sandstone reservoir of the
North German Rotliegend (Permian) by K-Ar dating of related hydrothermal illite. - In: PARNELL J.
(Hrsg., 1998): Dating and duration of fluid flow and fluid-rock interaction. - Geological Society
Special Publications 144, S. 91-106, Geological Society of London, London.
7. Anhang 168
7. Anhang
Federblatt-Präparatträger für texturierte Tonmineralproben
Im Rahmen der röntgendiffraktometrischen Analysen wurde ein neuer Präparatträger (Abb. A1 a)
konstruiert, der zur Messung der texturierten Tonmineralproben verwendet wurde. Im Gegen-
satz zum herkömmlichen Träger mit Federring-Halterung (Abb. A1 b) besitzt der neue Feder-
blatt-Präparatträger (Abb. A1 a) ein 0,15 mm dickes Edelstahl-Federblatt, das in zwei schräg
angebrachte Vertiefungen eingespannt wird, sowie eine neu konzipierte Objektträgerhalterung.
Durch diese Konstruktionsmerkmale konnte sowohl die Genauigkeit der Meßergebnisse als auch
die Handhabung im Labor verbessert werden. Auf die wichtigsten Eigenschaften und die daraus
resultierenden Vorteile bei der Tonmineralanalyse wird im folgenden kurz eingegangen.
Greifer-
vorrichtung
Bohrung
Trägerschulter
Federblatt
Objektglas
Federring
Frässchlitze
Im Gegensatz zum herkömmlichen Federring-Träger wird beim Federblatt-Träger das einge-
setzte Texturpräparat gleichmäßig von unten gegen die seitlichen Trägerschultern gedrückt. Das
Federblatt liegt hierbei im Zentrum des Objektglases auf einer Fläche von ca. 0,5 cm2 an (Abb.
A2 a). Im Gegensatz zur Federring-Halterung wird das Texturpräparat dadurch exakt in der
vorgeschriebenen Referenzhöhe gehalten. Ein einseitiges Kippen des Objektglases (Abb. A2 b)
wird durch die zentrische Andruckfläche und die höhere Federkraft verhindert.
Abb. A1: a) Neu konstruierter Präparatträger
mit Federblatt-Halterung (Objektglas eingesetzt).
b) Herkömmlicher Präparatträger mit Feder-
ring-Halterung (Objektglas eingesetzt).
b) Federring-Halterung: Durch das Kippen des
Objektglases entsteht ein Präparathöhenfehler.
Abb. A2: a) Federblatt-Halterung mit
richtig positioniertem Objektglas.
7. Anhang 169
Die in spezielle Aussparungen eingesetzten Schultern ermöglichen eine exakte Anpassung an
die vorgegebene Referenzebene des Diffraktometers (Abb. A3). Unter Verwendung eines
Kalibrierstücks kann die Referenzhöhe des Trägers bei der Herstellung auf ± 15 µm genau ju-
stiert werden. Dagegen beträgt die durchschnittliche Toleranz der Trägerschultern beim her-
kömmlichen Träger bis 250 µm (eigene Messung). In dem für die Tonmineralanalyse essentiel-
len Bereich kleiner Winkel entsteht durch diesen Präparathöhenfehler (s. Kap. 3.2.2) eine asym-
metrische Verbreiterungen der Röntgenreflexe, da die Probenoberfläche nicht tangential am
Fokussierungskreis anliegt. Nach JENKINS (1989) führt eine Abweichung von 15 µm bereits zu
einem Winkelversatz von 0,01 °[2ϑ].
{
Referenzhöhe
Kalibrierstück
Klebefläche
Justierbare
Trägerschulter
Grundplatte
Abb. A3: Federblatt-Präparatträger mit justierbaren Trägerschultern, Funktionsweise des Kalibrierstücks.
Aufgrund der verbreiterten Auflageflächen der Trägerschultern (Abb. A3) besteht beim Feder-
blatt-Träger im Vergleich zum Federring-Träger (s. Abb. A1 b) eine stabilere Verbindung mit
der Grundplatte. Ein seitliches Verbiegen oder Abbrechen der Trägerschultern ist daher nicht
möglich. Das Metallblatt des Federblatt-Trägers ist nicht eingeklebt. Es wird lediglich in die
Vertiefungen der Grundplatte eingesetzt und ist durch seine Eigenspannung dauerhaft fixiert.
Die Federkraft wirkt konstant. Beim Federring-Träger muß dagegen die Federkraft durch Auf-
biegen nachjustiert werden, wodurch mit der Zeit eine Sollbruchstelle entsteht (Abb. A4 b).
Bohrung Sollbruchstelle
Bei der Benutzung im Labor bietet der Federblatt-Träger eine Reihe von Vorteilen: Das Objekt-
glas kann von beiden Seiten aus eingeschoben werden (Abb. A4 a). Im Gegensatz zum her-
kömmlichen Träger ist dadurch eine eventuelle Beschädigung der Feder ausgeschlossen. Das
Federblatt läßt sich mit Hilfe eines spitzen Gegenstands über eine in der Grundplatte ange-
brachte Bohrung auswechseln (Abb. A4 a). Aufgrund seiner wesentlich einfacheren Form kann
es jederzeit problemlos nachgefertigt werden (vgl. Abb. A1 a und A1 b).
Der Federblatt-Träger wurde für das 40-Proben-Magazin der Siemens-Diffraktometer-Modell-
reihe D 500 - D 500x konstruiert. Als Werkstoff wurde Hart-PVC verwendet. Die beschriebene
Präparatträger-Konstruktion wurde patentrechtlich geschützt (Deutsches Patentamt, IPC: G0
1N 1/28, Gebrauchsmuster Nr. 297 11 535.9, Präparatträger zur lösbaren Halterung eines Objekt-
trägers für Röntgendiffraktometer).
Abb. A4: a) Federblatt-Träger:
Elastisches, auswechselbares Federblatt.
b) Federring-Träger: Sollbruchstelle
durch Aufbiegen des Federrings.
