Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten in Sachsen und Sachsen-Anhalt und deren Auswirkungen auf die anwendungstechnischen Eigenschaften der Rohstoffe [original]

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik

der Bildung tertiärer kaolinitischer

Tonlagerstätten in Sachsen und Sachsen-

Anhalt und deren Auswirkungen auf die

anwendungstechnischen Eigenschaften der

Rohstoffe

vorgelegt von

Diplom-Geologe

Martin Schmitz

von der Fakultät VI - Planen Bauen Umwelt –

der Technischen Universität Berlin

zur Erlangung des akademischen Grades

Doktor der Naturwissenschaften

- Dr. rer. nat.–

genehmigte Dissertation

Berlin 2008

D 83

Promotionsausschuss:

Vorsitzender: Univ.-Prof. Dr. W. Dominik

Berichter: Univ.-Prof. Dr. G. Franz

Univ.-Prof. Dr. K. Germann, Univ.-Prof. i.R.

Tag der wissenschaftlichen Aussprache: 23.04.2008

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Danksagung

In erster Linie möchte ich mich herzlich bei Herrn Univ.-Prof. Dr. K. Germann für die gute

Betreuung, die Förderung, die fruchtbaren Diskussionen und die Denkanstöße im Zuge der

Anfertigung der Dissertationsschrift bedanken. Herrn Univ.-Prof. Dr. G. Franz danke ich e-

benfalls für die gute Betreuung der Arbeit und die wertvolle Unterstützung der Promotion.

Die Arbeit wäre ohne die gute Zusammenarbeit mit den tonrohstoffproduzierenden Betrieben

nicht möglich gewesen. Hier gilt mein Dank insbesondere Herrn Schlegel von der Caminauer

Kaolinwerk GmbH, Herrn Dr. Fiebiger und Herrn Dr. Plüschke von der Stephan-Schmidt

Gruppe, Herrn Rohrmoser von der Kaolin- und Tonwerke Salzmünde GmbH sowie Herrn

Opitz und Herrn Strehle von der PD Glas- und Feuerfestwerke Wetro GmbH.

Den Herren PD Dr. Mattheis und Dr. Bussert möchte ich für die gute Beratung und die Dis-

kussionen bezüglich der mineralogischen und chemischen Analytik danken.

Für die Anfertigung zahlreicher Zeichnungen gilt mein besonderer Dank Frau R. Geffe.

Die Aufbereitung, die Probenpräparation und die Messung der Tonproben erforderte Sorgfalt

und einen erheblichen Zeit- und Arbeitsaufwand. Für die tatkräftige Unterstützung möchte ich

mich herzlich bei Frau I. Pieper und Frau C. Lange bedanken.

Zudem gilt mein Dank meinen ehemaligen Kollegen am Fachgebiet Lagerstättenforschung

und Angewandte Geochemie, Frau Dr. M. Frei, Herrn Dr. M. Koch-Moeck und Herrn Dr. T.

Cramer für die aktive und gute Zusammenarbeit.

Frau Dr. A. Berthold, Herr Dr. M. Müller und Herr H. Sap haben es mir ermöglicht, am Fach-

gebiet für keramische Werkstoffe der TU Berlin dilatometrische Messungen und Messungen

der Viskosität durchzuführen. Für die Kooperation, das fachübergreifende Arbeiten und die

Unterstützung bei der Auswertung möchte ich mich recht herzlich bei ihnen bedanken.

Zum Abschluss gilt mein Dank Frau I. Hampel sowie Familie Theismann für die letzte

Durchsicht des Manuskripts.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

III

Hinweis

In der vorliegenden Arbeit wurden ausschließlich kaolinitische Rohstoffe untersucht, keine

gemischten oder aufbereiteten Produkte. Da auch Rohstoffe mit in die Untersuchung einbezo-

gen wurden, die von den Betreibern der Lagerstätten nicht in der Produktion, bzw. als

Zuschlagstoffe verwendet werden, können die Eigenschaften der hier analysierten Kaoline

und Tone erheblich von denen der standardisierten Produkte abweichen.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Zusammenfassung

„Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonla-

gerstätten in Sachsen und Sachsen-Anhalt und deren Auswirkungen auf die

anwendungstechnischen Eigenschaften der Rohstoffe“

In der Lausitz in Sachsen und im Geiseltal bei Halle in Sachsen-Anhalt befinden sich zahlreiche Vorkommen

kaolinitischer Tone. Sie sind das feinkörnige terrestrische Umlagerungsprodukt einer mächtigen oberkretazisch-

tertiären kaolinitischen Verwitterungskruste, die sich über den Basementgesteinen der Region entwickelte. Im

Hangenden der in-situ-Kaoline entstanden Bodenhorizonte, die ähnlich wie rezente Acrisole und Alisole ausge-

bildet waren. Subrosion bzw. epirogenetische Bewegungen führten zu einer weitgehenden Erosion der

kaolinitischen Verwitterungskruste vom Eozän bis zum Miozän und zur Sedimentation der kaolinitischen Tone

in tertiären Becken. Die Tone gelangten in Bereichen geringer Strömungsenergie in Flüssen und Seen zur Abla-

gerung. Ziel der Untersuchung war es, die Bedingungen, die Prozesse und die stoffliche Dynamik der

Tonlagerstättenbildung zu ermitteln und deren Auswirkungen auf die anwendungstechnischen Eigenschaften der

Rohstoffe abzuschätzen.

In der Oberlausitz wurden die Granodiorit-Kaoline der Lagerstätten Caminau und Wiesa sowie die Tone der

Lagerstätten Wiesa, Wetro und Guttau systematisch beprobt. In der Region Merseburg-Weißenfels erfolgte die

Probenahme in der Buntsandstein-Kaolinlagerstätte Spergau und der Tonlagerstätte Roßbach. Insgesamt wurden

43 Kaolin- und 122 Tonproben entnommen. Die Proben wurden chemisch und mineralogisch analysiert und die

Kristallinität und die Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite der Fraktion <2 µm bestimmt.

Die Kaoline und Tone bestehen überwiegend aus Kaolinit und Quarz sowie unterschiedlichen Anteilen an Il-

lit/Muskovit, Smektit und Mixed-Layer-Mineralen. Akzessorisch treten Zirkon, Anatas, Pyrit, Fe-Oxide und

SEE-Phosphate auf. Auf Grundlage älterer Untersuchungen konnten durch den Vergleich der mineralogischen

und chemischen Zusammensetzung die Tone Kaolinen spezifischer Ausgangsgesteine zugeordnet werden. Durch

die Kenntnis des Ursprungs des klastischen Materials der Tone konnte die qualitative und quantitative An- und

Abreicherung der Komponenten untersucht und unterschiedliche Prozesse der Tonlagerstättenbildung voneinan-

der abgegrenzt werden.

Die qualitative Zusammensetzung der Tone beruht auf Prozessen der Verwitterung und der Bodenbildung. Sie

regulierten die Art, die Menge und die Ausbildung der umgelagerten anorganischen und organischen Kompo-

nenten. Die Erosion, der Transport und die Sedimentation bewirkten eine Differenzierung der Komponenten der

kaolinitischen Verwitterungskruste nach Kornform und -größe, Agglomerationsverhalten und Dichte im sedi-

mentären Umfeld und bestimmten die quantitative Zusammensetzung der Tone. Durch die Klassierung von

Quarz, Zirkon und eines Teils der Schwerminerale erfolgte die Anreicherung der durch Kaolinit dominierten

Tonminerale der Kaoline und von Pflanzenresten der Bodenhorizonte in den korrelaten Sedimenten. Eine quali-

tative Änderung der Zusammensetzung kann nur durch Mischung mit Material einer weiteren Quelle erfolgen.

Mit zunehmender sedimentärer Überdeckung durch Torfmoore wurden die Tone im Zuge der frühen Diagenese

kompaktiert und die organische Substanz zu Weichbraunkohle umgewandelt. An Oxide gebundene Metalle

wurden unter reduzierenden diagenetischen Bedingungen freigesetzt und sulfidisch im Tonsediment wieder

fixiert. Die Kristallinität der Kaolinite der Fraktion <2 µm der Kaoline und Tone ist nahezu identisch, die Einla-

gerungsfehlordnung ist hingegen sehr unterschiedlich. Es ist zu vermuten, dass sich in den Tonen Anteile sehr

feinkörniger einlagerungsfehlgeordneter Kaolinite der Bodenhorizonte befinden. Die Bezeichnung von kaoliniti-

schen Tonen als „umgelagerte oder sekundäre Kaoline“ im Sinne eines kurzstreckigen Massentransports ist

aufgrund ihrer Genese nicht zutreffend.

Die anwendungstechnischen Eigenschaften (Formgebungs-, Trocknungs- und Brenneigenschaften) der Tone

können nicht auf das Ausgangsgestein der Kaolinisierung zurückgeführt werden, sondern sie sind im Wesentli-

chen von der Intensität der Verwitterung des Ausgangsgesteins und der Effektivität des hydraulischen

Klassierungsprozesses abhängig. Aus Kaolinen unterschiedlicher Ausgangsgesteine können gleichartig minera-

logisch zusammengesetzte kaolinitische Tone entstehen. Die Ergebnisse zeigen, dass die feuerfesten Tone

beispielsweise zahlreiche feinkörnige einlagerungsfehlgeordnete Kaolinite der Bodenhorizonte enthalten. Quali-

tativ und quantitativ wirkende Bildungsprozesse sind für diese Tone von etwa gleichrangiger Bedeutung. Die

Zusammensetzung keramischer Tone ist überwiegend auf qualitativ wirkende Bildungsprozesse zurückzuführen.

Zu beachten sind sekundäre Prozesse in Bezug auf die Zu- und Abfuhr beispielsweise färbender Komponenten.

Kaolinitische Tone sind das Produkt einer komplexen Prozesskette. Die Kenntnis der an der Tongenese beteilig-

ten Prozesse kann zu einer optimierten Prospektion und Exploration, einem verbesserten Qualitätsmanagement

und einer gezielteren Verwendung der Tone beitragen.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abstract

„Conditions, processes and substance dynamics of the formation of Tertiary kaolinitic clay de-

posits in the German federal states of Saxony and Saxony-Anhalt and their effects on the

application-technological properties of the raw materials “

In Lusatia in Saxony and in the Geiseltal close to Halle in Saxony-Anhalt there are numerous deposits of kao-

linitic clays. They are the fine-grained terrestrial relocated product of a very thick kaolinitic weathering crust

which developed above the basement rocks of the region from the Lower-Cretaceous up to the Tertiary. In the

hanging wall of the in-situ kaolin soils developed, which were composed similar to recent acrisoles and alisoles.

Subrosion or epirogenetic movements led to a widespread erosion of the kaolinitic weathering crust from Eocene

to Miocene and to the sedimentation of kaolins in Tertiary basins. The deposition of the components of the kao-

lins took place in zones of low kinetic energy in lakes and rivers. It was the aim of the research to analyse the

conditions, the processes and the substance dynamics of the formation of clay deposits and to evaluate their

effects on the application-technological properties of the raw materials.

In the region of the Oberlausitz the granodiorite-kaolins of the deposits of Caminau and Wiesa were systemati-

cally sampled as well as the clays of the deposits of Wiesa, Wetro and Guttau. In the region Merseburg-

Weißenfels sampling was carried out in the Bunter-Sandstone-kaolin deposit Spergau and the clay deposit

Roßbach. Altogether, there were taken 43 samples of kaolins and 122 samples of clay. The samples were ana-

lysed chemically and mineralogically and the crystallinity and the intercalation-disorder of the kaolinites of the

fraction <2 µm were determined.

The kaolins and clays are mineralogically mainly composed of kaolinite and quartz as well as different concen-

trations of illite/muskovite, smectite and mixed-layer-minerals. The samples contain small amounts of zircon,

anatase, pyrite, Fe-oxides and REE-phosphates. On the basis of former analyses it was possible by means of a

comparison of the mineralogical and chemical composition to assign the kaolinitic clays to kaolins of specific

parent rocks. It is due to the knowledge of the origin of the clastic clay material that it was possible to analyse

the qualitative and quantitative enrichment and depletion of components, and different processes of the forma-

tion of clay deposits could be differentiated.

The qualitative composition of the clays is based on processes of weathering and soil formation. These processes

regulated type, quantity and composition of the relocated anorganic and organic components. The erosion, the

transport and the sedimentation resulted in a differentiation of the components of the kaolinitic weathering crust

according to the form and the size of the grains, the agglomeration behaviour and density in the sedimentary

environment and they determined the quantitative composition of the clays. Because of the grading of quartz,

zircon and some of the heavy minerals the kaolinite dominated clay minerals and relicts of plants of the soils

were enriched in the sediment. A qualitative change of the composition of the clays could only result from a

supply of components of another origin. The clays were covered by swamps and increasingly compacted. During

early diagenesis the organic substance of the clays was transformed into lignite. Metals bound to oxides were

released under reduced diagenetic conditions and they were fixed in the form of sulfides in the clay sediment.

The crystallinity of the kaolinites of the fraction <2 µm of the kaolins and clays is almost identical, in contrast

with this, the values of the intercalation-disorder are differing very much. It can be assumed that the clays con-

tain different proportions of fine-grained intercalation-disordered kaolinites of the palaeosols. The denomination

of kaolinitic clays as „secondary kaolins“ in the sense of a short-distance mass transport is not appropiate due to

their genesis.

The application-technological properties of the clays are not attributable to the original parent rocks, but they are

mainly dependent on the intensity of the alteration of the parent rocks and on the effectiveness of the hydraulic

grading process. On the basis of kaolins of different parent rocks there may generate mineralogically identical

kaolinitic clays. The results show that refractory clays contain numerous fine-grained intercalation-disordered

kaolinites of the palaeosols. Formation processes having qualitative and quantitative effects are of equivalent

importance for these clays. The composition of ceramic clays is preponderantly attributable to the formation

processes having qualitative effects. Secondary processes related to the enrichment or depletion of chemical

components, for example of dyeing components, has to be taken into account.

Kaolinitic clays are a product of a complex process chain. The knowledge of the processes being a part of the

clay genesis can contribute to an optimised prospection and exploration, an improved quality management and a

targeted application of the clays.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Inhaltsverzeichnis

1 Einleitung......................................................................................................................................... 1

1.1 Grundzüge der Entstehung von kaolinitischen Tonen - Geowissenschaftliche

Grundlagen ...........................................................................................................................3

1.2 Die Verwendungsmöglichkeiten kaolinitischer Tone.......................................... 11

1.3 Die Bildung kaolinitischer Tone in Sachsen und Sachsen-Anhalt – Stand der

Kenntnis ..........................................................................................................................13

1.3.1 Die jungmesozoisch-tertiäre kaolinitische Verwitterungskruste...................... 13

1.3.2 Die kaolinitischen Tone ................................................................................... 17

1.4 Offene Fragen.........................................................................................................20

2 Untersuchungsobjekte und -methoden..................................................................................... 21

2.1 Kaolinton-Lagerstätten in Sachsen und Sachsen-Anhalt – Geologischer

Rahmen ..........................................................................................................................21

2.1.1 Geologische Entwicklung der Lausitz.............................................................. 23

2.1.1.1 Geologie der Kaolinton-Lagerstätte Wetro.................................................. 29

2.1.1.2 Geologie der Kaolinton-Lagerstätte Guttau ................................................ 32

2.1.1.3 Geologie der Kaolinton-Lagerstätte Wiesa.................................................. 35

2.1.2 Geologische Entwicklung der Region Halle-Weißenfels-Gera .......................39

2.1.2.1 Geologie der Kaolinton-Lagerstätte Roßbach............................................. 41

2.2 Probenahme und Probenaufbereitung.................................................................45

2.3 Granulometrische Analyse .................................................................................... 46

2.4 Mineralogische Analyse mit Röntgendiffraktometrie (XRD)............................ 47

2.4.1 Qualitative Analytik.........................................................................................47

2.4.2 Quantitative Analytik....................................................................................... 48

2.4.3 Bestimmung der Kristallinität des Kaolinits....................................................49

2.4.4 Bestimmung der Einlagerungsfehlordnung von Kaoliniten mit DMSO..........50

2.5 Chemische Analyse................................................................................................. 52

2.5.1 Röntgenfluoreszenzanalyse (XRF) .................................................................. 52

2.5.1.1 Bemerkungen zur Probenbearbeitung.......................................................... 53

2.5.1.2 Glühverlustbestimmung................................................................................ 53

2.5.1.3 Quantitative Analyse .................................................................................... 53

2.5.2 Analyse des Gesamtkohlenstoffgehalts............................................................ 54

2.6 Durchlicht-, auflicht- und rasterelektronenmikroskopische (REM)

Untersuchungen..................................................................................................................55

2.7 Multivariate Statistik.............................................................................................55

2.7.1 Korrelationsanalyse.......................................................................................... 55

2.7.2 Regressionsanalyse........................................................................................... 56

2.7.3 Faktorenanalyse................................................................................................ 56

2.7.4 Clusteranalyse .................................................................................................. 58

2.8 Die geochemische und mineralogische Bilanzierung des Umlagerungsprozesses

..........................................................................................................................58

2.9 Fertigungstechnische Parameter ..........................................................................59

2.9.1 Formgebungsverhalten.....................................................................................59

2.9.1.1 Plastizität...................................................................................................... 59

2.9.1.2 Viskosität...................................................................................................... 60

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

VII

2.9.2 Trocknungseigenschaften................................................................................. 62

2.9.3 Brenneigenschaften.......................................................................................... 63

3 Chemische und mineralogische Zusammensetzung der Ausgangsgesteine und der

kaolinitischen Verwitterungskruste im Untersuchungsgebiet ...................................................... 65

3.1 Lausitzer Grauwacken und Grauwacken-Kaoline ............................................. 65

3.1.1 Lausitzer Grauwacken...................................................................................... 65

3.1.2 Lausitzer Grauwacken-Kaolin.......................................................................... 66

3.2 Lausitzer Granodiorit und Granodiorit-Kaoline................................................68

3.2.1 Lausitzer Granodiorit ....................................................................................... 68

3.2.2 Caminauer Granodiorit-Kaolin ........................................................................ 69

3.2.3 Wiesaer Granodiorit-Kaolin............................................................................. 73

3.3 Basalte und Basaltzersatz......................................................................................77

3.4 Thüringer Buntsandstein und Buntsandstein-Kaolin......................................... 77

3.4.1 Thüringer Buntsandstein .................................................................................. 77

3.4.2 Spergauer Buntsandstein-Kaolin...................................................................... 79

3.5 Meißener Massiv und Rhyolith/Dacit-Kaolin...................................................... 83

3.5.1 Das Meißener Massiv.......................................................................................83

3.5.2 Seilitzer Rhyodacit/Dacit-Kaolin..................................................................... 83

3.6 Der Stoffbestand der tertiären Verwitterungskruste .........................................83

3.6.1 Mineralogische Zusammensetzung.................................................................. 83

3.6.1.1 Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite.......................... 87

3.6.2 Geochemie........................................................................................................ 90

3.6.2.1 Silizium......................................................................................................... 90

3.6.2.2 Aluminium und Gallium ............................................................................... 90

3.6.2.3 Alkalien und Erdalkalien.............................................................................. 91

3.6.2.4 Titan und Niob.............................................................................................. 91

3.6.2.5 Eisen............................................................................................................. 92