7. Anhang 170
Axiale
Divergenz
Axiale
Divergenz
10 °
15 °
25 °
10 °15 °
25 °
ϑ
ϑ
gg
d
Gangunterschied (τ)
⇒ 2 g = 2 d · sin ϑ
g = d · sin ϑ
sin ϑ = g / d
(Braggsches Reflexionsgesetz)
n · λ = 2 d · sin ϑ
Fig. 1: Braggsches Reflexionsgesetz: Beugung von Röntgenstrahlen an einer Netzebenenschar.
Fig. 2: Einfluß der Probenträger-Geometrie auf die Fläche des Strichfokus bei konstanter Axialdivergenz. Der
kreisförmige Probenausschnitt wird bei einem Beugungswinkel von 15 °[2ϑ] bereits überstrahlt.
Tafel 1
7. Anhang 171
Fig. 1: LF 77,80: Mikritischer Kalkstein mit Tonsaum, Mudstone (Bildbreite: 1,6 mm; Nicols: +).
Fig. 2: LF 69,62: Undulös auslöschende Quarzkörner mit unterschiedlichem Rundungsgrad. Oberes Quarzkorn:
stark gerundet, unteres Quarzkorn: wenig gerundet (Bildbreite: 0,4 mm; Nicols: +).
Fig. 3: LF 71,95: Gelöste Schalenbruchstücke mit Satteldolomit, Floatstone (Bildbreite: 3,2 mm; Nicols: +).
Fig. 4: PF 68,25: Idiomorpher Muskovitkristall in mikritischer Grundmasse (Bildbreite: 0,16 mm; Nicols: +).
Fig. 5: LF 69,62: Durch Kompaktion zerbrochene Mudstonelagen des Wellenkalks. In den Zwischenräumen
befinden sich Schalenbruchstücke, Quarzkörner und toniges Material (Bildbreite: 3,2 mm; Nicols: ||).
Fig. 6: PF 35,27: Gebogener Hellglimmerkristall in dolomitischer Matrix (Bildbreite: 0,4 mm; Nicols: +).
1
5
3
2
4
6
Tafel 2
7. Anhang 172
Fig. 1: LF 31,35: Schillbank mit Brachiopoden- Crinoiden- und Echinodermenbruchstücken, Schalenrestezum
Teil mit Satteldolomit gefüllt (Bildbreite: 3,2 mm; Nicols: +).
Fig. 2: WA 75,40: Verdrängung von mikritischem Karbonat durch Fasergips (Bildbreite: 1,6 mm; Nicols: +).
Fig. 3: PF 68,25: Idiomorpher Muskovitkristall in grobkristallinem Dolomit, die primäre Karbonatmatrix wurde
durch Sammelkristallisation vedrängt (Bildbreite: 1,6 mm; Nicols: +).
Fig. 4: PF 68,25: Leicht gebogener Hellglimmer, entlang der Korngrenzen der dolomitischen Matrix eingeregelt
(Bildbreite: 0,4 mm; Nicols: +).
Fig. 5: ME 224,00: Magnesitknoten mit internem Mosaikgefüge, tonige Matrix (Bildbreite: 3,2 mm; Nicols: +).
Fig. 6: ME 210,90: Grobkristalline Magnesitlage in dolomitischer Matrix (Bildbreite: 1,6 mm; Nicols: +).
1
3
2
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56
Tafel 3
7. Anhang 173
Fig. 1: Mineralgemenge von Anhydrit und Gips in der Sandfraktion der Probe OS 739,00 (Lösungsrückstand).
Fig. 2: Polymineralische Aggregate (z.T. dolomitisch) in der Sandfraktion der Probe PF 6,55
(Lösungsrückstand).
Tafel 4
7. Anhang 174
Fig. 1: Idiomorpher Gipskristall mit schichtartigem Aufbau (Probe OS 739,00; Lösungsrückstand).
Fig. 2: Tafeliger Anhydritkristall, an der Oberfläche beginnende Umwandlung zu Gips
(Probe OS 739,00; Lösungsrückstand).
Tafel 5
EDX-Analyse
7. Anhang 175
Fig. 1: Kubische Halitkristalle (Steinsalz, NaCl), auf Gips bzw. Anhydrit aufgewachsen (Probe WA 85,70).
Fig. 2: Großer, idiomorpher Hellglimmerkristall in karbonatischer Matrix, vermutl. detritisch (Probe LF 35,80).
Tafel 6
7. Anhang 176
Fig. 1: Rundliche Illitaggregate, basisparallel verwachsen (Probe LF 64,60; an Illit angereicherte Tonfraktion).
Fig. 2: Mineralgemenge von unregelmäßig begrenzten Illiten und Chloriten (Probe UE 110,30).
Tafel 7
EDX-Analyse
EDX-Analyse
7. Anhang 177
Tafel 8
Fig. 3: EDX-Spektrum der Probe UE 110,30 (s. Taf. 7, Fig. 2)
Fig. 2: EDX-Spektrum der Probe LF 64,60 (s. Taf. 7, Fig. 1)
Fig. 1: EDX-Spektrum der Probe OS 739,00 (s. Taf. 5, Fig. 1)
7. Anhang 178
Tafel 9
Fig. 1: Diagenetische Entstehung von Talk-Ooiden (aus DRONKERT et al. 1990).
7. Anhang 179
Chlorit (001)
Illit (001)
Chlorit (002)/
Kaolinit (001)
Chlorit (004)/
Kaolinit (002)
Illit (002)
Illit (003)/
Quarz (101)
Quarz (100)
Chlorit (003)
LF 64,60
PF 6,95
UE 107,60
OS 800,40
Tafel 10
Fig. 1: Bildungs- und Umbildungspfade der Eisenoxide (aus JASMUND & LAGALY 1993).
Fig. 2: 40K/40Ar-Datierung: Röntgenspektren der an Illit angereicherten Tonmineralpräparate (Fraktion < 2 µm).
7. Anhang 180
Tab. A1: Kernbohrung Lengfurt/Marktheidenfeld (Beprobte Kernstrecke: 88 m, ∑ = 52 Proben):
Teufe [m] Einw. [g] Ausw. [g] Silt [g] Ton [g] Rückst. [%] Silt [%] Ton [%] Silt/Ton
1,50 470,0 394,7 5,30 1,50 9,03 7,04 1,99 3,53
2,50 568,2 483,8 4,90 1,60 7,70 5,81 1,90 3,06
3,80 724,0 648,6 2,10 0,70 3,71 2,79 0,93 3,00
4,05 577,4 511,8 1,80 0,50 3,51 2,74 0,76 3,60
4,60 724,8 644,4 5,80 1,50 9,08 7,21 1,87 3,87
5,60 588,5 511,4 4,50 1,10 7,26 5,84 1,43 4,09
6,90 449,0 382,4 2,00 1,20 4,80 3,00 1,80 1,67
7,30 709,8 635,0 4,50 1,40 7,89 6,02 1,87 3,21
8,40 513,5 460,4 2,00 1,10 5,84 3,77 2,07 1,82
11,30 486,8 403,3 3,30 2,00 6,35 3,95 2,40 1,65
12,15 389,9 367,5 4,90 1,80 29,91 21,88 8,04 2,72
13,25 521,8 443,8 8,90 2,20 14,23 11,41 2,82 4,05
15,45 556,1 495,2 2,50 0,90 5,58 4,11 1,48 2,78
16,60 522,9 444,2 2,40 1,40 4,83 3,05 1,78 1,71
17,60 745,9 694,2 1,70 0,90 5,03 3,29 1,74 1,89
18,80 469,1 390,7 3,80 1,80 7,14 4,85 2,30 2,11
20,65 707,6 534,2 12,40 3,40 9,11 7,15 1,96 3,65
22,10 679,8 606,7 7,80 2,10 13,54 10,67 2,87 3,71
24,75 631,6 545,2 4,90 1,70 7,64 5,67 1,97 2,88
25,05 436,5 347,2 12,60 3,00 17,47 14,11 3,36 4,20
27,60 737,7 346,2 4,50 1,70 1,58 1,15 0,43 2,65
29,40 621,2 536,0 5,60 2,00 8,92 6,57 2,35 2,80
31,35 442,3 368,8 0,94 0,50 1,95 1,27 0,68 1,87
33,30 557,2 482,7 4,10 1,60 7,65 5,50 2,15 2,56
35,80 885,4 769,5 6,30 1,60 6,82 5,44 1,38 3,94
37,70 498,6 410,2 7,10 1,70 9,95 8,03 1,92 4,18
39,90 555,9 456,3 5,40 2,50 7,93 5,42 2,51 2,16
41,60 707,3 592,4 15,90 3,20 16,62 13,84 2,79 4,97
43,75 709,9 629,1 14,30 2,90 21,29 17,70 3,59 4,93
46,35 611,4 495,3 12,20 3,00 13,09 10,51 2,58 4,07
48,30 486,6 388,1 7,00 2,00 9,14 7,11 2,03 3,50
51,60 699,8 569,9 7,20 1,70 6,85 5,54 1,31 4,24
53,35 610,6 518,9 7,00 1,90 9,71 7,63 2,07 3,68
55,30 533,6 449,5 8,00 1,50 11,30 9,51 1,78 5,33
57,30 589,9 477,5 9,40 2,50 10,59 8,36 2,22 3,76
59,00 819,1 717,8 8,30 2,00 10,17 8,19 1,97 4,15
61,45 419,6 339,7 7,12 1,00 10,16 8,91 1,25 7,12
62,90 540,9 480,1 6,10 1,10 11,84 10,03 1,81 5,55
64,60 517,7 429,0 7,00 0,80 8,79 7,89 0,90 8,75
66,90 778,9 701,3 5,80 0,50 8,12 7,47 0,64 11,60
68,75 865,4 781,0 6,90 1,60 10,07 8,18 1,90 4,31
69,60 860,6 778,9 2,18 0,90 3,77 2,67 1,10 2,42
71,95 419,7 320,2 1,68 0,50 2,19 1,68 0,50 3,35
72,70 606,3 509,1 4,28 1,00 5,43 4,40 1,03 4,28
74,65 652,9 566,2 7,00 1,50 9,80 8,07 1,73 4,67
77,80 767,3 688,6 7,10 1,80 11,31 9,02 2,29 3,94
79,50 354,3 283,0 19,20 3,20 31,42 26,93 4,49 6,00
81,75 714,4 634,4 5,21 1,10 7,89 6,51 1,38 4,74
85,90 619,0 333,7 8,70 2,10 3,79 3,05 0,74 4,14
87,30 400,0 283,1 26,03 2,60 24,49 22,26 2,22 10,01
88,45 815,2 670,6 35,45 6,10 28,73 24,52 4,22 5,81
89,50 421,3 279,3 26,70 8,40 24,72 18,80 5,92 3,18
7. Anhang 181
Tab. A2: Kernbohrung Pforzheim (Beprobte Kernstrecke: 67,5 m, ∑ = 73 Proben):
Teufe [m] Einw. [g] Ausw. [g] Silt [g] Ton [g] Rückst. [%] Silt [%] Ton [%] Silt/Ton
5,52 307,10 174,90 16,81 5,41 16,89 12,71 4,09 3,11
6,30 390,00 289,70 7,28 1,46 11,18 7,26 1,46 4,99
6,55 488,00 346,10 9,83 7,96 12,72 6,93 5,61 1,23
6,95 323,00 199,50 11,10 5,60 13,59 8,99 4,53 1,98
8,73 462,00 300,00 12,78 3,18 9,85 7,89 1,96 4,02
9,65 509,00 385,50 11,75 3,13 14,10 9,52 2,53 3,75
11,24 505,00 400,60 14,50 1,26 15,13 13,89 1,21 11,51
11,70 564,00 463,00 3,20 1,14 6,32 3,17 1,13 2,81
11,93 574,00 491,30 15,30 3,40 22,71 18,50 4,11 4,50
12,42 616,00 529,50 9,50 2,16 13,58 10,98 2,50 4,40
13,90 607,50 546,20 3,70 0,93 7,62 6,04 1,52 3,98
14,85 424,10 296,50 9,08 2,02 10,41 7,12 1,58 4,49
15,95 698,50 582,20 9,59 2,11 10,09 8,25 1,81 4,55