3.6.2.6 Phosphor, Seltene-Erden-Elemente und Yttrium .........................................93

3.6.2.7 Zirkonium und Hafnium ............................................................................... 93

3.6.2.8 Chrom und Vanadium .................................................................................. 94

3.6.2.9 Bunt- und Übergangsmetalle .......................................................................94

3.6.2.10 Kohlenstoff ................................................................................................... 95

4 Der Stoffbestand der Kaolintone............................................................................................... 96

4.1 Wetroer Kaolinton ................................................................................................. 96

4.1.1 Granulometrische Zusammensetzung .............................................................. 96

4.1.2 Mineralogische Zusammensetzung.................................................................. 96

4.1.3 Chemische Zusammensetzung......................................................................... 97

4.1.4 Multivariate statistische Analyse ...................................................................100

4.2 Guttauer Kaolinton..............................................................................................102

4.2.1 Granulometrische Zusammensetzung ............................................................ 102

4.2.2 Mineralogische Zusammensetzung................................................................ 102

4.2.3 Chemische Zusammensetzung....................................................................... 103

4.2.4 Multivariate statistische Analyse ...................................................................106

4.3 Vergleich der Wetroer und Guttauer Tone mit dem Granodiorit-Kaolin von

Caminau ........................................................................................................................109

4.3.1 Granulometrie und Mineralogie..................................................................... 109

4.3.2 Morphologie, Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite...... 110

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

VIII

4.3.3 Chemie ........................................................................................................... 113

4.3.4 Zusammenfassung.......................................................................................... 119

4.4 Wiesaer Kaolinton................................................................................................ 121

4.4.1 Granulometrische Zusammensetzung ............................................................ 121

4.4.2 Mineralogische Zusammensetzung................................................................ 121

4.4.3 Chemische Zusammensetzung....................................................................... 122

4.4.4 Multivariate statistische Analyse ...................................................................123

4.5 Vergleich des Wiesaer Tons mit den Kaolinen von Cunnersdorf und Wiesa. 126

4.5.1 Granulometrie und Mineralogie..................................................................... 126

4.5.2 Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite............................. 128

4.5.3 Chemie ........................................................................................................... 128

4.5.4 Zusammenfassung.......................................................................................... 133

4.6 Roßbacher Kaolinton........................................................................................... 135

4.6.1 Granulometrische Zusammensetzung ............................................................ 135

4.6.2 Mineralogische Zusammensetzung................................................................ 135

4.6.3 Chemische Zusammensetzung....................................................................... 137

4.6.4 Multivariate statistische Analyse ...................................................................140

4.7 Vergleich der Roßbacher Tone mit dem Buntsandstein-Kaolin von Spergau142

4.7.1 Granulometrie und Mineralogie..................................................................... 142

4.7.2 Morphologie, Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite...... 143

4.7.3 Chemie ........................................................................................................... 144

4.7.4 Zusammenfassung.......................................................................................... 148

5 Bilanzierung der granulometrischen, mineralogischen und chemischen Veränderungen

bei der Umlagerung kaolinitischer Verwitterungsprodukte........................................................151

5.1 Vergleich der granulometrischen Zusammensetzung ......................................151

5.2 Vergleich der mineralogischen Zusammensetzung........................................... 152

5.2.1 Mineralphasen................................................................................................ 152

5.2.2 Vergleich der Kristallinität und der Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite 154

5.2.3 Abschätzung der umgelagerten Kaolinmengen.............................................. 158

5.3 Geochemische Dynamik während des Umlagerungsprozesses der

Verwitterungskruste ........................................................................................................159

5.3.1 Silizium .......................................................................................................... 159

5.3.2 Aluminium und Gallium ................................................................................ 160

5.3.3 Alkalien und Erdalkalien................................................................................ 161

5.3.4 Titan und Niob ............................................................................................... 162

5.3.5 Eisen............................................................................................................... 163

5.3.6 Phosphor, Seltene-Erden-Elemente und Yttrium...........................................164

5.3.7 Zirkonium und Hafnium................................................................................. 165

5.3.8 Chrom und Vanadium.................................................................................... 166

5.3.9 Bunt- und Übergangsmetalle.......................................................................... 166

5.3.10 Kohlenstoff.....................................................................................................168

6 Genetisches Modell der Bildung kaolinitischer Tonlagerstätten in Sachsen und Sachsen-

Anhalt ......................................................................................................................................169

6.1 Faktoren der Bildung kaolinitischer Tonlagerstätten ...................................... 169

6.1.1 Klima und Vegetation im Tertiär ................................................................... 169

6.1.1.1 Das Klima zu Zeiten der Entstehung der Roßbacher Tone........................ 170

6.1.1.2 Das Klima zu Zeiten der Entstehung der Oberlausitzer Tone ................... 171

6.1.1.3 Bodenbildung in Abhängigkeit von den klimatischen Bedingungen.......... 172

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

6.1.2 Die paläogeographische und -tektonische Entwicklung im Tertiär ............... 174

6.1.3 Einfluss der Ausgangsgesteine auf die Kaolinisierung und die Bildung der

kaolinitischen Tone ........................................................................................ 179

6.1.4 Bildungszeitraum ...........................................................................................181

6.2 Prozesse der Bildung kaolinitischer Tonlagerstätten ....................................... 182

6.2.1 Verwitterung und Bodenbildung.................................................................... 182

6.2.2 Erosion ...........................................................................................................186

6.2.3 Transport und Sedimentation ......................................................................... 189

6.2.4 Entstehung und Zusammensetzung der tertiären Torfmoore und ihr Einfluss

auf Sekundärprozesse in den Tonen...............................................................191

6.2.4.1 Das Verhalten abiogener Elemente in den Lausitzer Braunkohlen........... 192

6.2.4.2 Der Einfluss der Torfmoore auf Sekundärprozesse in den Tonen .............193

6.2.5 Frühe Diageneseprozesse............................................................................... 194

6.2.6 Entwicklung der Eh/pH-Bedingungen bei der Genese kaolinitischer Tone .. 197

6.3 Modell der Entstehung der kaolinitischen Tone in Sachsen und Sachsen-

Anhalt ........................................................................................................................199

7 Anwendungstechnische Bedeutung der Bildungsprozesse kaolinitischer Tone..............203

7.1 Rohstoffwirtschaftliche Situation ....................................................................... 203

7.2 Fertigungstechnische Eigenschaften kaolinitischer Tone.................................205

7.2.1 Formgebungsverhalten...................................................................................205

7.2.2 Trocknungseigenschaften............................................................................... 208

7.2.3 Brenneigenschaften........................................................................................ 208

7.2.4 Zusammenfassung.......................................................................................... 211

7.3 Die Auswirkung der Bildungsprozesse auf die fertigungstechnischen

Parameter und die Verwendungsmöglichkeiten kaolinitischer Tone ......................... 212

7.3.1 Auswirkung der lagerstättenbildenden Prozesse auf die

anwendungstechnischen Parameter der Tone ................................................213

7.3.2 Der Einfluss lagerstättenbildender Prozesse auf die

Verwendungsmöglichkeiten kaolinitischer Tone........................................... 215

8 Fazit und Ausblick ..................................................................................................................... 217

9 Literaturverzeichnis................................................................................................................... 220

10 Anhang ......................................................................................................................................237

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

1 Einleitung

Die Untersuchung von kaolinitischen Tonen in Sachsen und Sachsen-Anhalt ist der zweite

Teil eines Projekts am Institut für Angewandte Geowissenschaften der TU Berlin, das sich

mit den Bedingungen, den Prozessen und der Stoffdynamik der Bildung von kaolinitischen

Tonrohstoffen in Ostdeutschland befasst. Der erste Teil wurde von Herrn Dr. J. Krumb 1998

zur Dissertation vorgelegt. In seiner Arbeit analysierte er die Kaolinisierung intermediärer bis

saurer Ausgangsgesteine in Sachsen. Aufbauend auf seinen Ergebnissen wird in dieser Arbeit

das umgelagerte Produkt der in-situ-Kaoline, der kaolinitische Ton, anhand ausgewählter La-

gerstätten untersucht und damit die Stoffbilanzierung bis in das umgelagerte Produkt hinein

vervollständigt.

Kaolinitische Tone sind in Mitteleuropa weit verbreitet. In Deutschland liegen zahlreiche

Vorkommen im Bereich des Westerwaldes und in der Region nördlich und am Nordrand des

sächsisch-böhmischen Grundgebirges in Sachsen, Sachsen-Anhalt und Thüringen. Die Tone

sind Umlagerungsprodukte mächtiger kaolinitischer Verwitterungskrusten (Lasch 1973, Störr

1983, Velde 1995a, Lorenz & Gwosdz 1997). Den Tonen ist gemeinsam, dass ihre Mineralo-

gie durch das Tonmineral Kaolinit weitgehend dominiert wird, allerdings bestehen erhebliche

Unterschiede zwischen der granulometrischen, mineralogischen und chemischen Zusammen-

setzung der einzelnen Tonvorkommen. Dementsprechend können kaolinitische Tone in

zahlreichen Anwendungsgebieten eingesetzt werden. Der überwiegende Anteil der kaoliniti-

schen Tone wird als Teil des Grundversatzes zur Produktion von Feinkeramik und zur

Herstellung von Schamottesteinen verwendet. Einige Tone werden auch als Zuschlagtone für

Ziegeltonmassen in der Ziegelindustrie genutzt, zudem ist die Verwendung kaolinitischer To-

ne als Deponieton und als Füllstoff in der chemischen und pharmazeutischen Industrie weit

verbreitet (Lorenz & Gwosdz 1997). Für jede dieser Anwendungen muss der kaolinitische

Tonrohstoff spezifische technische Anforderungen erfüllen. Die Prozesse, die für die Unter-

schiede in der Zusammensetzung und damit für die unterschiedlichen

Verwertungsmöglichkeiten der Tone verantwortlich sind, wurden bisher nicht im Detail er-

kundet.

Krumb (1998) versuchte auf Grundlage seiner Kenntnisse der Kaolinisierung in Sachsen erste

Aussagen bezüglich der Genese kaolinitischer sedimentärer Rohstoffe zu treffen. Demnach ist

die Bildung kaolinitischer Tonlagerstätten das Ergebnis einer komplexen Prozesskette, die

weit über den bisherigen Erklärungsansatz der einfachen Umlagerung von in-situ-Kaolinen

hinausreicht. Krumb (1998, S.15) fasst den Kenntnisstand folgendermaßen zusammen: „Un-

tersuchungen, die über eine geochemisch-mineralogische Charakterisierung gewinnbarer

sedimentärer Tonrohstoffe hinausgehen und den gesamten genetischen Prozess berücksichti-

gen, sind bisher nicht bekannt“.

Nach Lasch & Thiergärtner (1981) und Brandl (1991) ist zu vermuten, dass es möglich ist,

über den Vergleich der kaolinitischen Tone mit ihrem Ausgangsmaterial, den in-situ-

Kaolinen, weitere Kenntnisse über die an der Tonlagerstättenbildung beteiligten Prozesse zu

gewinnen. Auf Grundlage der Kenntnisse über die Entwicklung des in-situ-Kaolins kann das

Modell der Genese der kaolinitischen Tone daher präzisiert werden.

Die in dieser Arbeit analysierten Kaoline und kaolinitischen Tone aus Sachsen und Sachsen-

Anhalt wurden bereits im vorigen Jahrhundert mineralogisch und chemisch untersucht (u.a.

Urban 1951, 1953, Buchwald 1967, 1971, Adam 1968, 1969, Lasch 1969, 1970, 1973, Lasch

& Thiergärtner 1981, Störr 1975, 1983, Valtin & Ullrich 1991, Krumb 1998, Stedingk et al.

2005). Die Untersuchungen enthalten meist nur Teilinformationen bezüglich des Gesamtpro-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

zesses der Tonlagerstättenbildung. Erste vergleichende Analysen des Stoffbestandes der Kao-

line und kaolinitischen Tone wurden von Adam (1968), Lasch (1969, 1973) und Buchwald

(1971) durchgeführt. Durch die im Laufe der Zeit verbesserte mineralogische und chemische

Analysetechnik und die Möglichkeit der Unterscheidung von Kaoliniten durch ihre unter-

schiedliche Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung (u.a. Hinckley 1963, Amigo et al.

1987, Felix-Henningsen 1990, 1995, 2000, Gonzales et al. 1997, Aparicio & Galan 1999), ist

in den letzten Jahrzehnten die Möglichkeit geschaffen worden, die Genese kaolinitischer

Tonvorkommen weiter zu entschlüsseln. Da die Wirkung einzelner Minerale und der kaolini-

tischen Tone des Grundversatzes auf die Eigenschaften tonkeramischer Massen in den letzten

Jahren verstärkt untersucht wurde (Schmidt-Reinholz & Schmidt 1995, Sadunas et al. 1997,

Hatzl & Gehlken 2001, Vogt & Vogt 2003, 2004), ist es möglich, die Zusammensetzung und

die fertigungstechnischen Parameter der Tone auf spezifische Bildungsprozesse zurückzufüh-

ren. Damit ist die Kenntnis der Bildungsprozesse kaolinitischer Tone von praktischem

Nutzen.

Die Untersuchung erfolgt vor dem Hintergrund, dass die tonverarbeitende feinkeramische

Industrie, der Hauptabnehmer kaolinitischer Tone, zunehmend aus den angestammten Pro-

duktionsstätten in West- und Südeuropa in neue und billigere Produktionsländer in Osteuropa

und Asien abwandert. Kurz- bis mittelfristig werden die alten Tonrohstoffproduzenten nach

Stentiford (2003) davon profitieren. Langfristig werden die Keramikproduzenten jedoch ver-

stärkt an ihren neuen Standorten nach adäquaten Rohstoffen suchen. Daher wird es für die

Produzenten von Tonrohstoffen ökonomisch immer bedeutender werden, spezifische Tonmi-

schungen zu produzieren, um eine verstärkte Kundenbindung aufzubauen. Zur Einhaltung

einer gleichbleibenden Tonqualität setzt dies bei den Abbaubetrieben eine weitgehende

Kenntnis der Entstehung und der Verteilung der Tonqualitäten in ihren Lagerstätten voraus,

um selektiv unterschiedliche Qualitäten gewinnen zu können. Die Kenntnis der an der Tonla-

gerstättenbildung beteiligten Prozesse ist daher ein wichtiger Beitrag zum Verständnis der

Verteilung der Qualitäten innerhalb einer Lagerstätte und damit zum Qualitätsmanagement.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

1.1 Grundzüge der Entstehung von kaolinitischen Tonen - Geowissen-

schaftliche Grundlagen

Der Begriff „Ton“ wird unterschiedlich definiert. Es gibt Definitionen, die sich auf die Korn-

größe, die Eigenschaften, die geologische Entstehung oder den industriellen

Verwendungszweck des Materials beziehen (Lorenz & Gwosdz 1997).

Die geologische Definition beruht auf der Korngröße. Demnach sind Tone Sedimente, die

überwiegend aus Komponenten der Korngröße <2 µm bestehen. Diese Definition von Tonen

basiert auf der Korngrößenskala nach Wentworth (1922). Da in der Tonfraktion <2 µm Ton-

minerale in besonderem Maße angereichert sind, besitzen Tone spezifische physikalische

Eigenschaften. Im Gegensatz zu den meisten anderen Lockergesteinen reagieren sie plastisch.

Millot (1970) definiert Tone nach ihrer Genese als feinkörnige, von Flüssen mit der Strömung

transportierte, detritische aufgearbeitete Überreste eines Ausgangsgesteins, des Verwitte-

rungsbereichs und des Bodens. Heim (1990) bezeichnet Tone als das Endprodukt der

Sedimententwicklung unter oberflächennahen Bedingungen.

In dieser Arbeit wird als “Ton“ ein feinkörniges sedimentäres Lockergestein definiert, das an

Tonmineralen deutlich angereichert ist, weitgehend plastisch reagiert und dessen Korngrö-

ßenverteilung in der Fraktion <2 µm ein Maximum besitzt.

Kaolinite sind das Haupttonmineral terrestrischer Tone (Meunier 2005). Nach Störr (1993)

und Lorenz & Gwosdz (1997) können feinstkörnige, kaolinitreiche Erosionsprodukte kaolini-

tischer Verwitterungskrusten und Bodenhorizonte, die nach Erosion und Transport im

terrestrischen Bereich (limnisch, fluviatil, brackisch) zur Sedimentation gelangen, als kaolini-

tische Tone oder Kaolintone bezeichnet werden.

Häufig werden die Begriffe kaolinitischer Ton, sekundärer Kaolin, sedimentärer Kaolin und

umgelagerter Kaolin synonym verwendet (Lorenz & Gwosdz 1997), da einige Autoren kaoli-

nitische Tone als das Produkt einer lokalen Umlagerung autochthoner Kaoline im Sinne eines

Massentransports ansehen. Auf die Bezeichnungen sekundärer Kaolin oder umgelagerter

Kaolin wird im Zuge dieser Arbeit verzichtet. Kaolinitische Tone, die eine spezifische Zu-

sammensetzung und die Eigenschaften eines Kaolins besitzen, werden als sedimentäre

Kaoline bezeichnet.

Die Prozesse der Verwitterung, der Pedogenese, der Erosion, des Transports und der Sedi-

mentation führen zu einer Anreicherung der durch Kaolinit dominierten stabilen Tonminerale

im sedimentären Ablagerungsraum (Abb. 1). Der Einfluss diagenetischer Prozesse auf die

Zusammensetzung der Silikate wenig verfestigter Tone ist nach Velde (1995b) als gering ein-

zustufen.

Abb. 1: Schematische Skizze der Genese kaolinitischer Tone

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Die Bildungsprozesse können nach Heim (1990) vier Bereichen zugeordnet werden, die für

die Entstehung von Tonablagerungen elementar sind:

• Prozesse der Zerkleinerung primärer Gesteine und Minerale

• Erosions- , Transport- und Sedimentationsprozesse

• Selektions- und Differenzierungsprozesse

• Neo- und Transformationsprozesse im wässrigen Verwitterungs- und Sedimentati-

onsmilieu

Krumb (1998) konkretisiert die Punkte von Heim (1990) indem er, ausgehend von den lager-

stättenbildenden Prozessen, die möglichen Einflussgrößen auf die Bildung sedimentärer

tonkeramischer Rohstoffe in einer Abbildung schematisch zusammenfasst (Abb. 2).

Abb. 2: Mögliche Einflussgrößen bei der Bildung sedimentärer tonkeramischer Rohstoffe (Krumb 1998 / Abb. 98)

Kaolinitische Tone sind nach Krumb (1998) die Stillwasserfazies sehr komplexer terrestri-

scher, fluviatiler und limnischer Sedimentationsräume, die deutliche fazielle Gliederungen

aufweisen können. Die von ihm untersuchte kaolinitische Verwitterung ist damit der Beginn

einer komplexen Prozesskette, als deren Endprodukt kaolinitische Tone entstehen können.

Die in Abbildung 2 genannten Prozesse und Einflussgrößen sind von äußeren Faktoren ab-

hängig. Sie steuern die Prozesse, indem sie die physikalischen und chemischen Bedingungen

der Bildung der Kaoline und Tone festlegen (vgl. Krumb 1998).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Die bedeutendsten Faktoren sind:

• Klima

• Vegetation

• Drainage (Geomorphologie und Relief)

• Ausgangsgestein

• Gesteins- und Bodengefüge

• Tektonische Position

• Zeit (Bildungszeitraum)

Bisher sind keine Untersuchungen über Tonlagerstätten veröffentlicht, die alle Faktoren und

Prozesse berücksichtigen und in ihrer Gesamtheit betrachten.