16,27 512,90 405,40 12,70 1,86 13,54 11,81 1,73 6,83
16,46 447,20 385,40 8,90 1,59 16,97 14,40 2,57 5,60
17,94 398,50 293,10 9,60 2,01 11,03 9,11 1,91 4,78
18,40 614,20 506,80 11,00 2,15 12,24 10,24 2,00 5,12
20,32 648,80 538,20 3,60 1,83 4,94 3,25 1,65 1,97
20,90 375,00 257,10 11,60 2,40 11,94 9,84 2,04 4,83
23,15 338,60 234,00 1,75 0,96 4,38 1,68 0,92 1,83
23,28 265,40 187,40 3,59 0,95 5,93 4,60 1,22 3,78
24,94 538,40 432,00 3,98 1,61 5,86 3,74 1,51 2,47
28,72 582,70 491,30 7,80 1,71 10,40 8,53 1,87 4,56
30,22 585,30 491,40 9,90 1,51 12,22 10,54 1,61 6,56
31,60 568,90 505,90 9,90 1,52 18,13 15,71 2,41 6,51
33,47 585,80 495,80 6,60 0,72 8,13 7,33 0,80 9,17
33,85 442,00 409,50 4,20 1,22 16,83 12,92 3,75 3,44
34,69 498,80 456,10 6,50 1,13 18,01 15,22 2,65 5,75
35,27 398,60 303,10 4,57 1,49 6,73 4,79 1,56 3,07
36,10 527,70 504,00 2,49 0,29 12,06 10,50 1,22 8,58
37,82 468,60 441,90 2,20 0,45 9,93 8,24 1,69 4,89
39,48 718,20 656,20 12,00 0,92 22,56 19,35 1,48 13,04
39,52 556,80 537,60 6,20 0,81 36,77 32,29 4,22 7,65
41,33 400,60 375,80 3,40 0,54 17,14 13,71 2,18 6,30
41,77 469,80 410,80 3,60 0,47 11,27 6,10 0,80 7,66
42,28 501,40 399,30 5,69 1,67 8,26 5,58 1,64 3,41
43,20 429,20 367,60 9,40 1,33 17,42 15,26 2,16 7,07
43,75 505,50 431,00 11,20 2,07 18,40 15,03 2,78 5,41
46,42 630,70 571,10 7,50 1,48 15,07 12,58 2,48 5,07
47,93 400,80 355,00 8,20 1,33 20,81 17,90 2,90 6,17
48,16 625,60 567,50 9,80 1,19 18,92 16,87 2,05 8,24
49,08 306,90 268,50 4,00 0,34 12,24 10,42 0,89 11,76
50,90 420,20 369,70 7,00 0,94 15,72 13,86 1,86 7,45
51,97 391,70 352,90 3,50 0,58 10,52 9,02 1,49 6,03
52,98 241,60 213,50 5,90 1,52 26,41 21,00 5,41 3,88
54,25 544,50 489,80 6,60 1,82 15,56 12,07 3,33 3,63
54,43 417,70 356,10 5,60 1,07 10,83 9,09 1,74 5,23
54,64 237,90 196,10 5,80 1,35 17,11 13,88 3,23 4,30
55,36 405,90 325,80 1,33 0,79 3,80 1,66 0,99 1,68
55,50 535,10 454,90 10,30 1,64 15,52 12,84 2,04 6,28
56,81 277,00 244,70 3,80 0,76 14,58 11,76 2,35 5,00
57,37 346,20 273,10 4,60 0,83 7,81 6,29 1,14 5,54
58,42 426,70 369,80 8,70 2,14 19,31 15,29 3,76 4,07
59,40 381,30 331,60 7,50 1,74 18,59 15,09 3,50 4,31
59,93 394,40 361,20 3,80 0,95 14,31 11,45 2,86 4,00
60,02 239,60 215,80 2,50 0,75 13,66 10,50 3,15 3,33
60,67 439,60 396,40 5,10 1,13 14,42 11,81 2,62 4,51
63,10 474,50 406,20 10,50 1,89 18,30 15,37 2,77 5,56
63,25 356,70 329,50 0,40 0,15 2,43 1,47 0,55 2,67
64,58 364,40 323,70 4,20 0,68 11,99 10,32 1,67 6,18
64,88 469,50 402,40 3,27 0,79 8,18 4,87 1,18 4,14
65,76 362,50 320,80 7,70 1,30 21,58 18,47 3,12 5,92
67,41 241,90 213,50 3,40 0,62 15,95 11,97 2,18 5,48
67,53 370,40 297,00 8,08 1,31 13,99 11,01 1,78 6,17
68,30 465,50 378,80 0,44 0,77 2,67 0,51 0,89 0,57
68,73 816,10 714,40 0,30 0,57 3,94 0,29 0,56 0,53
69,45 598,20 521,40 10,20 2,22 16,91 13,28 2,89 4,59
69,70 888,40 789,70 0,53 0,62 10,09 0,54 0,63 0,85
70,22 304,80 272,00 2,60 0,69 10,03 7,93 2,10 3,77
71,27 334,80 283,80 3,80 0,64 8,71 7,45 1,25 5,94
72,02 318,00 308,10 3,20 0,60 38,38 32,32 6,06 5,33
72,28 234,50 225,60 3,50 0,89 49,33 39,33 10,00 3,93
73,02 196,20 173,50 1,78 0,61 10,52 7,83 2,69 2,91
7. Anhang 182
Tab. A3: Kernbohrung Ühlingen (Beprobte Kernstrecke: 59 m, ∑ = 61 Proben):
Teufe [m] Einw. [g] Ausw. [g] Silt [g] Ton [g] Rückst. [%] Silt [%] Ton [%] Silt/Ton
53,90 285,50 208,90 28,50 5,40 44,26 37,21 7,05 5,28
55,50 498,30 445,20 1,93 0,40 4,38 3,63 0,75 4,82
56,40 339,50 326,10 0,10 0,20 2,24 0,74 1,49 0,50
57,30 538,00 513,00 0,69 0,10 3,18 2,78 0,40 6,94
58,50 473,60 399,70 7,97 1,80 13,22 10,78 2,44 4,43