Es ist unzweifelhaft, dass durch Umlagerung primärer Kaoline kaolinitische Tonlagerstätten

entstehen. Zahlreiche Autoren (u.a. Lasch 1970, 1973, Buchwald 1971, Störr 1975, Keller

1977, Pruett & Murray 1993, Devaraju, Khoshroo & Ugarkar 1994, Hurst & Pickering Jr.

1997) bestätigen in ihren Untersuchungen die Herkunft kaolinitischer Tone und sedimentärer

Kaoline aus den kaolinitischen Verwitterungskrusten angrenzender Gesteinskomplexe durch

Vergleich der chemischen und mineralogischen Zusammensetzung der Gesteine. Die zahlrei-

chen und sehr unterschiedlichen Prozesse der Tonbildung führen jedoch dazu, dass

kaolinitische Tone meist variabler zusammengesetzt sind als die Kaoline, aus denen sie ent-

stehen (Lasch & Thiergärtner 1981). Die Mineralogie der Tone ist meist auf die

Zusammensetzung der Feinstfraktion einer oder bei Mischung auch mehrerer Quellen zurück-

zuführen (Hillier 1995). Kaolinitische Tone können auch dann entstehen, wenn eine

Mischung des kaolinitischen Verwitterungsschutts mit Detritus stattfindet, der nicht aus Kao-

linen stammt. Daher ist die einseitige Interpretation kaolinitischer Tone als kaolinderivate

Fazies nicht angebracht.

Die mineralogische Zusammensetzung kaolinitischer Tone wird durch Kaolinit, manchmal

auch durch Kaolinit und Quarz dominiert. Als Nebengemengteile enthalten die Tone Glim-

merminerale wie Illit und Muskovit, Tonminerale wie Smektite und Chlorite sowie Quarz und

Feldspatreste. Organische Substanz in Form von Torf und Braunkohle ist ein weiterer häufi-

ger Bestandteil der Tone. Sie kann bis zu mehreren Prozent angereichert sein. Die Farbe der

Tone ist deshalb häufig braun bis schwarz. Fe kann je nach Redoxverhältnissen als Oxid oder

in Form von Pyrit und Siderit auftreten. Dementsprechend können die Tone auch grünlich

oder rötlich gefärbt sein (u.a. Buchwald 1971, Lorenz & Gwosdz 1997). Im englischsprachi-

gen Raum werden Fe- und Ti-arme und sehr plastische kaolinitische Tone als „ball clays“

bezeichnet (Störr 1993). Plastische, sehr kaolinitreiche und illit-arme Varietäten werden auch

„Fire Clays“ genannt, da sie wegen des hohen Al2O3-Gehalts im Feuerfestbereich zur Anwen-

dung gelangen (Lorenz & Gwosdz 1997).

Grundlegende Voraussetzung der Genese kaolinitischer Tone ist die Verwitterung feldspatrei-

cher, saurer bis intermediärer Ausgangsgesteine. Unter humiden gemäßigten bis tropischen

Klimaten verwittern solche Gesteine zu Kaolin, und es entstehen kaolinitische Verwitterungs-

krusten (Störr 1983). Eine Unterteilung zwischen Bodenhorizont und Verwitterungszone der

Verwitterungskruste ist nach Righi und Meunier (1995) bei der Analyse der Verwitterungs-

krusten aus praktischen Gesichtspunkten vorzunehmen (Abb. 3). Innerhalb eines Profils ist

eine klare Abgrenzung zwischen Kaolin und Bodenhorizont häufig jedoch nicht möglich. Der

Boden sollte jedoch als eigenständiger Horizont behandelt werden, da er oberflächennah von

Organismen besiedelt ist, nach deren Absterben in tieferen Bodenbereichen eine Durchmi-

schung von organischer und anorganischer Bodensubstanz stattfindet.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Unter dem Kaolin folgt eine Verwitterungszone, die noch das Gefüge des Ausgangsgesteins

aufweist. Dieser Bereich wird als „Saprolith“ bezeichnet. Darunter befindet sich das unverwit-

terte Ausgangsgestein (Abb. 3).

Abb. 3: Idealisiertes Profil einer kaolinitischen Verwitterungskruste über einem sauren Ausgangsgestein (verän-

dert nach Righi & Meunier 1995)

Die Ausbildung mächtiger Verwitterungskrusten ist nach Petrov (1967), Cechomsky (1968),

Störr (1976, 1983) und Murray & Keller (1993) von folgenden wesentlichen Voraussetzungen

abhängig:

• Einer Periode langanhaltender tektonischer Ruhe, um eine ungestörte, intensive che-

mische Verwitterung zu gewährleisten.

• Einem tropischen bis gemäßigten feuchtwarmen Klima für eine intensive chemische

Verwitterung, sowie einer ausreichenden Wasserbewegung zum Transport gelöster Io-

nen.

• Von den Primärgesteinen, die instabile Mineralphasen enthalten und eine ausreichende

Drainage des Systems gewährleisten müssen.

Im Zuge der kaolinitischen Verwitterung, der Kaolinisierung, werden aus den primären Mine-

ralen des Ausgangsgesteins unter sauren bis neutralen pH-Bedingungen bevorzugt die

Alkalien und Erdalkalien herausgelöst und mit der Porenlösung abgeführt, wodurch sich we-

niger mobile Elemente wie Si, Fe, Al und Ti relativ anreichern. Hierdurch werden sekundäre

Mineralphasen, meist Tonminerale, Fe- und Ti-Oxide sowie –Hydroxide gebildet (vgl. Millot

1970, Störr 1983, Nahon 1991, Righi & Meunier 1995, Meunier 2005).

Nahon (1991) beschreibt den Prozess der Lösung einer primären Silikatphase im Zuge der

Verwitterung in folgender vereinfachter Form:

primäre Silikatphase + H2O + CO2 ⇒ gelöste Ionen (Na+, K+, Ca2+, Mg2+, H4SiO4) +

residuale Mineralphase

Kaolinit wird überwiegend durch Neubildung (Neoformation) aus Kalifeldspat unter Abfuhr

von SiO2 und K gebildet,

2KAlSi3O8 + 3H2O ⇒ Al2Si2O5(OH)4 + 4SiO2 + 2K(OH)

Kalifeldspat Kaolinit

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

jedoch auch durch Umbildungsprozesse (Transformation) von Glimmern und Plagioklasen

(Nahon 1991, Krumb 1998, Meunier 2005).

Im Anfangsstadium der Kaolinisierung entstehen kationenreiche Tonminerale wie Smektite,

Vermikulite und Mixed-Layer-Minerale neben Illit und Kaolinit (Abb. 4). Mit zunehmender

Drainage und Abfuhr von Kationen werden die quellfähigen Dreischichtsilikate instabil und

es entstehen vermehrt Kaolinite und Illite (Heim 1990, Righi & Meunier 1995). Die durch

Kaolinit dominierten Tonmineralphasen bilden zusammen mit Ti- und Fe-Oxiden sowie –

Hydroxiden, Residualphasen wie Quarz, Zirkon und Relikten des Ausgangsgesteins die typi-

sche Mineralassoziation eines Kaolins (Heim 1990).

Je nach Art der Drainage und den chemischen Bedingungen kann die Abfuhr von Alkalien

und Erdalkalien verstärkt oder vermindert sein, weshalb Kaoline auch erhöhte Anteile von

Dreischichttonmineralen (Smektite, Illit/Muskovit, Vermikulit, Mixed-Layer-Minerale) ent-

halten können (Abb. 4).

Bei sehr hohem Fluidfluß entsteht unter humiden tropischen Klimaten über der Kaolinzone

meist eine mächtige Fe- und Al-reiche Lateritdecke (u.a. Harrassowitz 1926, Neumann 1954,

Valeton 1983, Heim 1990), aufgrund der verstärkten Abfuhr des SiO2.

Abb. 4: Vereinfachtes Schema der Verwitterung eines sauren Ausgangsgesteins

In den Hangendbereichen der kaolinitischen Verwitterungskruste führen bodenbildende Pro-

zesse zu einer Durchmischung der Komponenten der Verwitterungszone mit der organischen

Bodensubstanz. Somit sind Böden als eine komplexe Mischung aus Mineralen, organischer

Substanz und Wasser zu bezeichnen (Dixon 1998).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Die Zufuhr der organischen Substanz erfolgt über die Vegetation und Bodenorganismen. Da-

her ist im Boden, im Gegensatz zu den tieferen Profilbereichen, eine wesentliche biologisch-

chemische Verwitterung, hervorgerufen durch mikrobielle Aktivität zu verzeichnen. Die che-

mische Verwitterung ist zumeist intensiviert, da das System offen ist und H und O sowie

organische und anorganische Säuren in großen Mengen zur Verfügung stehen. Es werden je

nach den physikalisch-chemischen Bedingungen Prozesse der Verwitterung, der Humifizie-

rung, der Gefügebildung und der Stoffumlagerung wirksam, die in die Tiefe voranschreiten

und zur Ausbildung unterschiedlicher Bodenhorizonte führen (Mai 1995, Righi & Meunier

1995, Scheffer & Schachtschabel 1998, Meunier 2005).

Aus der Untersuchung rezenter Böden und Paläoböden geht hervor, dass in den Bodenhori-

zonten infolge einer zunehmenden Transformation von Dreischichtsilikaten und durch Lösung

und Neubildung von Kaoliniten die Mineralzusammensetzung der Kaoline noch einmal um-

fassend verändert werden kann (u.a. Jasmund et al. 1976, Felix-Henningsen 1990, 1995, 2000,

Righi & Meunier 1995).

Da die tertiären Paläoböden der Kaolinprofile zumeist erodiert und damit der Untersuchung

nicht mehr zugänglich sind, ist über deren Entwicklung nur wenig bekannt. Die meisten Auto-

ren (Harrassowitz 1926, Neumann 1954, Buchwald 1971, Valeton 1983) sehen in den

tertiären in-situ-Kaolinen Mitteleuropas die tieferen Bereiche lateritischer Profile (Latosole).

Dementsprechend deuten sie die kaolinitischen Tone als lateritderivate Fazies. Valeton (1983)

bezeichnet sie eindeutiger als eine spezielle Fazies der „red beds“ mit einer hohen chemi-

schen, jedoch nur geringen texturellen Reife. In den letzten Jahren wird für die tertiären

mitteleuropäischen Paläoböden über kaolinitreichen Verwitterungszonen auch die Bildung

von Graulehmen, Fahlerden und Grauplastosolen diskutiert (Felix-Henningsen 1990, 1995,

Mai 1995, Krumb 1998).

Die Umlagerung von in-situ-Kaolinen beginnt mit der Erosion des kaolinitischen Detritus

durch Wasser und Wind. Zunächst sind die oberen Zonen und damit die Bodenhorizonte der

kaolinitischen Verwitterungskruste betroffen. Nach dem Transport gelangen die Komponen-

ten dann in einem sedimentären Umfeld zur Ablagerung (Velde 1992, 1995a). Nach Velde

(1992) ist die Tonmineralzusammensetzung von Böden bei bisherigen Untersuchungen von

Erosionsprozessen nahezu ignoriert worden, weshalb zukünftig eingehende Studien notwen-

dig sind. Untersuchungen über das Erosions- und Transportverhalten von in-situ-Kaolinen

oder kaolinitischen Verwitterungskrusten existieren daher bislang nicht.

Im Zuge des Transports erfolgt die hydraulische Klassierung des Kaolins. Die Dichte und die

Korngröße der Komponenten sind hierfür die ausschlaggebenden Kenngrößen (Füchtbauer

1988a). Kaolinitische Tone sind typische Repräsentanten einer kontinentalen Stillwasserfazies

(Velde 1995a). Nach Jasmund et al. (1976) besitzen Zwei- und Dreischichtsilikate ein unter-

schiedliches Flockungs- und Sedimentationsverhalten, weshalb Kaolinite meist kurzstreckig,

Dreischichtsilikate hingegen über weite Strecken transportiert werden. Die kaolinitischen To-

ne befinden sich nach ihrer Umlagerung diskordant eingeschaltet in Sedimentationsbecken

innerhalb des Verbeitungsgebiets der kaolinitischen Verwitterungskruste oder in einem an-

grenzenden Sedimentationsraum (Störr 1976).

Nach Hermanns (1992) ist in den tertiären Sedimenten der südlichen Niederrheinischen Bucht

die umgekehrte Abfolge der Saprolithzone des Rheinischen Schiefergebirges zu erkennen.

Die Zusammensetzung der Sedimente ist demnach direkt auf die Umlagerung der meso-

zoisch-tertiären Verwitterungskruste zurückzuführen. Köster (1969) vermutet nach Analyse

der Spurenelemente von in-situ-Kaolinen, dass es möglich ist, durch den Vergleich der Spu-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

renelemente der Kaoline und der umgelagerten Tone die Herkunft toniger Sedimente zu

bestimmen, wenn diese keiner weiteren diagenetischen Veränderung unterlagen. Lasch &

Thiergärtner (1981) konnten jedoch nach der statistischen Auswertung chemischer Analysen

kaolinitische Tone keinem spezifischen in-situ-Kaolin zuordnen.

In den letzen Jahrzehnten untersuchten zahlreiche Autoren die chemische Zusammensetzung

und die morphologische Ausbildung der Kaolinite der in-situ-Kaoline und der umgelagerten

kaolinitischen Tone bzw. sedimentären Kaoline. Muller & Calas (1993) und Muller et al.

(1995) konnten zeigen, dass Bodenkaolinite im Gegensatz zu Kaoliniten im sedimentären

Umfeld einen erhöhten Fe-Gehalt aufweisen, jedoch V-arm sind. Drummond et al. (2001)

vergleichen die Kaolinite von in-situ-Kaolinen mit denen eines nur kurzstreckig umgelagerten

Bodenkaolins und gelangen zu dem Ergebnis, dass der Kaolinit des Bodenkaolins feinkörni-

ger, schlechter kristallisiert und ungleichförmiger ausgebildet ist. Ähnliche Ergebnisse sind

den Arbeiten von Galan et al. (1980) sowie Devaraju et al. (1994) zu entnehmen, die Kaolini-

te von in-situ-Kaolinen mit denen umgelagerter kaolinitischer Tone verglichen. Unterschiede

in der Kristallinität des Kaolinits beruhen höchstwahrscheinlich auf der unterschiedlichen

Korngröße der Kaolinite der Kaoline und der Tone (vgl. Lasch 1969, Brandl 1991). Worauf

Unterschiede in der Kristallinität von Kaoliniten gleicher Korngröße in Kaolinen und kaolini-

tischen Tonen zurückzuführen sind, konnte bisher von niemandem abschließend geklärt

werden. Vermutet werden die Neubildung von feinkörnigen, schlecht kristallisierten, bzw.

chemisch gegenüber dem Saprolith veränderten Kaoliniten in Bodenhorizonten (Felix-

Henningsen 1990, 1995, Melo et al. 2001), die mechanische Aufarbeitung des Kaolinits im

Zuge des Transports (Galan et al. 1980, Brandl 1991) sowie der Einfluss organischer Lösun-

gen (Brandl 1991).

Die zunehmende Auflast überlagernder Sedimente führt nach der Sedimentation zu einer

Kompaktion kaolinitischer Tone. Hierdurch wird das Kartenhausgefüge der Tonminerale des

Sediments in ein orientiertes Gefüge überführt. Die Tonminerale werden eingeregelt und

Porenwasser entweicht (Abb. 5). Die Porosität der Tone verringert sich damit auf 10-20 %,

weshalb kaolinitische Tone grundwasserstauende Horizonte bilden (vgl. Meade 1966, Berner

1980, Füchtbauer 1988b, Velde 1995b, Meunier 2005).

Da kaolinitische Tone als Lockergesteine keiner umfangreichen Versenkung in die Tiefe

unterlagen, sind sie im Regelfall durch eine schwache Kompaktion eingeregelt, aber nur in

geringem Maße verfestigt. Daher sind ausschließlich diagenetische Prozesse für die Genese

kaolinitischer Tone von Bedeutung, die in einer frühen Phase erfolgen. Unter dem Begriff

„Frühe Diagenese“ sind nach Berner (1980) Prozesse zusammenzufassen, die bei der

Versenkung von Lockersedimenten bis in wenige hundert Meter Tiefe unter Wassersättigung

der Poren eines Sediments auftreten. Sie stellen den Beginn der Verfestigung eines Sediments

dar. Die physikalischen, biologischen und chemischen Prozesse der frühen Diagenese beruhen

auf der Erhöhung des Drucks infolge der Ablagerung von Sedimenten über den Tonen,

Temperaturerhöhung innerhalb des Sediments spielt nur eine untergeordnete Rolle (Berner

1980).

Abb. 5: Kompaktion eines Tonsediments (nach Velde 1995b)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Die Wassersättigung des Tonsediments verhindert den Zutritt von Sauerstoff aus der Luft.

Nur die ersten Zentimeter eines Sediments sind durch Sauerstoff belüftet. Darunter ist das

Milieu anoxisch (Berner 1980). Anaerobe Mikroorganismen zersetzen daher das organische

Material der Tone. Unter diesen Bedingungen wird es zunächst biochemisch zu Torf, bei Zu-

nahme des Inkohlungsgrades zu Braunkohle degradiert.

Nach Velde (1995b) findet bei Versenkung eines Sediments bis ca. 1 km Tiefe nahezu keine

Silikattransformation statt, da der thermische Gradient mit 25 bis 40°C/km zu gering ist. Um-

und Neubildungen von Silikaten innerhalb wenig verfestigter Tone sind im Stadium der frü-

hen Diagenese daher auch selten beschrieben worden (Meunier 2005). Der Einfluss

diagenetischer Prozesse auf kaolinitische Tone und sedimentäre Kaoline ist seit einigen Jah-

ren jedoch umstritten (Dombrowski 1993).

Die Genese des bisher überwiegend als sedimentärer Kaolin bezeichneten amerikanischen

Georgia Kaolins ist nach Hurst & Pickering Jr. (1997) auf postsedimentäre frühdiagenetische

Prozesse zurückzuführen und nicht auf die Umlagerung eines sehr reinen in-situ-Kaolins.

White et al. (1993) gelangen bei ihrer Untersuchung grauer Kaoline aus Georgia zu einem

ähnlichen Ergebnis. Sie beobachten die frühdiagenetische Bildung hochkristallinen vermifor-

men authigenen Kaolinits im Sediment. Hurst & Pickering Jr. (1997) bezweifeln, dass eine

sedimentäre Bildung wirtschaftlicher Kaoline durch die Umlagerung eines primären Kaolins

überhaupt möglich ist. Zudem weisen sie darauf hin, dass rezent weltweit keine Bildung se-

dimentärer Kaoline stattfindet. Sie vermuten, dass sich in Georgia kaolinit- und

dreischichtsilikatreiche Tonsedimente durch mikrobielle Reaktionen unter Abbau organischer

Substanz in einem dysoxischen Milieu in sehr reine und weiße Kaoline umgewandelt haben.

Die Bildung sedimentärer Kaoline ist demnach auf Diageneseprozesse zurückzuführen.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

1.2 Die Verwendungsmöglichkeiten kaolinitischer Tone

Die Anwendungsgebiete kaolinitischer Tone sind sehr zahlreich. So werden sie u.a. als

Grundversatz in der feinkeramischen Industrie und in der Feuerfestindustrie sowie als Zusatz-

tone in der Ziegelindustrie verwendet. Darüber hinaus ist die Anwendung als Füllstoff in der

chemischen, kosmetischen und pharmazeutischen Industrie sowie die Verwendung als Depo-

nieton weit verbreitet. Jede Anwendung stellt unterschiedliche Anforderungen an den

Rohstoff.