59,40 604,10 515,30 8,30 2,00 11,60 9,35 2,25 4,15
60,80 389,60 282,50 0,50 27,40 26,05 0,46 25,58 0,02
61,90 752,90 657,00 18,90 4,60 24,50 19,71 4,80 4,11
62,20 286,60 226,40 11,80 1,90 22,76 19,60 3,16 6,21
63,60 398,50 279,10 29,70 8,90 32,33 24,87 7,45 3,34
64,40 572,10 484,00 13,90 4,10 20,43 15,78 4,65 3,39
64,60 423,10 347,20 10,80 2,40 17,39 14,23 3,16 4,50
65,65 405,70 333,70 10,00 1,70 16,25 13,89 2,36 5,88
66,40 420,90 312,20 32,30 8,80 37,81 29,71 8,10 3,67
67,70 298,60 85,80 128,30 25,40 72,23 60,29 11,94 5,05
68,50 580,40 464,30 34,00 7,50 35,75 29,29 6,46 4,53
69,75 446,10 353,00 19,20 3,10 23,95 20,62 3,33 6,19
70,75 441,20 357,10 19,90 3,40 27,71 23,66 4,04 5,85
71,70 455,10 326,90 33,90 29,60 49,53 26,44 23,09 1,15
72,50 551,80 402,80 68,60 10,70 53,22 46,04 7,18 6,41
73,60 421,20 348,70 14,10 13,50 38,07 19,45 18,62 1,04
74,50 584,80 454,60 60,20 12,30 55,68 46,24 9,45 4,89
75,30 557,70 473,90 25,60 4,30 35,68 30,55 5,13 5,95
76,60 328,30 259,60 30,60 2,40 48,03 44,54 3,49 12,75
77,50 399,90 296,00 53,90 8,20 59,77 51,88 7,89 6,57
78,60 239,80 163,60 40,00 5,50 59,71 52,49 7,22 7,27
79,50 380,30 292,00 45,60 7,50 60,14 51,64 8,49 6,08
80,55 388,50 299,10 37,80 6,30 49,33 42,28 7,05 6,00
81,10 286,70 213,20 48,20 4,50 71,70 65,58 6,12 10,71
82,30 590,00 524,20 7,90 1,20 13,83 12,01 1,82 6,58
83,50 368,40 311,10 11,00 1,50 21,82 19,20 2,62 7,33
84,70 536,00 449,30 16,50 2,50 21,91 19,03 2,88 6,60
85,60 555,30 475,70 20,00 2,60 28,39 25,13 3,27 7,69
86,50 434,30 334,80 20,60 2,90 23,62 20,70 2,91 7,10
87,35 715,90 608,90 24,40 3,70 26,26 22,80 3,46 6,59
88,55 314,40 209,60 34,40 5,80 38,36 32,82 5,53 5,93
89,90 724,50 623,00 21,70 3,00 24,33 21,38 2,96 7,23
90,20 586,80 484,00 18,80 2,70 20,91 18,29 2,63 6,96
91,00 408,50 347,20 12,20 0,60 20,88 19,90 0,98 20,33
92,60 513,50 435,90 31,00 5,10 46,52 39,95 6,57 6,08
93,80 414,40 356,70 7,30 0,90 14,21 12,65 1,56 8,11
94,60 279,50 226,40 17,20 5,60 42,94 32,39 10,55 3,07
95,25 237,10 176,30 41,10 3,10 72,70 67,60 5,10 13,26
96,70 293,30 221,00 30,70 4,10 48,13 42,46 5,67 7,49
97,50 573,40 499,10 13,60 2,10 21,13 18,30 2,83 6,48
98,55 353,50 272,00 27,80 4,00 39,02 34,11 4,91 6,95
99,50 495,70 395,00 41,90 6,90 48,46 41,61 6,85 6,07
100,30 415,10 320,10 32,12 4,50 38,55 33,81 4,74 7,14
101,10 447,30 355,80 12,50 2,00 15,85 13,67 2,19 6,25
102,30 714,70 622,70 13,31 3,40 18,16 14,47 3,70 3,91
103,95 504,90 414,10 12,83 1,90 16,22 14,13 2,09 6,75
104,40 682,20 573,80 11,93 19,40 28,90 11,01 17,90 0,61
105,40 392,80 305,60 19,38 3,40 26,12 22,22 3,90 5,70
106,20 665,40 627,90 7,25 0,90 21,73 19,33 2,40 8,06
106,90 408,20 348,70 22,35 3,90 44,12 37,56 6,55 5,73
107,60 289,60 242,80 20,50 2,60 49,36 43,80 5,56 7,88
108,40 436,20 385,80 4,90 0,60 10,91 9,72 1,19 8,17
109,70 548,80 528,50 1,80 0,20 9,85 8,87 0,99 9,00
110,30 632,90 582,40 15,60 1,30 33,47 30,89 2,57 12,00
111,40 223,60 218,80 1,40 0,20 33,33 29,17 4,17 7,00
112,90 210,00 191,80 13,10 1,20 78,57 71,98 6,59 10,92
7. Anhang 183
Tab. A4: Kernbohrung Obernsees (Beprobte Kernstrecke: 62,5 m, ∑ = 54 Proben):
Teufe [m] Einw. [g] Ausw. [g] Silt [g] Ton [g] Rückst. [%] Silt [%] Ton [%] Silt/Ton
739,00 550,40 537,90 0,10 0,10 1,60 0,80 0,80 1,00
740,60 676,90 555,70 13,75 0,50 11,76 11,35 0,41 27,51
741,80 446,70 287,20 9,95 0,70 6,68 6,24 0,44 14,21
742,50 439,20 294,70 6,31 0,90 4,99 4,37 0,62 7,01
743,60 273,20 208,20 2,99 0,40 5,22 4,60 0,62 7,48
744,50 485,20 440,60 1,27 0,10 3,07 2,84 0,22 12,69
745,30 353,10 250,60 9,24 0,60 9,60 9,02 0,59 15,41
746,50 369,10 246,00 4,67 0,40 4,12 3,79 0,32 11,67
747,60 461,20 315,40 14,24 5,10 13,26 9,77 3,50 2,79
749,80 250,00 136,30 10,08 1,70 10,36 8,87 1,50 5,93
750,50 568,00 451,00 7,50 0,70 7,01 6,41 0,60 10,72
751,70 441,90 357,40 14,54 2,30 19,93 17,21 2,72 6,32
758,00 474,40 342,40 6,69 1,30 6,06 5,07 0,98 5,15
759,60 236,80 146,80 4,63 1,60 6,92 5,14 1,78 2,89
760,30 460,40 351,90 11,85 0,80 11,66 10,92 0,74 14,81
761,60 715,00 570,20 4,62 0,40 3,47 3,19 0,28 11,55
762,10 559,80 456,20 3,88 0,20 3,94 3,75 0,19 19,41
764,00 440,90 343,30 3,57 0,40 4,07 3,66 0,41 8,93
765,00 349,60 289,20 1,60 0,10 2,81 2,64 0,17 15,96
766,10 421,10 331,60 3,49 0,10 4,01 3,89 0,11 34,86
767,30 327,80 266,30 0,69 0,10 1,29 1,13 0,16 6,95
768,30 561,30 455,00 6,22 1,00 6,80 5,86 0,94 6,22
769,90 245,70 206,90 0,70 0,10 2,06 1,80 0,26 6,99
770,20 447,80 371,00 1,50 0,10 2,08 1,95 0,13 14,99
771,30 221,30 167,90 1,90 0,10 3,75 3,56 0,19 19,00
772,40 481,40 402,00 3,30 0,10 4,28 4,15 0,13 32,97
773,20 705,20 597,50 6,40 0,10 6,04 5,94 0,09 64,00
774,20 339,90 285,90 1,79 0,10 3,50 3,32 0,19 17,91
775,20 263,70 194,60 3,20 0,10 4,77 4,62 0,14 31,96
776,50 523,50 438,10 3,40 0,10 4,09 3,98 0,12 33,95
777,80 620,90 508,40 4,59 0,10 4,17 4,08 0,09 45,88
778,40 483,50 395,70 2,19 0,50 3,06 2,49 0,57 4,38
779,50 574,80 484,60 6,50 0,10 7,32 7,21 0,11 65,00
780,40 414,40 311,40 6,59 0,10 6,49 6,40 0,10 65,88
781,70 405,30 326,40 3,89 0,20 5,18 4,93 0,25 19,44
783,90 292,50 225,90 5,30 0,10 8,11 7,96 0,15 52,99
784,70 313,60 272,40 3,79 0,30 9,92 9,19 0,73 12,62
785,90 240,80 134,10 10,75 0,80 10,83 10,08 0,75 13,44
786,90 384,70 289,30 5,39 0,50 6,17 5,65 0,52 10,78
788,30 389,60 285,40 7,77 1,20 8,61 7,45 1,15 6,47
789,40 641,20 501,20 7,33 0,30 5,45 5,23 0,21 24,42
790,70 706,00 597,00 6,86 0,20 6,48 6,29 0,18 34,30
791,90 425,30 349,30 0,05 0,20 0,33 0,07 0,26 0,25
792,70 495,90 405,30 5,39 0,10 6,05 5,94 0,11 53,85
93,40 440,60 303,00 8,53 0,20 6,35 6,20 0,15 42,66
794,40 440,50 324,90 3,09 0,30 2,94 2,68 0,26 10,31
795,00 278,80 176,30 2,40 0,10 2,44 2,34 0,10 23,98
796,80 205,60 205,00 0,20 0,30 83,19 33,19 50,00 0,66
797,60 291,70 179,80 4,69 0,90 5,00 4,20 0,80 5,22
798,60 179,80 107,00 4,48 0,50 6,84 6,16 0,69 8,96
799,90 225,30 132,40 6,67 0,30 7,51 7,18 0,32 22,25
800,40 355,20 213,60 13,09 2,60 11,08 9,25 1,84 5,04
801,00 406,60 371,50 0,39 0,10 1,41 1,12 0,28 3,94
801,50 348,90 346,20 0,40 0,10 18,52 14,81 3,70 4,00
7. Anhang 184
Tab. A6: Kernbohrung Mersch (Beprobte Kernstrecke: 46,4 m, ∑ = 39 Proben):
Teufe [m] Einw. [g] Ausw. [g] Silt [g] Ton [g] Rückst. [%] Silt [%] Ton [%] Silt/Ton
188,90 319,61 307,20 4,10 0,50 37,05 33,04 4,03 8,20
191,30 503,07 482,20 1,39 0,30 8,10 6,66 1,44 4,63
192,30 256,61 252,30 3,10 0,40 81,12 71,93 9,28 7,75
193,30 233,57 225,80 3,40 0,80 54,05 43,76 10,30 4,25
194,70 691,15 669,60 3,30 0,90 19,49 15,31 4,18 3,67
196,00 609,04 604,00 1,10 0,20 25,78 21,83 3,97 5,50
197,10 618,66 589,20 0,40 0,10 1,70 1,36 0,34 4,00
197,90 598,19 569,70 19,50 2,50 77,23 68,45 8,78 7,80
198,60 616,04 586,70 3,30 0,70 13,64 11,25 2,39 4,71
199,40 272,69 259,70 7,50 1,10 66,21 57,74 8,47 6,82
200,80 370,02 352,40 3,90 0,60 25,54 22,13 3,41 6,50
201,50 261,27 245,10 5,30 0,70 37,11 32,78 4,33 7,57
202,80 731,75 696,90 0,80 0,20 2,87 2,30 0,57 4,00
204,00 432,42 414,20 5,10 0,80 32,38 27,99 4,39 6,38
205,60 416,43 396,60 6,10 0,70 34,28 30,76 3,53 8,71
206,50 584,63 547,50 6,58 1,10 20,69 17,72 2,96 5,98
207,40 293,16 280,10 3,95 0,70 35,62 30,25 5,36 5,65
208,20 615,83 586,50 12,54 1,60 48,20 42,75 5,46 7,83