Kaolinitische Tone in der feinkeramischen Industrie müssen eine sehr spezifische mineralo-

gische und chemische Zusammensetzung aufweisen. Die in der Feinkeramik eingesetzten

kaolinitischen Tone bestehen meist aus Kaolinit, Illit und Quarz (vgl. Krause et al. 1971,

1981). Sie sollten zudem erhöhte Anteile an Feinsand aufweisen und einen geringen Anteil an

quellfähigen Dreischichtsilikaten, da hohe Brenntemperaturen von >1000°C zur Herstellung

der feinkeramischen Produkte benötigt werden. Die Tone sollten in der Regel zudem weiß bis

hellbrennend sein, weshalb ein geringer Fe-Gehalt aufgrund der färbenden Eigenschaften die-

ses Elements erwünscht ist. Die kaolinitischen Tone des Grundversatzes werden zur

Produktion feinkeramischer Massen mit unterschiedlichen Anteilen Quarz, Feldspat, Kaolin

oder Pegmatitsand versetzt (Krause et al. 1971, 1981). Sind die eingesetzten Tone sehr kaoli-

nitreich, so ist in Bezug auf die Plastizität und die Formgebungs- und

Trocknungseigenschaften die Kristallinität des Kaolinits zu beachten (vgl. Vogt & Vogt

2004). Eine Übersicht über die wichtigsten fertigungstechnischen Parameter für die kerami-

sche Anwendung kaolinitischer Tone erfolgt in Kapitel 2.9.

Nach Schüller (1993) zeigen Ziegeltone und -lehme eine breite Vielfalt in ihrer mineralo-

gisch-chemischen Zusammensetzung. Sie enthalten neben Kaolinit meist erhöhte Anteile

nicht-kaolinitischer Schichtsilikate, häufig glimmerartige Tonminerale und wechselnde Antei-

le Chlorit und Montmorillonit. Zudem können sie geringe Mengen Feldspat, Quarz,

Hornblenden, Karbonate und Sulfate sowie Oxide oder Sulfide enthalten. Neben der Korn-

größenfraktion <2 µm sollten Ziegeltone auch größere Mengen Feinsand enthalten, um

optimale Trocknungseigenschaften zu gewährleisten. Winkler (1954) hat die optimale Korn-

größenverteilung für verschiedene Ziegelprodukte ermittelt. Diese Eigenschaft der

Ziegelmasse bestimmt das Trocknungsverhalten maßgeblich (Schüller 1993). Durch den er-

höhten Flussmittelanteil (z.B. Feldspat) schmelzen Ziegeltone bei Temperaturen von 950 bis

1200°C (Lorenz & Gwosdz 1997). Aufgrund der unterschiedlichen Zusammensetzung ist ihre

Farbe nach dem Brennen sehr variabel. Kaolinitische Tone werden in der Ziegelindustrie als

Zusatztone eingesetzt, um spezifische Produkteigenschaften der Ziegeltonmasse, wie Plastizi-

tät und Korngrößenverteilung, zu verbessern (Schmidt-Reinholz & Schmidt 1995). Es werden

in der Praxis ca. 20-25 Masse-% des Tons der Ziegelmasse zugesetzt. Die Wirkung kaoliniti-

scher Tone auf Ziegeltonmassen kann in Abhängigkeit von der mineralogisch-chemischen

und granulometrischen Zusammensetzung sehr unterschiedlich sein. Daher müssen kaoliniti-

sche Tone vor ihrem Einsatz als Zusatztone eingehend auf ihre Eignung hin überprüft werden

(Schmidt-Reinholz & Schmidt 1995).

Kaolinitische Tone, die zur Herstellung von Schamottesteinen und Schamotte in der Feuer-

festindustrie eingesetzt werden, sollten in einem Temperaturbereich ab 1500°C sintern,

weshalb sie nur geringe Flussmittelgehalte besitzen dürfen (Schüller 1993, Lorenz & Gwosdz

1997). Sie enthalten überwiegend feinstkörnigen fehlgeordneten Kaolinit mit geringen Antei-

len Quarz und Illit. Akzessorisch können sie Chlorit, Smektit, Siderit, teilweise auch Pyrit

enthalten. Hochfeuerfeste Tone (>1800°C) sollten zudem nur wenig organische Substanz

aufweisen, um die Brennschwindung nicht zu fördern (Lorenz & Gwosdz 1997).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Kaolinitische Tone werden zudem in der chemischen, der kosmetischen und der pharmazeuti-

schen Industrie als Füllstoffe und Bindetone industriell eingesetzt. Nach Lorenz & Gwosdz

(1997) sollten die Tone recht feinkörnig sein und einen hohen Kaolinitanteil besitzen. Der

Anteil toxischer Substanzen, so z.B. von Schwermetallen, Chloriden und Arsen, sollte für die

Anwendung als Füllstoff in der pharmazeutischen Industrie oder als Bindeton für Futtermittel

sehr gering sein. Der Rohstoff muss für diese Anwendungen die rechtlichen Anforderungen

des jeweiligen Landes erfüllen. Richtwerte bezüglich der Zusammensetzung kaolinitischer

Tone für unterschiedliche Einsatzgebiete in der chemischen, der kosmetischen und der phar-

mazeutischen Industrie können Lorenz & Gwosdz (1997) entnommen werden.

Kaolinitische Tone werden nach Müller-Vonmoos & Köhler (1993) auch als Teil multimine-

ralischer Deponieabdichtungen verwendet. Es handelt sich um die mehrlagige Abdichtung

von Deponien, in denen quellfähige und nicht quellfähige Tonabdichtungen kombiniert wer-

den. Illit- und kaolinitreiche Tone sind oftmals sehr feinkörnig und besitzen ein geringes

Schadstoffrückhaltevermögen. Aus diesem Grunde werden sie über einer bentonitischen Ton-

schicht eingebracht, um diese vor eindringendem Sickerwasser zu schützen. Die bentonitische

Schicht besitzt ein hohes Schadstoffrückhaltevermögen. Für den Fall, dass über die obere kao-

linitische Tonschicht Schadstoffe eindringen, werden diese in der unteren Tonschicht

gebunden und zurückgehalten. In der Deponietechnik eingesetzte kaolinitische Tone müssen

daher sehr feinkörnig, quarzarm und wasserundurchlässig sein (Müller-Vonmoos & Kohler

1993). Das Scher- und Quellverhalten der Tone ist jedoch zu berücksichtigen, da die mecha-

nische Stabilität der eingebauten Schicht gewährleistet sein muss. Smektitreiche Tone weisen

eine geringe Scherfestigkeit auf und sind quellfähig. Daher sollte der Smektit-Gehalt von kao-

linitischen Tonen, die in der Deponietechnik eingesetzt werden, nicht sehr hoch sein.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

1.3 Die Bildung kaolinitischer Tone in Sachsen und Sachsen-Anhalt –

Stand der Kenntnis

Eine umfassende Darstellung der Rahmenbedingungen der Tonlagerstättenbildung in Sachsen

und Sachsen-Anhalt erfolgt in Kapitel 6.1.

1.3.1 Die jungmesozoisch-tertiäre kaolinitische Verwitterungskruste

Nach Petrov (1967 und 1968) sind weltweit verschiedene Epochen der Entstehung mächtiger

Verwitterungskrusten zu unterscheiden. Die jüngsten Bildungen in Europa sind tertiären Al-

ters. Kaoline einer jungmesozoisch-tertiären Verwitterungszone sind in Europa von SW-

England über die Bretagne, das Rheinische Schiefergebirge, über Ostdeutschland und Polen

bis in den Ural nachweisbar (Felix Henningsen 1990).

Kaolinitische Tone eozänen bis miozänen Alters sind in Sachsen-Anhalt, Thüringen und

Sachsen, im Bereich des Geiseltals bei Halle, in der Leipziger Tieflandsbucht und in der Lau-

sitz weit verbreitet. Damit ist diese Region eines der bedeutendsten Tonbergbaureviere

Europas. Hier wurden in den letzten Jahrhunderten dutzende Kaolin- und Tonlagerstätten ab-

gebaut, von denen heute jedoch nur noch wenige in Betrieb sind. Über dem prätertiären

Grundgebirge der Region bildete sich von der Oberkreide bis in das Miozän hinein eine

mächtige kaolinitische Verwitterungskruste (Abb. 6), die bereits während des Tertiärs weitge-

hend abgetragen wurde (Störr 1975, Störr 1983). Sie blieb nur dort vor Erosion geschützt, wo

sie durch Bedeckung konserviert wurde, weshalb sie rezent noch reliktisch erhalten ist (Abb. 6).

Abb. 6: Rezente Verbreitung der oberkretazisch-tertiären Verwitterungskruste in Sachsen-Anhalt, Thüringen und

Sachsen (Grunge 1999 nach Störr 1983)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Das heutige Verbreitungsgebiet der kaolinitischen Verwitterungskruste reicht über den Nord-

rand und die nördlichen Grundgebirgseinheiten der Böhmischen Masse bis nach Polen hinein,

im Westen endet es in einem Bereich westlich von Halle (Abb. 6). Die nördliche Begrenzung

ist nicht eindeutig zu ermitteln, da die Kruste von mächtigen tertiären und quartären Gesteins-

serien überlagert wird. In den südlichen Bereichen befinden sich einige isolierte kaolinitische

Verwitterungsrelikte inmitten frischer Basementgesteine (Störr 1976).

Mitteleuropa war im Alttertiär Teil eines Rumpfinselarchipels, das im Süden durch die Tethys

und im Westen und Nordwesten durch den Atlantik und die tertiäre Nordsee begrenzt wurde

(Abb. 7). Nach Skandinavien im Nordosten bestand periodisch eine Landverbindung, die je-

doch durch Zufuhr von Warmwasserströmungen aus dem Osten entlang der Dänisch-

Polnisch-Ukrainischen Meeresstraße temporär unterbrochen wurde (Krutzsch et al. 1992).

Nördlich der Böhmischen Masse prägten Ästuare mit weit ausgedehnten Küstentiefländern

die tertiäre Landschaft zwischen Helmstedt, dem Weißelster-Becken und der Niederlausitz

(Abb. 7). Dazwischen und südlich davon befanden sich Bereiche, die von der Oberkreide bis

in das Miozän hinein durchgehend kontinentalen Bedingungen unterlagen (Lotsch et al.

1969). Die Böhmische Masse war damit seit der Oberkreide weitgehend kontinental geprägt.

Lediglich zwei marine Transgressionen sind nachgewiesen, eine im mittleren Eozän und eine

im mittleren Oligozän (Krutzsch et al. 1992). Die langanhaltende tektonische Stabilität der

Region führte in der Oberkreide und im Alttertiär zu einer intensiven chemischen Verwitte-

rung und damit zur Ausbildung der mächtigen kaolinitischen Verwitterungskruste.

Abb. 7: Paläogeographie Mitteleuropas im Alttertiär (Krumb 1998 nach Krutzsch et al. 1992 / S.144)

Harrassowitz (1926) und nachfolgende Autoren (Neumann 1954, Buchwald 1971, Adam

1974, Valeton 1983) sehen in der kaolinitischen Verwitterungskruste Mitteleuropas Reste

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

einer ehemals flächendeckend verbreiteten Lateritdecke (Abb. 8), weshalb sie eine Genese

unter wechselfeuchten tropischen Klimaten voraussetzten.

Abb. 8: Modell der Kaolinbildung durch Lateritisierung (Krumb 1998 nach Neumann 1954)

Nach Neumann (1954) führte ein wechselfeuchtes tropisches Klima an der Wende Krei-

de/Tertiär zu einer verbreiteten Lateritisierung der Ausgangsgesteine (Abb. 8). Im Liegenden

der Lateritdecke entstand der Kaolin. Die Überdeckung bildete eine Fe-Kruste (Abb. 8, 2).

Durch die tertiäre, prä-eozäne Erosion der Lateritdecke und von Teilen des Kaolins entstand

eine Rumpffläche, die im Miozän durch tertiäre Sedimente und Braunkohlenmoore überdeckt

wurde (Abb. 8, 3 und 4). Durch die überlagernden Moore gelangten an organischen Säuren

reiche deszendente Wässer in die oberen Partien der Relikte der Verwitterungskruste und re-

duzierten u.a. das Fe. Das freigesetzte Fe wurde abgeführt, was zu einer Bleichung des

Kaolins führte. Ein Teil des Fe wurde als Pyrit, Markasit bzw. Siderit in der Verwitterungs-

kruste fixiert (Abb. 8, 4).

Schwarzbach (1966) und Störr et al. (1978) befürworten im Gegensatz zu Neumann (1954)

ein tertiäres feuchtes mesothermes Klima für die Bildung der Kaoline. Unter solchen klimati-

schen Bedingungen ist eine umfassende Lateritbildung nicht möglich. Mai (1981, 1995)

bestätigt diese klimatischen Angaben durch paläobotanische Analysen. Ein gemäßigtes im-

merfeuchtes Klima führte auch nach Böttger (1992) zur Kaolinisierung der Primärgesteine im

Süden Ostdeutschlands. Eine nachfolgende Bleichung der Kaoline durch überlagernde Torf-

moore bezweifeln die Autoren jedoch nicht. Die Analysen von Störr & Schwerdtner (1979)

belegen jedoch, dass die Bildung der Kaoline und der Moore auch zeitgleich erfolgte, daher

ist eine Überlagerung durch Kohlenmoore keine Voraussetzung der Kaolinisierung.

Krumb (1998) diskutiert die mögliche Entstehung der Kaoline aus Lateriten in ausführlicher

Weise. Er kommt zu dem Schluß, dass sich weder die klimatischen Bedingungen, die mächti-

gen Braunkohleserien im Hangenden vieler Kaoline, noch die Ausbildung der

Verwitterungskruste mit der Bildung mächtiger tertiärer Lateritdecken vereinbaren lassen.

Zudem weist er darauf hin, dass aus Deutschland keine Lateritrelikte, mit Ausnahme des Vo-

gelsbergs bekannt sind, was die Frage aufwirft, wo sich das Fe der tertiären Lateritdecke

rezent befindet.

Krumb (1998) gelangt bei seiner Analyse der Kaolinisierung in Sachsen zu dem Ergebnis,

dass sie als einphasiger Prozess anzusehen ist und nicht in mehreren Phasen erfolgte. Er be-

schreibt eine Kaolinisierung unter weitgehend gemäßigt humiden klimatischen Bedingungen.

Nur in kurzen Perioden wurden subtropische Bedingungen erreicht, die eine Ferralitisierung

zuließen. Er vermutet die Ausbildung lessive-artiger Bodenhorizonte über tiefgründig verwit-

terten Bereichen der Verwitterungskruste, die von subtropischen Lorbeerwäldern,

warmgemäßigten immergrünen Laubwäldern sowie sommergrünen Regenwäldern je nach

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

klimatischen Bedingungen bewachsen waren. In Vermoorungsbereichen herrschten Taxoi-

deen-Bruchwälder vor. Der hohe Humusgehalt des Bodens bewirkte die Bildung von

organischen Säuren, die den pH-Wert der Sickerwässer in den sauren Bereich verlagerten. Die

bevorzugt entlang von Störungen in die Tiefe eindringenden Sickerwässer leiteten die Mine-

raldegradation des Primärgesteins ein. Mit der Zeit wurden immer tiefere Bereiche des

Ausgangsgesteins in die Verwitterungszone mit einbezogen. Freigesetzte chemische Elemente

aus der Mineraldegradation wurden in gelöster Form oder an organo-metallische-Komplexe

gebunden mit dem Grundwasserabstrom abgeführt (Abb. 9).

Im Gegensatz zur Laterittheorie ist das Modell der Kaolinisierung nach Krumb (1998) deut-

lich abhängiger von Faktoren, die je nach Standort unterschiedlich ausgebildet sein können

(Abb. 9). Demnach beeinflussen das Klima, die Vegetation, das Ausgangsgestein, die Boden-

bildung, die tektonische Position und die Drainage des Gesteins entscheidend den Verlauf der

Kaolinisierung. Sie regulieren die chemischen Bildungsbedingungen und den Stofffluss in-

nerhalb der Verwitterungskruste (Abb. 9).

Abb. 9: Vereinfachtes zusammenfassendes Modell der Kaolinentstehung in Sachsen (Krumb 1998, S.187)

Zahlreiche Autoren (Lasch 1970, Buchwald 1971, Störr 1975, 1983) beobachteten in den ost-

deutschen Kaolinprofilen eine vertikale Zonierung. Im Liegenden des Profils, am Kontakt

zum unverwitterten Festgestein, befinden sich demnach dreischichtsilikatreiche, smektit- und

illitreiche grünliche kaolinitische Tone. Darüber befinden sich nach Buchwald (1971) häufig

rotgefärbte, unregelmäßig begrenzte Kaoline, die ähnlich zusammengesetzt sind wie der grü-

ne Kaolin. Im Hangenden treten vermehrt helle bis weiße Kaoline auf. Sie sind

dreischichtsilikatarm, da die Dreischichtsilikate bei zunehmender Verwitterungsintensität in

Kaolinit umgewandelt werden. Die helle Farbe des Kaolins ist nach Buchwald (1971) auf eine

sekundäre Bleichung durch saure Lösungen aus den überlagernden Torfmooren zurückzufüh-

ren. Krumb (1998) weist nach, dass nicht notwendigerweise eine Bleichung der Kaoline

erfolgte, sondern ein einphasiger Prozess der Kaolinisierung ausreichend ist, helle Kaoline zu

generieren.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

1.3.2 Die kaolinitischen Tone

In enger räumlicher Nachbarschaft zu den in-situ-Kaolinlagerstätten befinden sich in Sachsen

und Sachsen-Anhalt kaolinitische Tonlagerstätten (Abb. 10). Am Nordrand des prätertiären

verwitterten Grundgebirges liegen sie innerhalb isolierter und wannenartiger eozäner, bzw.

miozäner tertiärer Becken (Störr 1983). Weiter nördlich sind sie Teil der flächenhaft verbrei-

teten tertiären Abfolgen des angrenzenden norddeutschen Senkungsfelds (Abb. 10).

Abb. 10: Tertiärverbreitung in Nordsachsen – Quartär abgedeckt (nach der Geologischen Übersichtskarte des

Freistaates Sachsen 1:400000 des sächsischen Landesamtes für Umwelt und Geologie 1994)

Chemische und mineralogische Analysen (Adam 1969; Buchwald 1967, 1971; Lasch 1970,

Lasch 1973) sowie die Rekonstruktion der tertiären Paläoflusssysteme (Buchwald 1971,

Eissmann 1975) führten zu der Erkenntnis, dass die ostdeutschen kaolinitischen Tone Deriva-

te der oberkretazisch-tertiären kaolinitischen Verwitterungskruste sind. Durch zahlreiche

Untersuchungen ist nicht nur die Genese und die Zusammensetzung der kaolinitischen Ver-

witterungskruste in Sachsen und Sachsen-Anhalt gut untersucht (u.a. Harrassowitz 1926,

Neumann 1954, Buchwald 1967, 1971, Störr 1967, 1975, 1976, 1983, Adam 1969, Lasch

1970, Störr & Schwerdtner 1979 und Krumb 1998), sondern auch die räumliche Beziehung

und die Zusammensetzung des umgelagerten Materials in den Tonlagerstätten ist sehr gut

belegt (Adam 1969, Lasch 1969, 1970; 1973, Buchwald 1971, Störr 1975, Lasch & Thier-

gärtner 1981, Valtin & Ullrich 1991; Plüschke & Valtin 1992, Stedingk et al. 2005).