209,30 217,22 192,20 2,79 0,90 14,75 11,15 3,60 3,10
210,80 413,40 275,60 54,68 12,20 48,54 39,68 8,85 4,48
210,90 421,12 379,90 19,60 3,40 55,80 47,55 8,25 5,77
211,90 778,05 741,00 0,90 0,20 2,97 2,43 0,54 4,50
212,80 433,95 403,20 6,30 0,90 23,41 20,49 2,93 7,00
215,40 594,90 396,60 65,71 13,10 39,74 33,14 6,61 5,02
216,70 569,94 542,80 12,86 1,80 54,03 47,38 6,63 7,15
218,00 263,40 175,60 56,31 16,50 82,93 64,13 18,79 3,41
219,10 522,12 435,10 44,88 7,70 60,42 51,57 8,85 5,83
220,90 569,31 542,20 14,14 2,10 59,90 52,16 7,75 6,73
222,80 212,30 193,00 9,60 1,00 54,92 49,74 5,18 9,60
223,70 403,41 384,20 8,60 1,50 52,58 44,77 7,81 5,73
224,90 378,74 360,70 1,04 0,20 6,88 5,76 1,11 5,20
225,60 446,82 406,20 22,14 3,60 63,36 54,51 8,86 6,15
226,50 417,38 395,30 0,70 0,20 4,08 3,17 0,91 3,50
227,40 725,32 706,80 0,90 0,10 5,40 4,86 0,54 9,00
228,70 609,29 598,00 0,90 0,20 9,73 7,97 1,77 4,49
229,60 626,12 596,30 8,20 0,90 30,52 27,50 3,02 9,11
231,10 462,00 400,40 5,30 0,80 9,90 8,60 1,30 6,63
232,80 230,34 209,40 17,30 2,30 93,60 82,62 10,98 7,52
235,30 257,84 253,70 0,70 0,10 19,32 16,91 2,42 7,00
Tab. A5: Kernbohrung Waldshut (Beprobte Kernstrecke: 14,4 m, ∑ = 17 Proben):
Teufe [m] Einw. [g] Ausw. [g] Silt [g] Ton [g] Rückst. [%] Silt [%] Ton [%] Silt/Ton
75,40 517,40 414,00 5,40 1,00 6,19 5,22 0,97 5,40
75,90 396,90 350,30 0,20 0,10 0,64 0,43 0,00 2,00
76,70 188,90 107,60 8,60 1,10 11,93 10,58 1,35 7,82
77,90 440,00 358,70 6,50 0,10 8,10 8,00 0,12 64,88
78,70 658,40 561,90 11,40 0,10 11,92 11,81 0,10 114,00
79,55 608,10 509,80 2,70 0,10 2,85 2,75 0,10 27,00
80,75 329,90 243,90 11,50 0,20 13,60 13,37 0,23 57,50
81,80 467,70 367,60 16,30 2,70 18,98 16,28 2,70 6,04
82,70 618,50 510,50 5,10 2,00 6,57 4,72 1,85 2,55
83,30 250,90 191,50 1,20 0,20 2,36 2,02 0,34 6,00
85,00 420,00 401,70 0,68 0,20 4,81 0,00 0,00 3,40
85,70 385,50 371,10 0,16 0,10 1,79 0,00 0,00 1,58
87,00 241,40 227,70 0,10 0,20 2,19 0,00 0,00 0,50
87,70 460,40 389,60 1,60 0,20 2,54 2,26 0,28 8,00
88,60 409,30 337,80 3,40 0,80 5,87 4,76 0,00 4,25
88,90 368,50 276,10 15,90 0,80 18,07 17,21 0,87 19,88
89,80 296,00 237,60 12,00 4,20 27,74 20,55 7,19 2,86
7. Anhang 185
Tab. A7: Borgehalte der Tonfraktion:
7. Anhang 186
7. Anhang 187
Kernbohrung Kümmern I (GLA-Rheinland-Pfalz)
Blatt: TK 6304, Wincheringen
Rechtswert: 25 35 980
Hochwert: 55 99 310
Teufe: 18,87 m
Muschelsandstein (mu1):
- 18,66: dolomitischer Mergel, dunkelgrau, mit hellgrauen Flasern
- 18,30: dolomitischer Siltstein mit Rinnen, graugrün, oben gelblich, bei 18,66 m
Kolkmarken
- 18,09: mittelgrauer Siltstein, kompakt, glimmerhaltig
- 17,95: olivgrüngrauer Siltstein, kompakt
- 17,88: olivgrüner Siltstein, feinflaserig mit hellen, dünnen Siltlagen
- 17,40: mittelgrauer, feingeschichteter Siltstein, mergelig, 0,5 cm
mächtige, gröbere Lage (weiß) bei 17,47 m
- 17,34: hellgrauer, kompakter Siltstein, feingeschichtet
- 17,28: feinflaseriger, dunkelgrauer Mergel
- 17,24: hellgrauer, feingeschichteter Siltstein, kompakt
- 16,96: dunkelgrauer, feinflaseriger Mergel, Siltflasern
- 16,91: dunkelgrauer Mergel mit slumping-Horizont
- 16,63: feinflaseriger Mergel, dunkelgrau, Sandlage bei 16,77 m
- 16,53: feingeschichteter Mergel, dunkelgrau
- 16,36: feingeschichteter Mergel, feinflaserig
- 16,24: dunkelgrauer Mergel, etwas kompakter
- 15,60: flaseriger Siltstein, beige, etwas härter
- 15,28: flaseriger Mergel, beigegrün
- 15,04: feinlagiger, leicht flaseriger Mergel, grünbeige
Dolomitbankschichten / orbicularis-Schichten (mu2):
- 15,00: braunrot bis grauer Mergel