Buchwald (1971) untersuchte die Entstehung der miozänen kaolinitischen Tonlagerstätten der

Oberlausitz. Demnach wurde die Erosion intensiv kaolinisierter Bereiche des sächsisch-

böhmischen Grundgebirges (Abb. 11 A und B) durch oligozäne/miozäne epirogene Bewe-

gungen im Bereich der Lausitz hervorgerufen (vgl Adam 1969, Lasch 1969, 1973). Zuvor

erfolgte bereits im Eozän die Subrosion von Salzen des Oberen Buntsandsteins und des Zech-

steins im Liegenden der tertiären Becken in der Region von Halle (Thomae & Schroeter

1996) sowie im Weißelster-Becken und im Leipziger Tiefland (Walter 1992). Die erhöhte

Reliefenergie führte zur Umlagerung des Kaolins.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Die Komponenten der kaolinitischen Verwitterungskruste wurden erodiert und durch Flüsse

aus dem südlichen Bergland nach Norden in Richtung des norddeutschen Tieflands transpor-

tiert. Dort wurden sie hydraulisch klassiert und in Seen, bzw. in einer fluviatilen

Stillwasserfazies sedimentiert (Abb. 11 A-C). Eine zyklische Gliederung der tertiären Abfol-

gen durch eine oder mehrere „fining-upward-Sequenzen“ ist häufig zu beobachten (Adam

1968, Lasch 1969). Maßgebend für die Klassierung ist die Strömungsgeschwindigkeit des

Wassers. Zu Beginn einer Sedimentationsabfolge ist die Senkungstendenz des Beckens und

damit die Strömungsgeschwindigkeit im Allgemeinen hoch und es gelangen Sande und Kiese

zur Ablagerung. Mit abnehmender Absenkung sinkt die Strömungsgeschwindigkeit und

Schluffe und Tone werden sedimentiert. Bei weiterer Abnahme der Absenkung und damit der

Strömungsgeschwindigkeit erfolgt in nahezu stagnierenden Gewässern die Bildung ausge-

dehnter Moorgebiete, die eine Verlandung anzeigen und den Zyklus abschließen (Abb.11 D).

Die Überlagerung durch Braunkohlenmoore führte zu einer Bleichung der tertiären Sediment-

abfolgen und der Kaoline durch deszendente saure Lösungen (Abb. 11 D). Wird der

verlandete Bereich wieder geflutet, bzw. nimmt die Strömungsenergie wieder zu, so erfolgt

erneut die Sedimentation klastischer Sedimente über den Mooren und ein nachfolgenden Zyk-

lus beginnt (Abb.11 C, D). Die Zyklen sind häufig nicht vollständig ausgebildet und werden

durch regressive Phasen unterbrochen. In den Lagerstätten Sachsens sind meist mehrere Ab-

lagerungszyklen zu beobachten (Lasch 1969). Die kaolinitischen Tone befinden sich meist im

Liegenden mächtiger Braunkohleabfolgen oder sie bilden Zwischenmittel.

Kaolin

Kohlemoore

Tone

Sande

Nach Buchwald (1971)

Legende

Ausgangsgestein

Abb. 11: Entstehung der kaolinitischen Tone in Sachsen (verändert nach Buchwald 1971)

Die Moore und die organischen Komponenten der Tone liegen rezent als Braunkohle vor. Die

Überlagerung durch jüngere Sedimente initiierte einen Inkohlungsprozess, durch den aus den

Mooren im Laufe der Zeit Torf und später Braunkohlen entstanden. In den großen Braunkoh-

lelagerstätten des nördlichen Tieflands, beispielsweise der Niederlausitz und des

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

mitteldeutschen Braunkohlegebiets, werden Tone meist als Nebenprodukte der Braunkohle-

gewinnung abgebaut.

Die Herkunft des Verwitterungsmaterials der Tonlagerstätten in Sachsen und Sachsen-Anhalt

sowie die Zuordnung der Tone zu einer spezifischen Quelle (einem spezifischen Kaolin) wur-

de von mehreren Autoren auf einer genetisch-stofflichen (Lasch 1973, Lasch & Thiergärtner

1981, Valtin & Ullrich 1991) und auf geotektonischer Grundlage abgeleitet (Plüschke & Val-

tin 1992).

Lasch (1973) unterscheidet die Tonlagerstätten Sachsens nach ihrem Mineralbestand unter

regionalen geologischen und genetisch-stofflichen Aspekten. Er unterscheidet nach dem Aus-

gangsgestein zwischen:

1) Granodiorit-Kaolinton,

2) Granodiorit-Kaolinton mit Grauwacken-Kaolin-Beeinflussung,

3) Grauwacken-Kaolintonen und

4) Tonen, mit Anteilen umgelagerter Schieferzersätze.

Lasch & Thiergärtner (1981) überprüften die statistische Relevanz der Zuordnung von Lasch

(1969, 1973). Demnach sind die sächsischen Kaoline sehr homogen zusammengesetzt und

können stofflich gut von den Tonen abgegrenzt werden. Die Tone sind sich jedoch unterein-

ander so ähnlich, dass bei Unkenntnis der geotektonisch-paläogeographischen Position eines

Tons keine eindeutige Zuordnung zu einem Ausgangsgestein erfolgen kann.

Valtin & Ullrich (1991) schlagen am Beispiel der Kaoline und Tone auf dem Territorium der

ehemaligen DDR eine allgemeine Klassifizierung von Tonen aufgrund stofflich-genetischer

Kriterien vor. Sie unterscheiden drei Hauptgruppen nach ihren Gehalten an Kaolinit und Drei-

schichtsilikaten. Die Hauptgruppen können in verschiedene Untergruppen unterteilt werden.

In der ersten Gruppe werden dreischichtsilikatarme Kaolinittone, wie Granodiorit-Kaolintone

und Porphyr-Kaolintone zusammengefasst. Die zweite Gruppe enthält Kaolintone die drei-

schichtsilikatreich sind, wie z.B. Grauwacken-Kaolintone und Buntsandstein-Kaolintone. Die

dritte Gruppe umfasst Dreischichtsilikattone und diagenetisch bis niedrigmetamorph beein-

flusste Tonsteine und Tonschiefer. Die dreigeteilte übergeordnete Gruppierung ist gut

nachzuvollziehen und mineralogisch einfach zu überprüfen.

Plüschke & Valtin (1992) unterscheiden in Sachsen drei Tongruppen nach ihrer geologisch-

strukturellen Position. Die erste Gruppe umfaßt prätertiäre, nicht-metamorphe Lagerstätten

des südlichen Hebungsgebietes des sächsisch-böhmischen Grundgebirges. In einer zweiten

Gruppe fassen sie Tertiärtone zusammen, die sich im Norden des Grundgebirges innerhalb

kleiner kontinentaler Becken an der Grenze zwischen Hebungs- und Senkungsgebiet befin-

den, so z.B. Granodiorit-Kaolintone, Grauwacken-Kaolintone und Kaolintone des Meißener

und des nordwestsächsischen Vulkanitkomplexes. Die dritte Gruppe umfasst die tertiären To-

ne des nördlichen Senkungsraums, so z.B. die Tone des Lausitzer und mitteldeutschen

Braunkohlegebiets. Diese Klassifikation unterscheidet die Tone nicht genetisch-stofflich von-

einander. Daher ist sie für angewandte Fragestellungen nicht verwendbar.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

1.4 Offene Fragen

Die bisherigen Forschungsergebnisse lassen in Hinblick auf die Entstehung kaolinitischer

Tone noch viele Fragen offen. Nach Lasch & Thiergärtner (1981) und Brandl (1991) ist zu

schließen, dass die Kenntnis der Abstammung eines kaolinitischen Tons zwingend erforder-

lich ist, um Untersuchungen über Prozesse durchführen zu können, die auf die Tonminerale

während der Umlagerung einwirkten. Ist der Zusammenhang zwischen dem umgelagerten

Ton und der primären kaolinitischen Verwitterungsbildung weitgehend gesichert, so kann der

Versuch unternommen werden, unterschiedliche Prozesse der Entstehung kaolinitischer Tone

voneinander abzugrenzen. Diese Voraussetzungen sind für die Tone in Sachsen und Sachsen-

Anhalt weitgehend erfüllt.

Folgende Fragen sind Ausgangspunkte für die vorliegende Arbeit:

• Wie bildeten sich die kaolinitischen Tone in Sachsen und Sachsen-Anhalt; muss das

bisherige Genesemodell überarbeitet werden?

• Welche Prozesse sind für die Bildung kaolinitischer Tone von entscheidender Bedeu-

tung, und wie haben sie die chemisch-mineralogische Zusammensetzung beeinflusst?

• Sind Provenienzanalysen, beruhend auf einer chemisch-stofflichen Charakterisierung

der Tone und der Kaoline statistisch signifikant?

• Gibt es weitere Hinweise auf die Herkunft der Tone?

• Welche Mengen an Kaolin wurden umgelagert?

• Ist es möglich, mit Hilfe der Kenntnis der Herkunft und der Zusammensetzung der

Tone auf die Genese der Kaoline zu schließen? Ist das Modell der Kaolinlagerstätten-

bildung zu modifizieren?

• Besitzen die Kaolinite der Kaoline und Tone eine unterschiedliche Kristallinität, bzw.

sind sie in unterschiedlichem Maße einlagerungsfehlgeordnet ?

• Welche fertigungstechnischen Eigenschaften besitzen kaolinitische Tone und wie

beeinflust der Kaolinit die anwendungstechnischen Parameter?

• Welche für die Anwendungstechnik wichtigen Parameter der Tone sind vom Aus-

gangsgestein „ererbt“ und welche durch nachfolgende Prozesse beeinflusst? Existieren

solche vom Ausgangsgestein „ererbten“ technischen Parameter?

• Sind allgemeine Aussagen über die Anwendbarkeit von Tonen auf Grundlage der

Kenntnis ihrer Herkunft seriös?

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

2 Untersuchungsobjekte und -methoden

2.1 Kaolinton-Lagerstätten in Sachsen und Sachsen-Anhalt – Geologischer

Rahmen

Zwei Arbeitsgebiete wurden ausgewählt in denen drei Kaolin- und vier Tonlagerstätten be-

probt wurden (Abb. 12).

Abb. 12: Vereinfachte geologische Karte Nordsachsen – Quartär abgedeckt (Sächsisches Landesamt für Umwelt

und Geologie 1994 / nach der geologischen Übersichtskarte des Freistaats Sachsen 1:400000 vereinfacht)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Ein Arbeitsgebiet befindet sich im Osten Sachsens, am Nordrand des Sächsisch-Böhmischen

Grundgebirges. Hier lagern in Caminau und Wiesa in-situ-Kaoline über proterozoischen Gra-

nodioriten (Abb. 12). Nicht weit davon entfernt liegen in Wetro und Guttau kaolinitische

Tonvorkommen im Bereich kleiner, weitgehend isolierter tertiärer Becken, am Übergang der

Grundgebirgseinheiten der Oberlausitz zu den flächenhaft verbreiteten tertiären Sedimenten

der Niederlausitz. Die tertiären Sedimente überdecken hier Teile der kaolinitischen Verwitte-

rungskruste, so beispielsweise in der Kaolin- und Tonlagerstätte Wiesa. Hier sind

kaolinitische Tone und in-situ-Kaoline gemeinsam aufgeschlossen. Nach den Untersuchungen

von Adam (1969) und Lasch (1969, 1973) sind die Tone von Wetro und Guttau Derivate des

kaolinisierten Lausitzer Granodiorits und können daher nach Lasch (1973) als Granodiorti-

Kaolintone bezeichnet werden. In Guttau wird zudem die Zufuhr von Komponenten eines

Basaltzersatzes vermutet, die Tone von Wiesa enthalten demnach auch Anteile eines Grauwa-

cken-Kaolins. Der Verlauf der tertiären Paläoströmungen der Region untermauert diese

Zuordnung (Abb. 12).

Da der Kaolin des Lausitzer Grauwackengebiets nicht eingehend beprobt werden konnte, er-

folgt eine Charakterisierung anhand des Kaolins der Lagerstätte Cunnersdorf nach Krumb

(1998).

Das andere Arbeitsgebiet befindet sich weiter im Westen, in Sachsen-Anhalt, zwischen Wei-

ßenfels und Halle a.d. Saale (Abb. 12). Hier lagern bei Spergau primäre Kaoline über

triassischen Arkosesandsteinen (Störr 1983, Stedingk et al. 2005). Südwestlich von Spergau

sind in der Tonlagerstätte Roßbach kaolinitische Tone aufgeschlossen. Die Tone sind Teil der

Sedimentabfolgen des Roßbacher Hauptbeckens, einem Teilbecken des eozänen Geiseltalbe-

ckens. Der Ton der Lagerstätte entstammt nach Valtin & Ulrich (1991) sowie Stedingk et al.

(2005) dem verwitterten Buntsandstein der Umgebung und kann daher als Buntsandstein-

Kaolinton bezeichnet werden.

Neben den bisher genannten Lagerstätten wurde auch der Seilitzer Kaolin beprobt. Hier lagert

im Bereich des Meißener Massivs ein in-situ-Kaolin über oberkarbonischen Rhyolithen und

Daciten (Abb. 12). Da der in-situ-Kaolin der Lagerstätte keine Beziehung zu den hier analy-

sierten Tonen aufweist, wurden die Ergebnisse nur in einem Falle berücksichtigt. Die Daten

der Kristallinität und der Einlagerungsfehlordnung der Seilitzer Kaolinite eignen sich in her-

vorragender Weise zur Veranschaulichung der Variabilität dieser Parameter im Profil eines

in-situ-Kaolins. Eine kurze Charakterisierung des Kaolins erfolgt in dieser Arbeit nach Störr

(1983) und Krumb (1998).

Eine erste Einordnung der hier untersuchten tertiären Oberlausitzer Tone von Wetro, Guttau

und Wiesa in die Stratigraphie der Lausitz unternahm Adam (1969). Eine Neueinstufung wur-

de durch Standtke & Strauss (1991) vorgenommen. Der Roßbacher Ton bildete sich in einem

Teilbecken des Geiseltals bei Halle. Mit Hilfe der Erkenntnisse von Thomae & Schroeter

(1996) kann er sicher in die Stratigraphie des Geiseltals eingebunden werden (vgl. Kap. 2.1).

Die in den ostdeutschen Braunkohlegebieten befindlichen Tone, so z.B. der Lausitzer Fla-

schenton des 1. Lausitzer Flözhorizonts, wurden im Zuge der Arbeit nicht analysiert. Durch

den weiten Transport der Komponenten der Tone von den südlichen verwitterten Basement-

gesteinen in die nördlich angrenzenden Ablagerungsräume hinein ist die Zufuhr von Material

aus zahlreichen unterschiedlichen Quellen zu vermuten. Eine eindeutige Zuordnung der Her-

kunft der Komponenten dieser Tone ist damit nicht gewährleistet.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

2.1.1 Geologische Entwicklung der Lausitz

Die Lausitz liegt im Süden Brandenburgs und im Osten Sachsens. Sie umfasst im Süden das

Lausitzer Gebirge und reicht im Norden bis zum Spreewald in der Region Cottbus. Im Osten

wird der deutsche Teil der Lausitz von der Neiße begrenzt, im Westen markiert der Verlauf

der Schwarzen Elster die Grenze. Geologisch ist die Lausitz aus zwei Großeinheiten aufge-

baut. Die Grenze befindet sich etwa entlang der Linie Hoyerswerda-Weißwasser (Abb. 13).

Der südliche Teil, die Oberlausitz, gehört zum Nordrand des Böhmischen Massivs. Dort la-

gert präkambrisches und paläozoisches Grundgebirge unter einer geringmächtigen meso- und

känozoischen Bedeckung. Diese Bedeckung ist durch Erosion nicht vollständig erhalten

geblieben, daher tritt in der südlichen Lausitz vielerorts das Grundgebirge zu Tage. Die nörd-

lichen Bereiche der Lausitz gehören zum südlichen Randbereich des tertiären Norddeutsch-

Polnischen-Beckens des Nordsee-Beckens. Hier ist das Grundgebirge durch mächtige käno-

zoische Sedimentabfolgen überdeckt. Dieser Teil der Lausitz wird als Niederlausitz

bezeichnet (Abb. 13).

Den prätertiären Kern der Lausitz bildet der Lausitzer Block mit seinen präkambrischen

Grauwackenserien und den Gesteinen des Lausitzer Granodioritmassivs. Im Norden und

Nordosten werden die Gesteine durch jüngere paläozoische Serien, u.a. des Doberluger und

des Görlitzer Synklinoriums (Schiefergebirge) eingefasst (Abb. 13). Der Lausitzer Block und

die Schiefergebirge werden im NE durch die Innerlausitzer Störung voneinander getrennt.

Weiter nordöstlich sind die Grundgebirgseinheiten entlang des Lausitzer Hauptabbruchs weit

in die Tiefe abgesenkt und von mächtigen mesozoischen Schichten der Lausitzer Triasplatte

und der Nordsudetischen Kreidemulde bedeckt.

Im Westen trennt die NW-SE-gerichtete Westlausitzer Störung die Gesteine des Lausitzer

Blocks von denen des Erzgebirges. Es handelt sich um eine Blattverschiebung, die gegen En-

de des Paläozoikums aktiviert wurde. Jüngere Gesteinsabfolgen, wie z.B. die Sandsteine der

Elbtals, sind hiervon nicht betroffen (Möbus 1956). Die südliche Begrenzung des Lausitzer

Massivs bildet die Lausitzer Überschiebung. Zu Beginn des Tertiärs wurde das Lausitzer

Grundgebirge teilweise über die kretazischen Gesteine des sich südlich anschließenden Elb-

sandsteingebirges aufgeschoben (Möbus 1956).

Die Lausitzer Grauwacken sind die ältesten Gesteine der Region. Sie umgeben im Norden

und Nordosten die Gesteine des Lausitzer Granodioritkomplexes (Abb. 13). Nach Burmann

(1972) besitzen sie ein oberproterozoisches Alter. Die Lausitzer Grauwacken wurden nach

ihrer Sedimentation gegen Ende des Präkambriums cadomisch gefaltet und stabilisiert (Lasch

1969). Die Lausitzer Granodiorite sind jüngeren Alters. Berg (1943), Ebert (1943) und

Pietzsch (1962) unterscheiden zwischen einem älteren cadomischen Ost- und einem kaledoni-

schen Westlausitzer Grandiorit, u.a. aufgrund der Ausbildung des Kalifeldspats als Mikroklin

im westlichen Teil des Massivs. Diese Unterscheidung und die unterschiedliche zeitliche Ein-

ordnung der Granodiorite bezweifelt bereits Möbus (1956) auf der Grundlage mineralogischer

Analysen. Neuere geochronologische Untersuchungen von Eidam et al. (1991) und Kröner et

al. (1994) belegen, dass nur die Stockgranite und einige wenige amphibolführende Granitoide

und Monzogranite des Granodioritmassivs variszischen Alters sind. Die Hauptmasse der Ge-

steine des Lausitzer Granodioritmassivs sind S-Type-Granite, die durch Anatexis der

oberproterozoischen Grauwacken-Pelit-Folgen (Lausitzer Grauwacken) in einem hohen Krus-

tenniveau entstanden sind. Sie besitzen ein Alter zwischen 542±9 und 587±17 Ma. (Kröner et

al. 1994). Durch die Intrusion dieser Granite und Granodiorite wurde der Komplex bereits an

der Wende Proterozoikum/Kambrium konsolidiert, wodurch eine Verlagerung der magmati-

schen Aktivität an den Rand des Massivs erfolgte (Eidam et al. 1991).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 13: Das Prätertiär der Lausitz (Sächsisches Landesamt für Umwelt und Geologie 1994 / vereinfacht nach

der geologischen Übersichtskarte des Freistaats Sachsen 1:400000)

Jüngere variszische I-Type-Granite, hervorgegangen aus der Anatexis von Orthogesteinsmate-

rial wie beispielsweise die Stockgranite, finden sich aus diesem Grunde bevorzugt in den

Randbereichen des Massivs (Eidam et al. 1991). Einige der variszischen Granitoide intrudier-

ten auch in Gesteine des konsolidierten Massivs und veränderten sie lokal kontaktmetamorph,

was nach Eidam et al. (1991) zur früheren Unterscheidung des Granodiorits in einen West-

und einen Ostlausitzer Granodiorit führte (Abb. 13). Das Granodioritmassiv ist durchzogen

von jüngeren, dunklen Lamprophyrgängen sowie hellen Ganggesteinen (Pietzsch 1962).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Im Mesozoikum war die Oberlausitz weitgehend kontinental geprägt. Die Verwitterung der

prätertiären Gesteine der Lausitz begann bereits in der Trias, unter ariden bis semiariden

Bedingungen. Eine tiefreichende chemische Verwitterung der Gesteine erfolgte unter den

humiden gemäßigten bis subtropischen klimatischen Bedingungen der Oberkreide und im

Tertiär (Störr 1983).

Die ersten, weit verbreiteten tertiären sedimentären Abfolgen der Lausitz sind eozänen bzw.

oligozänen Alters (Abb. 14). Diese Schichten kennzeichnen marine Transgressionen, die von

Norden bis in das Gebiet nördlich Hoyerswerda und Senftenberg vordrangen, die weiter süd-

lich gelegenen Regionen der Oberlausitz jedoch nicht betrafen (Lotsch et al. 1969, Alexowsky

& Suhr 1991)

Die rezente Verteilung der nur in wenigen Relikten erhaltenen kaolinitischen Verwitterungs-

kruste und der kaolinitischen Tone der Oberlausitz (Abb. 15) geht auf oligozäne bis miozäne

epirogene Bewegungen zurück, die zu einer Hebung des südlichen Teils der Böhmischen

Masse führten. Die Erhöhung der Reliefenergie bewirkte die Erosion der von der Oberkreide

bis zu diesem Zeitpunkt tektonisch stabilen und tiefgründig kaolinisierten Gesteinsformatio-

nen (Störr 1975).

Die oberkretazisch-tertiäre Verwitterungskruste wurde durch diese Vorgänge im Süden des

Massivs weitgehend erodiert und durch Flüsse nach Norden, in das angrenzende Senkungsge-

biet der Niederlausitz transportiert. Die Strömungsrichtung und der Verlauf der tertiären

Flussläufe wurde bereits von Buchwald (1971) beschrieben (Abb. 15). Die Flüsse schnitten

sich in die in den nördlichen Gebieten teilweise erhalten gebliebene Verwitterungskruste ein

und es erfolgte die Ablagerung klastischer Sedimente in tektonisch angelegten kontinentalen

Kleinbecken im Bereich der Oberlausitz und flächenhaft im Senkungsgebiet der Niederlau-

sitz. Die Sedimentabfolgen überlagerten die Reste der kaolinitischen Verwitterungskruste und

schützten sie vor weiterer Erosion.

Die Sedimentation der kaolinitischen Tone der Sedimentabfolgen erfolgte unter sehr ruhigen

Sedimentationsbedingungen. Die Tone repräsentieren die Stillwasserfazies in Uferbereichen

von Flüssen, Buchten in Binnenseen und ästuarinen Mündungsbereichen von Flüssen in ei-

nem küstennahen Tiefland (Lasch 1973, Störr 1975). Sind die Tone schlecht klassiert, erfolgte

nur eine kurzstreckige Umlagerung der Komponenten. Eine gute Klassierung weist hingegen

auf Fernschüttungen hin (Störr 1983). Bei zunehmender Verlandung wirkten die Tone als

Grundwasserstauer, daher wurden sie in der Lausitz von Mooren überdeckt, die rezent als

Braunkohlen vorliegen. Die Tone der Lausitz befinden sich aus diesem Grunde meist im Lie-

genden mächtiger Braunkohlenflöze oder sie bilden deren Zwischenmittel (Abb. 14, 16). Sie

sind damit Teil der miozänen Lausitzer Flözhorizonte und in der Regel mit Braunkohlen ver-

gesellschaftet (Lasch 1969). Die Zusammensetzung und Verbreitung der Niederlausitzer

Flözhorizonte wurde bereits von Mai (1964, 1967) und Adam (1969) mit der Stratigraphie der

miozänen Kleinbecken der Oberlausitz korreliert. Wurden in diesen Schriften die miozänen

Tone der Oberlausitz noch dem 3. Lausitzer Flözhorizont zugeordnet, erfolgte Ende der acht-

ziger und Anfang der neunziger Jahre eine Neubewertung der stratigraphischen Einordnung.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 14: Geologische Gliederung der Niederlausitz (aus Nowel et al. 1994 nach Lotsch 1981 / Tonlagerstätten

ergänzt)

Abb. 15: Oberflächennah verbreitete Gesteinsserien der Oberlausitz - Quartär abgedeckt (nach Buchwald 1971

und Lasch 1973)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Auf Grundlage der regionalen Verbreitung der Lausitzer Flözhorizonte und aufgrund von kar-

pologischen Befunden konnten die Flözhorizonte der in dieser Arbeit analysierten

Tonlagerstätten Wiesa und Wetro nach Standtke & Strauss (1991) gesichert dem 2. Lausitzer

Flözhorizont zugeordnet werden. Dieser Flözhorizont entstand nach Strauss (1991) im unteren

Mittelmiozän (Abb. 14, 16, 17). In der Lagerstätte Guttau befindet sich der Ton hingegen im

Liegenden des 4. Lausitzer Flözhorizonts, der ein untermiozänes Alter aufweist (Standtke &

Strauss 1991). Ein geringmächtiges Oberflöz ist nicht abschließend einzuordnen (Abb. 14, 16,

17). Es wird vermutet, dass es dem 2. Lausitzer Flözhorizont zuzuordnen ist. Nach Standtke

& Strauss (1991) sind die kleinen isolierten miozänen Becken der Oberlausitz somit die südli-

chen Ausläufer einer ehemals geschlossenen Tertiärverbreitung (Standtke & Strauss 1991).

Abb. 16: Verbreitung der Lausitzer Flözhorizonte am Südrand der Lausitz – BMf 2,3,4 = Lausitzer Flözhorizon-

te 2., 3., 4. (nach Standtke & Strauss 1991)

In der Nähe der Lagerstätte Guttau befinden sich tertiäre Basaltvorkommen. Es handelt sich

um die nördlichsten Ausläufer des tertiären Vulkanismus der Lausitz (Abb. 14, 15, 19). Die

basaltischen Vulkanite sind an tiefreichende Störungszonen gebunden. Ihre Entstehung ist auf

oligozäne bis miozäne Hebungen zurückzuführen. Die Basalte sind tiefgründig verwittert

(Lasch 1969).

Eine pliozäne bis quartäre, präglaziale Überdeckung der tertiären Lausitzer Sedimente hat in

allen hier untersuchten Tonlagerstätten stattgefunden. Grobklastische Sedimente des Bautze-

ner Elbelaufs sind in den Lagerstätten Wiesa und Wetro nachgewiesen, in Guttau sind Relikte

des Bautzener Elbelaufs in der Nähe verbreitet (Abb. 18). Diese Sedimente überdecken lokal

die tertiären Beckensedimente und trugen zu ihrem Erhalt bei. Rezent findet man sie als Re-

likte in Bereichen durch jüngere Erosion verschonter tertiärer Hochflächen (Nowel et al.

1994).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 17: Korrelationsschema der Lausitzer Flözhorizonte in der Oberlausitz – BMf 2,4 = Lausitzer Flözhorizon-

te 2 bzw. 4 (Adam 1969 verändert durch Standtke & Strauss 1991)

Aus der Analyse der quartären Sedimente der Lausitz sind sechs Inlandeisvorstöße abzuleiten

(Nowel et al. 1994). Hiervon erreichten mutmaßlich nur die Stadien Saale I und Elster II die

Region südlich Hoyerswerda (vgl. Kupetz et al. 1989).

Abb. 18: Verlauf der präglazialen Bautzener und Senftenberger Elbeläufe (nach K. Geniesser 1955 und Nowel et

al. 1994)

Die quartäre Abfolge von Glazialen und Interglazialen führte in der Lausitz zur Ausbildung

von Verebnungsflächen und Ausräumungen mit meist mächtiger quartärer Bedeckung nörd-

lich einer Linie von Kamenz und Guttau (Abb. 19). Die weiter südlich gelegenen Gebiete

waren Teil einer Hochfläche, die nur in geringem Maße von Quartär überdeckt wurde.

Die Flüsse der Hochfläche entwässerten wie bereits im Tertiär nach Norden und schufen

pleistozäne Rinnen innerhalb der Verebnungsflächen (Kupetz et al. 1989). Die tertiäre kaoli-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

nitische Verwitterungskruste blieb daher auf der Hochfläche teilweise erhalten. Die Lagerstät-

te Caminau liegt auf einer inselartigen Hochfläche, die sich inmitten der pleistozänen Rinnen

und der Verebnungsflächen befindet (Abb. 19).

Wolf und Hirschmann (1964) beobachteten eine posttertiäre elstereiszeitliche bis holsteinin-

terglaziale Schollenkippung in der östlichen Oberlausitz. Buchwald (1971) vermutet, dass

durch eine solche Bruchschollenkippung die tertiären Sedimente erhalten blieben, da sie in ein

tieferes Niveau abgesenkt wurden und daher vor pleistozäner Erosion weitgehend geschützt

waren.

Abb. 19: Tertiärverbreitung und pleistozänes Rinnensystem der Oberlausitz (nach Kupetz et al. 1989 - Abb. 3)

2.1.1.1 Geologie der Kaolinton-Lagerstätte Wetro

Die Lagerstätte Wetro liegt in der Oberlausitz, ca. 12 km nordwestlich von Bautzen und ca. 3

km südöstlich des Ortes Neschwitz. Hier wurde zu Zeiten der DDR von der VEB Feuerfest-

werke Wetro im Tagebauverfahren hochwertige Tone für die Feuerfestindustrie abgebaut.

Nach der Wende wurde der Betrieb von der Preiss-Daimler Industries GmbH übernommen.

Die Tone werden zur Herstellung von Rohschamotte verwendet.

Die Lagerstätte ist Teil eines isolierten tertiären Teilbeckens innerhalb des Lausitzer Granodi-

orits am Nordrand des Sächsisch–Böhmischen Grundgebirges. Sie besitzt eine Ausdehnung

von ca. 3,5 x 1,5-2,5 km und liegt südlich der Innerlausitzer Hauptverwerfung ca. 1 km süd-

östlich der Puschwitzer Verwerfung (Abb. 15).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Lasch (1969) beschreibt eingehend die geologischen Verhältnisse der Lagerstätte, basierend

auf der Arbeit von Adam (1968). Die tertiären klastischen Sedimentfolgen der Lagerstätte

Wetro sind an einen SW-NE-streichenden flachen Höhenrücken gebunden, der nach allen

Seiten hin erodiert wurde. Die Tone repräsentieren die Randfazies eines tertiären Flussbetts

(Lasch 1975). Sie sind im westlichen Bereich der Abfolge, im Liegenden mächtiger Braun-

kohlelagen aufgeschlossen (Abb. 20).

Abb. 20: Profil durch das Tertiär-Becken der Lagerstätte Wetro (nach Buchwald 1971). Die Probenahme erfolgte

im westlichen Bereich der Lagerstätte

Das Basement bildet der Lausitzer Granodiorit, der von einer bis 40 m mächtigen, oberkreta-

zisch-jungtertiären kaolinitischen Verwitterungskruste überdeckt ist. Die Hangendgrenze des

Granodiorit-Kaolins ist unregelmäßig ausgebildet und fällt durchschnittlich mit 5-8° nach

Norden ein. Die Sedimente lagern nahezu horizontal (Lasch 1969).

Tab. 1: Profil des Wetroer Tertiärs (nach Lasch 1973)

Geologisches Alter Lithologie Mächtigkeit Bemerkung

Quartär (Pleistozän)

Präglazial

Lehme

Schotter und Sande

des Bautzener Elbelaufs

max. 4 m

max. 8 m

Abraum

Miozän

Feinsand

Braunkohle (2. Lausitzer Flöz)

Oberton (fett, Corg-reich)

tonige Braunkohle

Hauptton (fett)

feinsandiger Magerton

Mischsand

max. 4 m

ca. 5-6 m

max. 1,2 m

max. 3,0 m

max. 1-3 m

variabel

Abraum

Probenahme

Basiston

in Kaolinsenken

Oberkreide bis Tertiär

(Miozän)

Granodiorit-Kaolin max. 40 m

Prätertiär Lausitzer Granodiorit

An der Basis des Tertiärs befinden sich oligozäne bis miozäne schlecht klassierte Mischsande,

die das unregelmäßige Relief der Kaolinoberfläche ausgleichen (Lasch 1969). Über den

Mischsanden folgen geringmächtige feinsandige Magertone. Hierüber liegt eine Wechsellage-

rung von plastischen kaolinitreichen Tonen und Braunkohle (Tab. 1). Der Untere Ton wird als

Hauptton bezeichnet und befindet sich im Liegenden einer tonigen Braunkohle. Ein braun-

kohlereicher Oberton trennt als Zwischenmittel die Braunkohleflöze. Die Tone werden von

einer mächtigen Braunkohlenfolge bedeckt, die eine zunehmende Verlandung des tertiären

Beckens in einer tektonisch ruhigen Phase anzeigt (Lasch 1969).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Nach Standtke & Strauss (1991), welche die Braunkohlen dem 2. Lausitzer Flözhorizont zu-

rechnen, besitzen sie ein mittelmiozänes Alter. Die tertiäre Abfolge endet mit hellen

Feinsanden, die Adam (1968) als marine Bildungen ansieht.

Über den tertiären Sedimenten folgen präglaziale pleistozäne klastische Sedimente des ehe-

maligen Bautzener Elbelaufs. Eine glazigene Überprägung der Hangendsedimente wurde

bislang nicht beobachtet (Störr 1975). Den Abschluss des Profils bilden pleistozäne Lehme

unterschiedlicher Prägung.

Das Tertiär von Wetro repräsentiert einen vollständig erhaltenen miozänen Sedimentations-

zyklus mit der typischen Kornverfeinerung von Sand zu Ton zum Hangenden der Abfolge

(Lasch 1969). Der Oberton ist das Produkt einer regressiven Phase, da er die zunehmende

Verlandung, die durch Ablagerung der tonigen Braunkohle angezeigt wird, unterbricht. Die

progressive Fortsetzung der Bildung mächtiger Torfmoore setzte nach dieser Phase erneut ein.

Abb. 21: In der Lagerstätte Wetro beprobtes Profil

In der Lagerstätte aufgeschlossen und somit der Beprobung zugänglich ist nur der westliche

Teil mit einer max. 5 m mächtigen Abfolge vom Haupt- bis zum Oberton (Abb. 21 und 22).

Die Tone sind feinstkornreich und enthalten geringe Anteile Schluff und Sand. Pflanzliche

Reste befinden sich in Form faseriger, bis zu mehrere Zentimeter großer xylitischer Relikte in

den Tonen. Sie sind unregelmäßig verteilt. Die Tone sind durch organischen Kohlenstoff

bräunlich gefärbt. Der Obere Ton ist etwas dunkler gefärbt als der Hauptton.

Dem Oberton wurden 4 Proben, dem Kohleflöz 2 Proben und dem Hauptton 18 Proben ent-

nommen. 5 isovolumetrische Proben dienten zur Bestimmung der Trockenrohdichte der Tone

(Abb. 21). Die Daten können Anhang 3 entnommen werden. An der Grenze der Braunkohle

zum Oberen Ton tritt an manchen Stellen Wasser aus, das eine rotbraune Färbung der Sedi-

mente bewirkt. Dies deutet auf die Migration saurer Fe-reicher Lösungen innerhalb der

Braunkohlen hin. Bei Kontakt mit Luftsauerstoff wird das Fe oxidiert und als Goethit ausge-

fällt (Abb. 23).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 22: Haupt- und Oberton sowie tonige Braunkohle als Zwischenmittel in der Lagerstätte Wetro

Abb. 23: Oxidation von Fe bei Kontakt mit Luftsauerstoff an der Grenze der Braunkohle zum darunter liegenden

Oberen Ton der Lagerstätte Wetro (Lange Bildkante 0,3m)

2.1.1.2 Geologie der Kaolinton-Lagerstätte Guttau

Die Tonlagerstätte Guttau liegt in der Oberlausitz, ca. 12 km nordöstlich der Stadt Bautzen,

nahe des Ortes Guttau in Sachsen. Die Lagerstätte wird von der Preiss-Daimler Industries

GmbH betrieben. Sie fördert Tone zur Abdichtung von Deponien und zur Produktion von

Schamottesteinen.

Die kaolinitischen Tone sind Teil einer ca. 80 m mächtigen tertiären Sedimentabfolge. Große

Mächtigkeitsunterschiede von bis zu 200 m bestehen zwischen dem Beckenrand und dem

Beckeninneren (Adam 1968). Die Sedimente überdecken einen ca. 50 m mächtigen Granodio-

rit-Kaolin, der in der Lagerstätte jedoch nicht aufgeschlossen ist (Tab. 2). Die Sedimentation

der tertiären Sedimente erfolgte in einem tektonisch angelegten Becken nahe der Innerlausit-

zer Hauptverwerfung. In der Nähe der Lagerstätte befindet sich zudem ein miozänes

Basaltvorkommen, das vermutlich an eine tiefreichende aktive Störungszone gebunden ist

(Lasch 1969).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Lasch (1969) beschreibt nach Adam (1968) sieben mehr oder weniger vollständig ausgebilde-

te Sedimentationszyklen, die in Guttau infolge der tektonischen Absenkungstendenz

aufeinander folgten. Die progressiven Phasen der Zyklen sind somit mehrfach von regressiven

Phasen unterbrochen worden.

Adam (1968) gliederte die Zyklen nach Befunden im Westfeld der Lagerstätte (Tab. 2). Die

oberen Zyklen 4-7 sind nur in Teilen des Beckens, bevorzugt im Beckenzentrum entwickelt,

was auf eine zunehmende Verkleinerung des Beckens hinweist (Lasch 1969). Die Zyklen 1-3

sind hingegen überall verbreitet. Fetttonhorizonte bilden den Abschluss eines jeden Zyklus.