- 14,98: dunkelgrauer Mergel, feinflaserig
- 14,43: gelbliche bis graugrüne Dolomitbank, porös, mergelig
- 14,39: ebenschichtige Mergellage, beigegrün
- 14,18: poröser, z.T. kavernöser gelbgrauer Dolomit, bioturbat, hart
- 14,10: gelbgrauer Dolomit, porös, stark bioturbat
- 13,86: dunkelgrauer Siltstein, stark mergelig, stark bioturbat
- 13,57: feingeschichteter Mergel, von 18,86 - 18,71 m olivgrün
- 13,03: olivgrüner, feinflaseriger Mergel, teilweise rotgrau bzw. graugrün
- 12,30: feinflaseriger Mergel, 13,03 - 12,86 m rot, bis 12,73 m graugrün, bei 12,71 m
kleine Sandlage, von 12,73 -12,30 rot
- 12,00: ebenlagiger Mergel, gelbgrüngrau, wellig
- 11,59: rotvioletter, flaseriger Siltstein, mergelig
- 11,43: grünroter Siltstein, flaserig, bioturbat
- 11,27: mergeliger Dolomit, stark bioturbat, grüngelb bis beige
- 11,18: mergeliger Dolomit, ebengeschichtet, beige, nach oben grüner werdend
- 10,87: Dolomit, stark bioturbat, grünbeige
- 10,74: Kavernöser Dolomit, beige
- 10,51: kompakter, bioturbater Dolomit, schwach mergelig
- 10,25: Dolomit, bioturbat, feinflaserig mit siltigen Lagen
7. Anhang 188
- 10,20: Mergel, ebenlagig, olivgrün
- 10,00: mergeliger Siltstein, bioturbat, helle Siltflasern
- 9,98: ebenlagiger, feingeschichteter Siltstein, olivgrün bis beige
- 9,94: Mergel, olivgrüngrau, ebenlagig
- 9,40: flaseriger Mergel, olivgrüngrau, Siltlagen
- 9,36: rotgrüne kompakte Siltbank, ebengeschichtet
- 9,04: feinflaseriger Mergel, grünrotgrau
- 9,00: mergeliger Siltstein, glimmerhaltig, bioturbat (Muschel?)
- 8,98: Mergel ebenschichtig, grüngrau
- 8,92: Siltstein, flaserig, olivgrüngrau
- 8,74: Siltstein, ebenschichtig, nach oben mergeliger, olivgrüngrau
- 8,64: dunkelgrauer Siltstein, bioturbat
- 8,53: bioturbater Siltstein, olivgrüngrau, glimmerhaltig
- 8,41: Siltstein, stark bioturbat, grüngelb, kompakt
- 8,28: Siltstein, ebenlagig, grüngelb, kompakt
- 8,15: Siltstein, ebenlagig, rotgrün
- 8,11: feinschichtiger Mergel, olivgrün, ebenlagig
- 8,03: olivgrüner Siltstein, bioturbat
- 7,97: dunkelgrauer Siltstein, stark bioturbat, flaserig
- 7,76: grüngrauer Siltstein, stark bioturbat, feinflaserig
- 7,68: olivgrüngrauer Mergel, ebenschichtig
- 7,40: rotbrauner Mergel, feinflaserig
- 7,12: rotgrauer Siltstein, ebenschichtig
- 7,07: rotgrauer Mergel, ebenschichtig
- 6,84: rotgrüner Siltstein, ebenschichtig, oben bioturbat
- 6,30: grüngrau bis gelblicher Mergel, ebenschichtig
- 5,86: rotgrauer Mergel, ebenschichtig
- 5,66: feinflaseriger Mergel, blaugrau
- 5,57: roter Mergel, brekziös
- 4,89: roter Mergel, flaserig, bioturbat
- 4,85: olivgrüner Mergel, feinflaserig, bioturbat
- 4,20: roter Mergel, feinflaserig, bioturbat
- 4,14: olivgrüner Siltstein, ebenschichtig
- 3,85: roter Mergel, ebenschichtig
- 3,74: Siltstein, olivgrün, ebenlagig
- 3,65: stark bioturbater Mergel, glimmerhaltig
- 3,54: stark bioturbater Mergel, grünlich bis grau
- 3,52: gelbbeiger poröser Siltstein, ebenlagig (gelbe Grenzbank?!)
Mittlerer Muschelkalk (mm):
- 3,31: roter, ebenlagiger Mergel, auf Schichtflächen Glimmerblättchen
- 3,23: ebenlagiger heller Mergel, olivgrüngrau
- 2,72: roter, ebenlagiger Mergel
- 2,60: hellgrauer, ebenlagiger Mergel
- 1,40: roter, ebenlagiger Mergel
- 1,00: hellgrauer, ebenlagiger Mergel
- 0,60: gelbgrauer, ebenlagiger Mergel
- 0,40: hellgrauer, ebenlagiger Mergel
- 0,00: Mutterboden
7. Anhang 189
Eidesstattliche Erklärung
Hiermit erkläre ich an Eides statt, die vorliegende Arbeit selbständig angefertigt und keine außer
den angegebenen Hilfsmitteln verwendet zu haben.
Heidelberg,