Die Bildung von Torfmooren im Hangenden der Tone erfolgte nicht während der ersten drei

Zyklen. Im Gegensatz zu den Tonhorizonten sind die grobklastischen und kohligen Teilglie-

der der Zyklen nur geringmächtig entwickelt (Lasch 1969). Die unregelmäßig ausgebildeten

und bis 5 m mächtigen Braunkohlenflöze des Guttauer Tertiärs sind nach Standtke & Strauss

(1991) mit einer hohen Wahrscheinlichkeit dem 4. Lausitzer Flözhorizont der Niederlausitz

zuzuordnen. Problematisch für die Einordnung erweist sich eine südlich des Ortes Kleinsau-

bernitz verlaufende Störung, durch die sich der 4. Lausitzer Flözhorizont der Tongrube

westlich der Störung in einem ähnlichen Höhen-Niveau befindet, wie der 2. Lausitzer Flözho-

rizont östlich der Störung. Das Haupttonlager ist jedoch relativ gesichert dem unteren Miozän

zuzuordnen. Die geringmächtigen Kohleflöze im Hangenden sind aus regionalgeologischen

Gesichtspunkten mit dem 2. Lausitzer Flözhorizont zu parallelisieren (Standtke & Strauss

1991).

Tab. 2: Profil des Guttauer Tertiärs (nach Adam 1968 und Lasch 1969)

Geologisches Alter Lithologie Mächtigkeit Bemerkung

Quartär (Pleistozän) Sand, Kies, Geschiebemergel 3-8 m Abraum

Kohleflöze (2. Lausitzer Flöz), Koh-

letone, Fetttone, Magertone und

Sand-Schluff-Serien

bis ca. 30 m (nur Westfeld)

Fettton

Unterflöz (4. Lausitzer Flöz)

Magerton-Schluff-Sand-Serie

mehrere m

Oberes Haupttonlager (Fettton)

Sand-Serie

5-15 m

3-8 m

Probenahme

Mittlerer Fettton

Magerton-Schluff-Sand-Serie

4-8 m

2-8 m

Tertiär

(Miozän)

5-7. Zyklus

4. Zyklus

3. Zyklus

2. Zyklus

1. Zyklus

(Oligozän?)

Unterer Fettton

Liegend Sand-Serie

Kaolinton

4-6 m

0-10 m

Oberkreide bis Tertiär Granodiorit-Kaolin max. 50 m

Prätertiär Granodiorit

Das Quartär im Hangenden der tertiären Sedimente ist geringmächtig ausgebildet. Nahe der

Guttauer Lagerstätte befinden sich Relikte des präglazialen Bautzener Elbelaufs. Die erste

Eisrandlage des Saaleglazials wird südlich Guttau vermutet (vgl. Abb. 19). Lasch (1973) be-

schreibt pleistozänen Geschiebemergel aus dem Hangenden der Lagerstätte. Eine glazigene

Beanspruchung der Sedimente ist anhand der Lagerungsverhältnisse der Braunkohleflöze

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

nachzuvollziehen. Sie weisen eine unregelmäßige Verteilung und keine Schichtung auf

(Standtke & Strauss 1991).

In der Lagerstätte aufgeschlossen sind ca. 14 m des Oberen Haupttonlagers. Dieses kann in

zwei ca. 7 m mächtige Tonhorizonte unterteilt werden, die auch getrennt voneinander abge-

baut werden. Entlang zweier Profile wurden dem Oberen Ton 29 Proben und dem Unteren

Ton 12 Proben entnommen (Abb. 24). Der vollständige Datensatz befindet sich in Anhang 4.

Abb. 24: In der Lagerstätte Guttau beprobtes Profil

Der Obere Ton ist meist grünlich-bräunlich gefärbt, sehr feinkörnig und enthält faserige, mm-

bis dm-große Braunkohlereste (Abb. 25). Die helleren Partien sind grobklastischer und damit

reicher an Schluff und Sand.

Der Untere Ton ist etwas feinkörniger als der Obere Ton. Er enthält eine Vielzahl unregelmä-

ßig verteilter pyritisierter Xylite. Diese sind meist umgeben von grünlichen Tonen. Neben den

verkiesten Xyliten befinden sich auch nicht-pyritisierte, faserige Braunkohlereste innerhalb

des Tons. Die Pyritisierung erfasste demnach nicht alle Xylite. Auffallend ist der stete Wech-

sel der Färbung des Tons (Abb. 25, 26). Ein Wechsel von grünen, braunen und roten

Horizonten ist zu beobachten. Die Färbung weist auf die unterschiedlichen Oxidationsstufen

des Fe in den Tonen hin.

Die organische Substanz der Tone ist aufgrund ihrer unregelmäßigen Verteilung allochthonen

Ursprungs. Innerhalb der Tone können jedoch auch wenige Zentimeter mächtige tonige

Braunkohlelagen auftreten. Es ist nicht abschließend geklärt, inwiefern diese Kohletonlagen

autochthone Reste einer beginnenden Vermoorung darstellen oder als gemeinsam mit den

Tonen sedimentiertes und angereichertes allochthones organische Material anzusehen sind.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 25 und 26: Guttau, Oberes Haupttonlager (linke Abbildung: Oberer Ton Guttau, rechte Abbildung: Unterer

Ton Guttau)

Im Hangenden des Oberen Tons befindet sich Braunkohle, die innerhalb der Lagerstätte un-

terschiedliche Mächtigkeiten aufweist und bis auf wenige Reste bereits als Abraum entfernt

wurde.

2.1.1.3 Geologie der Kaolinton-Lagerstätte Wiesa

Die Kaolin- und Tonlagerstätte Wiesa liegt ca. 2,5 km südöstlich des Ortes Kamenz in Sach-

sen. Hier lagert Kaolin über Lausitzer Granodiorit, nur wenige hundert Meter entfernt von der

Grenze zu den Lausitzer Grauwacken (vgl. Abb. 15). Der Kaolin ist von mächtigen tertiären

und quartären Sedimenten überdeckt, in denen sich kaolinitische Tonhorizonte befinden.

Durch die känozoische Bedeckung wurden die Kaoline vor tiefgreifender Erosion geschützt.

Innerhalb der Wiesaer Kaoline treten des Weiteren geringmächtige Lamprophyr- und Quarz-

gänge auf, die bis an die Tertiärgrenze reichen. Folglich sind sie prätertiären Alters (Störr

1983).

Abb. 27: Schematisches Profil durch die Lagerstätte Wiesa (nach Buchwald 1971)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Die Lagerstätte wird seit 1991 von der Stephan Schmidt Wiesa GmbH betrieben. Die dort

gewonnenen Kaoline und Tone werden zur Produktion keramischer Massen für die Klinker-,

Sanitär- und Fliesenindustrie eingesetzt.

Morphologisch ist die Lagerstätte an einen in NW-SE-Richtung streichenden Höhenrücken

gebunden. Der in Wiesa gewonnene Ton gehört zu einer bis ca. 30 m mächtigen tertiären Se-

dimentabfolge, die den in-situ-Kaolin der Lagerstätte überdeckt (Abb. 27). Die fluviatile

Sedimentation erfolgte in einer 400 bis 500 m breiten, NNW-SSE-streichende Rinne im zent-

ralen Teil der heutigen Lagerstätte (Lasch 1973). Im Südwesten wird die Lagerstätte durch

unalterierte Granodiorite begrenzt, die unter einer geringen pleistozänen Bedeckung nahe der

Oberfläche anstehen. Im NE grenzt der Kaolin an die Sedimente einer pleistozänen Erosions-

rinne (Abb. 27).

Nach Buchwald (1971) liegt die Lagerstätte Wiesa auf einer posttertiär verkippten Bruch-

scholle, die auf eine „Durchpausung“ variszischer Störungen zurückzuführen ist. Dieses

tektonische Ereignis ist demnach durch die Verschiebung und die Absenkung präglazialer

Schotter des Bautzener Elbelaufs im Hangenden der tertiären Abfolgen zu belegen und damit

quartären Alters.

Tab. 3: Profil des Wiesaer Tertiärs (nach Grunge 1999)

Geologisches Alter Lithologie Mächtigkeit Bemerkung

Quartär

(Pleistozän)

Präglazial

Sand, Kies, Geschiebemergel der

Elstereiszeit

Schotter und Sande des

Bautzener Elbelaufs

0,5-2,5 m Abraum

Kohleflöz

(2. Lausitzer Flözhorizont)

0,5-5,5 m (nur im Süden,

reliktisch)

Ton; teilw. stark kohlig 0,0-1,5 m Probenahme

Sandige Folge 0,0-0,8 m

Schluffschicht 0,5-2,0 m

Feinsand 0,0-0,7 m teilw. quarzitisch

Ton-Schluff-Sand-

Wechsellagerung

10-17 m Probenahme im

unteren Bereich

unregelmäßige Abfolge;

schluffig-sandige-Schichten

0,5-3,0 m

Tertiär (Miozän)

Tertiärbasis; Fein- bis Mittelkies ca. 0,5 m

Oberkreide bis Tertiär Granodiorit-Kaolin max. 40 m

Prätertiär Granodiorit

An der Basis der tertiären Abfolge befinden sich Kiese, hierüber folgen zahlreiche Sand-

Schluff-Ton-Wechsellagerungen (Tab. 3). Über den Kiesen lagern in unregelmäßiger Abfolge

schluffig-sandige fluviatile Sedimente. Hierauf ist ein Wechsel von fluviatiler zu limnischer

Sedimentation zu beobachten, da die Korngrößen feiner werden und sich die Farbe von dun-

kel- zu hellgrau ändert. Es erfolgte der Absatz von Sand-Schluff-Ton-Wechselfolgen, die eine

Kornverfeinerung zum Hangenden aufweisen (Grunge 1999). Die limnischen Abfolgen sind

häufig durch fluviatile Rinnenstrukturen unterbrochen, die mit Sand und Schluff verfüllt sind.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Ihre Sinusform erinnert Grunge (1999) an mäandrierende Flussläufe. Nach Lasch (1973) ist

im Wiesaer Tertiär nur ein Sedimentationszyklus aufgeschlossen. Die Untersuchungen von

Grunge (1999) belegen, dass innerhalb der tertiären Sedimentabfolgen eine Vielzahl von

Kleinzyklen vorliegen.

Während die Tone im unteren Bereich der Wechselfolge nur eine geringe Konzentration an

Xyliten aufweisen, ist deren Anteil in den oberen Partien der Abfolge weit höher. Am Über-

gang zu dem durch pleistozäne Erosion nur reliktisch erhaltenen 2. Lausitzer Flözhorizont

(Standtke & Strauss 1991) treten unregelmäßig begrenzte Tonsedimente auf, die zahlreiche

und gut erhaltene Xylite von Taxodioxylon sequoianum Gothan enthalten (Abb. 28). Zudem

sind wenige Zentimeter mächtige Lagen eines Kohletons aufgeschlossen. Aufgrund der Größe

und des guten Erhaltungszustands der Xylite ist darauf zu schließen, dass es sich um parau-

tochthones, wenig aufgearbeitetes organisches Material handelt, das nur kurzstreckig

umgelagert wurde. Eine Vermischung mit allochthonem organischem Material ist sehr wahr-

scheinlich.

Abb. 28: Graugrüner Ton mit Xyliten von Taxodioxylon sequoianum Gothan in der Lagerstätte Wiesa im Lie-

genden des Braunkohlehorizonts

Urban (1951) beobachtete in den Braunkohlen und den oberen Tonhorizonten der Lagerstätte

eine starke Stauchfaltung, hervorgerufen durch den Eisdruck während des Elsterglazials. Die

Eisrandlage befand sich in der Region von Kamenz (vgl. Abb. 19). Aus diesem Grunde sind

die präglazialen Schotter des Bautzener Elbelaufs mit aufgearbeiteten nordischen Geschieben

vermischt (Geniesser 1955). Den Abschluss des Profils bilden elstereiszeitliche Schotter und

Geschiebemergel (Grunge l999).

Die Beprobung erfolgte am Südrand der Lagerstätte. Am Übergang der Tone zur überlagern-

den Braunkohle wurden 5 Proben entnommen, in den Liegendtonen der Ton-Sand-Schluff-

Wechsellagerung 3 Proben (Abb. 29). Dazwischen befinden sich schluff- und sandreiche Par-

tien mit eingeschalteten Tonhorizonten, die nicht beprobt werden konnten. Aus diesem

Grunde wurde auf die Daten von Grunge (1999) zurückgegriffen, dem es möglich war, die

Wiesaer Sedimente anhand zahlreicher Bohrungen zu analysieren. Die als Tonsedimente klas-

sifizierten Proben wurden zur Ergänzung des eigenen Datensatzes herangezogen, wodurch ein

hinreichend vollständiger Datensatz für die Tonsedimente des Wiesaer Tertiärs erstellt wer-

den konnte. Er kann Anhang 5 entnommen werden.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 29: In der Lagerstätte Wiesa beprobtes Profil

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

2.1.2 Geologische Entwicklung der Region Halle-Weißenfels-Gera

Gesteine des Unteren und Mittleren Buntsandsteins sind in Gebieten der tertiären Landober-

flächen im Norden und Osten des Thüringer Beckens intensiv kaolinisiert (Störr 1983). In

Sachsen-Anhalt befinden sich Relikte dieser mächtigen Verwitterungskruste u.a. in der Regi-

on zwischen Halle und Weißenfels, östlich der Querfurter Mulde, im Bereich der Merseburger

Buntsandsteinplatte (Abb. 30). Geologisch betrachtet gehören die Buntsandsteine der Region

zu den nordöstlichen und östlichen Randbereichen des Thüringer Beckens. Das Thüringer

Becken bildet eine Einsenkung des Deckgebirges des nördlichen Saxothuringikums. Das Be-

cken wird durch vorwiegend herzynisch (NW-SE) streichende Störungszonen in schmale,

rund 30 km breite gefaltete Leistenschollen zerlegt (Walter 1992).

Abb. 30: Geologie der Region Halle-Merseburg-Weißenfels - Tertiär und Quartär abgedeckt (nach Krumbiegel

et al. 1983, Thomae & Schroeter 1996 / Eozäner Flusslauf nach Eissmann 1975)

In der Trias unterlag das Germanische Buntsandsteinbecken nach Stedingk et al. (2005) einer

schwach ausgeprägten und weiträumigen Faziesdifferenzierung. Drei Fazieszonen können

unterschieden werden, eine Randzone mit überwiegend psammitischer Sedimentation, eine

Übergangszone mit überwiegend pelitischer Sedimentation und eine beckeninnere Zone mit

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

pelitischer Sedimentation unter zusätzlicher Ablagerung von Karbonaten und Sulfaten. Zum

Beckenrand hin finden sich daher vermehrt Geröll-Lagen (Langbein 1970).

Die Horizonte der Großeinheiten sind über weite Strecken sehr beständig (Stedingk et al.

2005), weshalb eine überregionale Gliederung der Buntsandstein-Folgen in Deutschland mög-

lich ist (Tab. 4) und der Buntsandstein des Thüringer Beckens in die aus

Nordwestdeutschland bekannten Großzyklen untergliedert werden kann (Boigk 1956). Die

Zyklen sind allerdings nur selten vollständig ausgebildet (Hoppe & Seidel 1974). In Tabelle 4

sind die psammitischen und pelitischen Schichten des Thüringer Buntsandsteins aufgeführt. In

der Region Halle-Weißenfels-Gera erreichen sie Mächtigkeiten von 400-600 m.

Tab. 4: Gliederung des Thüringer Buntsandsteins (nach Langbein 1970 und Hoppe & Seidel 1974)

Gliederung Bezeichnung der Schichten: Lithologie:

Oberer Buntsandstein:

Röt-Folge ungegliedert Salinare und klastische Abfolgen

Solling-Folge Thüringer Chirotheriensandsteine Sandsteine mit Zwischenmittel aus

Sandstein-Tonstein Wechsellagerung

Mittlerer Buntsandstein:

Hardegsen-Folge Thüringer Bausandstein Sandstein

Wechselfolge und Sandstein Sandstein mit Ton- und Schluffstein

Detfurth-Folge Wechselfolge Sandstein, z.T. lavendelfarben, mit

Ton- und Schluffsteineinschaltungen

Grobsandstein Sandstein, lagenweise Quarzgerölle

Volpriehausen-Folge Avicula- (Gervillen-) Schichten Sandstein mit Tonsteinlagen

Wechselfolge Sandstein, z.T. Tonsteinlagen

Basissandstein Sandstein, lagenweise Quarzgerölle

Unterer Buntsandstein:

Bernburg-Folge Obere Sandstein-Tonstein-Folge Sandstein mit Tonstein (z.T. Ooide)

Obere Sandsteinfolge Sandstein

(randlich z.T. geröllführend)

Calvörde-Folge Sandige Tonsteinfolge Sandstein und Tonstein

(vereinzelt Ooide)

Tonige Sandsteinfolge oder

Untere Sandsteinfolge

Sandstein und Tonstein

(randlich geröllführend)

In der Region Halle-Merseburg-Weißenfels befindet sich östlich und nordöstlich der Mu-

schelkalkschichten der Querfurter Mulde die Merseburger Buntsandsteinplatte (Abb. 30). Die

Buntsandsteine fallen hier flach nach W hin ein und überlagern Gesteine des Zechsteins. Nach

Westen wird die Abfolge daher jünger. Der Mittlere Buntsandstein wird bis 200 m mächtig

und besteht aus Sand-Ton-Wechselfolgen. Hier befindet sich über Arkosesandsteinen die Ka-

olinlagerstätte Spergau (Abb. 30). Die Merseburger Buntsandsteinscholle grenzt im

Nordosten an den Teutschenthaler Sattel. Der Kern des Sattels besteht aus Schichten des Un-

teren Buntsandsteins, nach außen folgen die klastischen Wechselfolgen des Mittleren

Buntsandsteins, die an der SW-Flanke teilweise intensiv kaolinisiert sind. In diesem Bereich

liegt die Lagerstätte Röblingen, die im Zuge der Arbeit jedoch nicht beprobt werden konnte.

Von der Trias bis zur Oberkreide war die Merseburger Buntsandsteinplatte Teil des Festlands.

Der Buntsandstein wurde intensiv verwittert, erodiert und abgetragen, besonders der Merse-

burger Sattel unterlag nach Thomae & Schroeter (1996) einer intensiven Erosion, da er einen

morphologisch erhöhten Bereich darstellte.

Die Bildung der eozänen Buntsandstein-Kaolintone der Region Halle-Merseburg-Weißenfels

wurde exemplarisch anhand der mitteleozänen Tone der Lagerstätte Roßbach untersucht

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

(Abb. 30). Die Entstehung der Tone ist eng mit der geologischen Entwicklung des Geiseltal-

beckens bei Merseburg verknüpft, das im Wesentlichen verwitterungsderivates Material aus

den umgebenden Buntsandsteinen aufnahm (Eissmann 1975, Thomae & Schroeter 1996).

Eine umfassende geologische Gesamtdarstellung der Genese des Geiseltalbeckens findet sich

in Thomae & Schroeter (1996). Demnach begann im unteren Eozän infolge der jungalpidi-

schen Gebirgsbildung die halokinetische Bewegung der Zechsteinsalze der Region. Durch

Einengung wurden die Querfurter Mulde, der Hallesche Vulkanitkomplex sowie der Merse-

burger Sattel herausgehoben und nach NE verkippt. Hierdurch erfolgte die Bewegung der

Zechsteinsalze in Schwächezonen hinein. So entstanden Salzstrukturen im Bereich des Teut-

schenthaler Sattels, bei Bad Lauchstädt und wahrscheinlich auch im südlichen Merseburger

Sattel (Thomae & Schroeter 1996).

Infolge der Verkippung der Querfurter Mulde wurde im mittleren Eozän das Grundwasser

nach NE abgeführt. Hierdurch erfolgte die Subrosion der dortigen Zechsteinsalze, wodurch

das Geiseltalbecken und sein südlicher Ausläufer, das Roßbacher Hauptbecken entstanden. In

Zeiten starker Subrosion vertiefte sich das Becken und die Sedimentation grobklastischer

Komponenten setze ein. Nahm die Geschwindigkeit der Eintiefung ab, so wurde die Sedimen-

tation feinklastischer, kam sie annähernd zur Ruhe oder zum Stillstand, so bildeten sich

Torfmoore (Thomae & Schroeter 1996). Nach Eissmann (1975) ist zu folgern, dass die Schüt-

tungen der eozänen klastischen Sedimente des Geiseltalbeckens überwiegend aus östlicher,

bzw. südöstlicher Richtung, aus dem Gebiet der intensiv verwitterten Buntsandsteine der

Merseburger Buntsandsteinplatte stammen.

Auf Zeiten starker Subrosion folgte eine Verminderung der Laugung, teilweise bis zum voll-

ständigen Stillstand der Absenkung. Im Geiseltal sind sechs solcher Sedimentationszyklen zu

unterscheiden, vier sind durch Subrosion initiiert, der fünfte und der sechste zeigen einen

weitgehend epirogenen Charakter, da das Geiseltalbecken zu dieser Zeit in die regionale Ab-

senkung einbezogen wurde (Thomae & Schroeter 1996). Diese beiden Zyklen sind späten

mitteleozänen Alters (Abb: 31). Der sechste Zyklus ist nur unvollständig ausgebildet. Er en-

dete vor der Kohlebildung, da sich die Absenkung der Scholle nach Osten verlagerte. Die

Großzyklen können weiter in mehrere Kleinzyklen unterteilt werden, bei denen zwischen

Braunkohleablagerungen und der Sedimentation von Zwischenmitteln unterschieden werden

kann (Thomae & Schroeter 1996).

2.1.2.1 Geologie der Kaolinton-Lagerstätte Roßbach

Die Tonlagerstätte Roßbach befindet sich ca. 4 km nordwestlich der Stadt Weißenfels. Bis

1976 wurden hier Braunkohlen im Hangenden des Tons gewonnen. Seit 1979 wird der Lie-

gendton als hochwertiger weißbrennender Keramikrohstoff verwendet. Heute gehört die

Lagerstätte der Kaolin- und Tonwerke Salzmünde GmbH.

Geologisch befindet sich die Lagerstätte im östlichen Roßbacher Hauptbecken, einem südli-

chen Ausläufers des Geiseltalbeckens (Abb. 30). Im Liegenden lagern Gesteine des

Muschelkalks und des Buntsandsteins, die hier in N-S-Richtung streichen (Stedingk et al.

2005). Das Tertiär wird bis zu 75 m mächtig, hierüber folgen mehrere Meter mächtige quartä-

re Lößablagerungen und Geschiebemergel. Der Roßbacher Ton bildet die Basis der

Braunkohlen des Roßbacher Beckens (Stedingk et al. 2005). Die Schüttungen erfolgten aus

Ost und Südost. Am Ende des ersten Zyklus ist im Bereich des Roßbacher Hauptbeckens ent-

weder das zugängliche Salz bereits abgelaugt oder die Tiefenwässer änderten ihre Wege, da

die Zyklen 2-4, die im Geiseltalbecken weiträumig vertreten sind, im Roßbacher Hauptbecken

fehlen. Erst mit Beginn des fünften Zyklus und der regionalen Absenkung der gesamten

Scholle setzt im Zuge der epirogenetischen Entwicklung die Sedimentation im Bereich Roß-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

bach wieder ein (Thomae & Schroeter 1996). Der fünfte Zyklus erstreckt sich daher weiträu-

mig über das gesamte Geiseltalbecken hinweg (Abb. 31).

Abb. 31: Säulenprofil des Roßbacher Hauptbeckens, SP-Zonen = Sporomorphenzonen nach Lotsch et al. 1969

(nach Thomae & Schroeter 1996)

Im Hangenden der tertiären Geiseltalsedimente befindet sich geringmächtiger quartärer Löß

sowie Geschiebemergel und Bändertone des Elster- und Saaleglazials, deren Inlandeisglet-

scher somit bis in den Merseburger Raum vorgedrungen sind (Abb. 32). Flußschotter sowie

Löß und Fließerden der Weichselkaltzeit sind ebenfalls nachgewiesen (Krumbiegel & Schwab

1974).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 32: N-S-Profil durch den westlichen Teil des Roßbacher Hauptbeckens (nach Thomae & Schroeter 1996)

Die Tonabfolge ist bis 20 m mächtig. Ihre Mächtigkeit nimmt zu den Beckenrändern hin et-

was ab und wird dort von Schluff-, Feinsand- und Braunkohlelagen unterbrochen (Stedingk et

al. 2005). Die Schichtung weicht unregelmäßig von der Horizontalen ab, was an den Kohle-

tonhorizonten gut nachzuvollziehen ist.

Das in der Lagerstätte beprobte Profil besitzt in seinen oberen Abfolgen, unmittelbar im Lie-

genden der bereits abgebauten Braunkohle, eine braune und graue Farbe (Ton 1). Dieser Ton

ist leicht schluffig bzw. schwach sandig ausgebildet und enthält wenig kohlige Substanzen.

Darunter folgt ein schwach schluffiger brauner bis dunkelgrauer Ton, der vermehrt Xylite

enthält (Ton 2). Hierunter befindet sich ein geringmächtiger dunkler bis schwarzer, schwach

schluffiger Kohleton. Im Liegenden wird der Kohleton durch einen ebenfalls geringmächtigen

sandigen Schluff deutlich begrenzt. Darunter folgt ein hell gefärbter, hellgrauer, manchmal

auch leicht grünlicher Ton, der dem oberen Ton gleicht (Ton 1). Er ist schwach schluffig,

manchmal auch sandig und enthält wenige Xylite.

An einigen Stellen sind sekundäre rotbraune Verfärbungen durch Fe-Oxide zu erkennen,

graue Färbungen überwiegen jedoch. Der Ton des zweiten Profils im zentralen Bereich der

Lagerstätte (Ton 3) unterscheidet sich von den beiden anderen. Er ist leicht bräunlich, enthält

jedoch auch sehr helle bis grünlichgraue Partien, teilweise ist er auch schluffig (Abb. 33).

Abb. 33: Helle Tone im Zentrum der Lagerstätte Roßbach

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 34: Schema des beprobten Profils der Lagerstätte Roßbach

Beprobt wurde ein ca. 8 m mächtiges Profils (Profil 1) im Liegenden der Braunkohle. 23

Schlitzproben wurden entnommen (Abb.34). Das zweite Profil enstammt einem zentraleren

Bereich der Lagerstätte. Hier wurden 6 Proben entnommen. Insgesamt wurden drei unter-

schiedliche Tonvarietäten ausgehalten. Die Daten können Anhang 8 entnommen werden.

Klebsande, wie sie Stedingk et al. (2005) beschreiben, wurden nicht beprobt.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

2.2 Probenahme und Probenaufbereitung

Die Probenahme erfolgte im Sommer der Jahre 2002 und 2003. In den Lagerstätten wurden,

sofern möglich, vollständige Profile beprobt, um unterschiedliche Qualitäten eines Rohstoffs

zu erhalten. Es wurden auch solche Bereiche in die Beprobung und in die Analyse mit einbe-

zogen, die von den Betreibern nicht für die Produktion eingesetzt werden. Die Beprobung

wurde in der Regel vom Hangenden zum Liegenden durchgeführt, Tiefenangaben können

dem Anhang entnommen werden. Durch die Beprobung verschiedener Sohlen der Lagerstät-

ten konnte ein horizontaler Versatz der Profile nicht vermieden werden. Falls dies notwendig

war, wurden den Lagerstätten auch Einzelproben entnommen. Die in den Lagerstätten anste-

henden Schluffe, Sande und Kiese sowie die Braunkohlen wurden in der Regel nicht beprobt,

um zu vermeiden, dass bei der späteren statistischen Analyse der Proben Korngrößenunter-

schiede überproportional abgebildet werden.

Die Probenanzahl schwankt zwischen 10 und 50 Einzelproben je Lagerstätte. Sie variiert mit

der Profilmächtigkeit. Wenn ein Profil einen häufigen Wechsel der Lithologie aufwies, wurde

die Probenanzahl entsprechend angepasst. Neben den Tonen wurden die Kaoline von Wiesa,

Caminau und Spergau beprobt. Diese Beprobung diente überwiegend der Vervollständigung

des vorliegenden Datensatzes von Krumb (1998) und insbesondere der Analyse der Kaoli-

nitkristallinität und der Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite. Die den Tonlagerstätten

entnommene Probenzahl ist daher meist größer als die Anzahl der aus den Kaolinlagerstätten

gezogenen. Die Ergebnisse der chemischen und mineralogischen Analyse einzelner Proben

sind im Anhang aufgelistet.

Die Probenahme erfolgte an frischem Material. Um dies zu gewährleisten, wurde der Stoß an

den Entnahmestellen abgetragen und Schürfe angelegt. Die Proben wurden anschließend mit

einem Hammer und einem Schlagspachtel aus dem Stoß präpariert. Neben dem herkömmli-

chen Verfahren zur Probenahme wurden in allen Lagerstätten isovolumetrische Proben mit

einem definiertem Probenvolumen von 100 cm³ entnommen. Sie dienten der Bestimmung der

Trockenrohdichte der Rohstoffe. Zur Probenahme wurde ein Präzisionsstahlrohr aus Vollalu-

minium nach DIN 18125 (1986) eingesetzt. Dieser sogenannte Stechzylinder wurde am Stoß

mittels eines Gummihammers in das bergfeuchte Probenmaterial getrieben und mit einer klei-

nen Hacke, einem Spachtel und einem Messer wieder herauspräpariert. Weitere Details dieser

Art der Probenahme können der Arbeit von Krumb (1998) entnommen werden. Überstände

am Rande des Stechzylinders wurden mit einem scharfen Messer abgeschnitten. Im Falle der

Kaoline war dies schwierig durchzuführen, da sie häufig grobe Quarze enthalten, die teilweise

über die Kante des Zylinders hinausreichen. Somit muss der Probenehmer entscheiden, ob

diese Quarze aus der Probe entfernt werden müssen oder nicht. Schmidt (2002) untersuchte

den Fehler der isovolumetrischen Probenahme in Kaolinen. Er kommt zu dem Schluss, dass

der Überstand oder der Verlust von 0,5 mm Probe einem Probenahmefehler von 1,3 bis 1,6 %

und der von 1 mm einem Fehler von 2,3 bis 2,9 % der Rohdichte entspricht. Bei geübter und

vorsichtiger Probenahme liegt der Probenahmefehler damit maximal bei 3 %. Unterschiedli-

che Trockenrohdichtewerte sind damit signifikant und nicht auf Probenahmefehler

zurückzuführen.

Zur chemisch-mineralogischen Analyse wurde neben den Gesamtproben die

Korngrößenfraktion <2 µm sowie von ausgewählten Proben die Fraktionen <63 µm und >63

µm benötigt. Zunächst wurden die Proben getrocknet, die isovolumetrischen Proben hiernach

gewogen und die Rohdichte bestimmt. Ein Aliquot der Gesamtproben wurde mit einer

Achatscheibenschwingmühle gemahlen, um das Probenpulver zur Analyse der chemischen

und der mineralogischen Zusammensetzung einsetzen zu können.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

An einem weiteren Aliquot der Gesamtproben wurde die Korngrößenfraktionierung

durchgeführt. Hierzu wurden 10-20 g einer Probe mit destilliertem Wasser in eine Literflasche

gegeben und zur Dispergierung der Tonminerale zusätzlich 5 ml Natriumpyrophosphat pro

Liter destilliertes Wasser hinzugegeben. Hiernach wurden die Proben 24 h lang in einem

Überkopfschüttler dispergiert. Einen Überblick über die weitere Aufbereitung und die

eingesetzten Analysemethoden zur Untersuchung der Kaolin- und Tonproben ist dem

Flussdiagramm in Abbildung 35 zu entnehmen.

Abb. 35: Flussdiagramm der Arbeitsschritte der Probenaufbereitung und der eingesetzten analytischen Methoden

2.3 Granulometrische Analyse

Die geschüttelten und dispergierten Proben wurden zunächst durch ein Sieb der Maschenwei-

te 63 µm gegeben. Die Wasser-Feststoff-Suspension der Fraktion <63 µm besaß nach dem

Siebvorgang ein Volumen von ca. 2 Litern. Ein Aliquot wurde für die weiteren Trennungs-

vorgänge verwendet und von ausgewählten Proben der Kaoline ein weiteres nach Trocknung

zur Analyse fertigungstechnischer Parameter eingesetzt.

Die Abtrennung der Korngrößenfraktion <2 µm aus der Suspension <63 µm erfolgte mittels

Sedimentation in einem Atterbergzylinder nach DIN 66111 (1986). Die abgetrennte Suspen-

sion mit der Fraktion <2 µm wurde hiernach in einem Trockenofen bei 40°C mehrere Tage

eingedampft. Die Temperatur wurde gering gewählt, um eine strukturelle Veränderung quell-

fähiger Tonminerale zu vermeiden. Nach dem gleichen Verfahren wurden im Anschluß die

Fraktionen 2-6,3 µm, 6,3-20 µm und 20-63 µm abgetrennt, getrocknet und gewogen, um die

quantitative granulometrische Analyse der Proben zu vervollständigen. Ein Aliquot der Frak-

tion <2 µm wurde nachfolgend chemisch und mineralogisch analysiert.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

2.4 Mineralogische Analyse mit Röntgendiffraktometrie (XRD)

Die Röntgendiffraktometrie wurde zur Identifizierung des qualitativen und quantitativen Mi-

neralbestandes der gemahlenen Gesamtproben und der Korngrößenfraktion <2 µm verwendet.

Die Messungen erfolgten am Institut für Angewandte Geowissenschaften der TU Berlin an

einem Röntgendiffraktometer der Firma Philips (PW 1710) mit Cu-Kα-Strahlung (50 kV, 30

mA) und Monochromator bei einer Goniometerschrittweite [°2Theta] von 0,02° und einer

Messzeit von 2 Sekunden pro Schritt.

2.4.1 Qualitative Analytik

Zur Bestimmung der Zusammensetzung der Gesamtproben wurden Streupräparate der gemah-

lenen Aliquote der Proben verwendet und im Bereich von 3-80°2Theta gemessen. Die

Auswertung erfolgte mittels der Programme Philips X’Pert Organiser und Philips X’Pert

HighScore. Zur Bestimmung des Tonmineralbestandes einer Probe ist die Verwendung von

Streupräparaten der Gesamtprobe nur bedingt verwendbar. Die Reflexe der Tonminerale über-

lagern sich, daher ist es häufig schwer zu entscheiden welches Mineral vorliegt. Durch die

starken Reflexe des Quarzes sind die Reflexe der Tonminerale zudem recht schwach ausge-

bildet, so dass selbst größere Mengen an Tonmineralen nicht analysiert werden können. Somit

wurde zur detaillierten Analyse der Tonmineralzusammensetzung einer Probe die Fraktion <2

µm verwendet.

Tab. 5: Basisabstände [nm] von Tonmineralen nach unterschiedlicher Vorbehandlung (nach Laves & Jähn 1972)

Tonmineral Luftgetrocknet (AD) Glykolisiert 300°C 550°C

Smektit 1,4 1,7 1,0 1,0

Illit 1,0 1,0 1,0 1,0

Kaolinit 0,7 0,7 0,7 -

Abb. 36: Identifizierung der Tonminerale in texturierten Präparaten der Korngrößenfraktion <2 µm (Beispiel:

Probe Guttau 18)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Die Analyse der Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm erfolgte an texturierten

Präparaten im Messbereich von 3-30°2Theta. Im Zuge der Probenvorbereitung wurde ein Teil

der getrockneten Probe unter Zugabe von destilliertem Wasser und Magnesiumchlorid zur

Aggregierung der Tonmineralpartikel zu einer Paste vermengt. Diese wurde mittels eines

China-Spachtels auf einen Objektträger gestrichen und bei 40°C im Ofen getrocknet.

Die semiquantitative Auswertung der Röntgendiffraktogramme der Texturpräparate erfolgte

nach dem Verfahren von Laves & Jähn (1972). Um den Tonmineralbestand einer Probe ein-

deutig identifizieren zu können ist es notwendig, die Proben nach einer ersten Messung der

Probe in luftgetrocknetem Zustand 24 h in einem Exsikkator mit Glykol zu bedampfen, auf

300°C bzw. auf 550°C zu tempern und danach jeweils erneut zu messen. Die einzelnen Ton-

minerale reagieren unterschiedlich auf die Glykolisierung und die Temperung (Tab. 5), was

sich in der Verschiebung des Hauptreflexes im Röntgendiffraktogramm niederschlägt (Abb.

36).

2.4.2 Quantitative Analytik

Die halbquantitative prozentuale Zusammensetzung der Gesamtproben wurde aus den Peak-

Höhen der Hauptreflexe der einzelnen Minerale mittels des Programms Philips X’Pert

Organiser nach dem Verfahren von Cook et al. (1975) ermittelt. Der Wert der Peak-Höhe

wurde mit einem geräteabhängigen Mineralfaktor multipliziert (Tab. 6). Die Faktoren für die

jeweiligen Minerale wurden durch Mischung unterschiedlicher Mengen reiner

Mineralstandards ermittelt. Die Peak-Höhe des Hauptreflexes von Quarz wird als Faktor 1,0

gesetzt und die Menge der anderen Minerale in Relation zu diesem berechnet.

Tab. 6: Mineralfaktoren zur quantitativen Analyse von Pulverpräparaten der Gesamtproben

Bereich [°2θ] Mineral Faktor

25,3 – 25,5 Anatas 1,3 – 3,2

33,0 – 33,4 Hämatit 4,3

56,2 – 56,45 Pyrit/Siderit 5,1

12,2 – 12,6 Kaolinit 2 – 15

4,7 – 5,2 Smektit 8 - 14

8,7 – 9,1 Illit 2,6 - 26

26,45 – 26,95 Quarz 1

Neben präparatorischen Effekten (vgl. Moore & Reynolds 1989) ist die Peak-Höhe der

Hauptreflexe abhängig vom Gehalt an Quarz in der Probe und von der Kristallinität, bzw. der

Zusammensetzung der Tonminerale. Sind die Tonminerale gröber, gut kristallisiert und wenig

alteriert, ist der Faktor niedrig. Bei zunehmender Alteration mit einer geringer werdenden

Korngröße sind höhere Faktoren zu verwenden. Darauf beruht die große Schwankungsbreite

der Faktoren für die Tonminerale in Tabelle 6. Die Faktoren sind innerhalb einer Lagerstätte

gleich. Aufgrund der hohen Abweichung der Faktoren für unterschiedliche Lagerstätten

wurde das Verfahren nur zur Überprüfung der weit besseren Ergebnisse der Kalkulation der

mineralogischen Zusammensetzung der Proben aus der chemischen Analytik verwendet. Die

Kombination der beiden Methoden führte zu einer relativ guten Übereinstimmung der Werte.

Die semiquantitative prozentuale Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm wurde

an texturierten glykolisierten Präparaten ermittelt. Nach dem Verfahren von Laves und Jähn

(1972) wurden die Peak-Flächen der (001)-Reflexe der Tonminerale mittels des Programms

Philips X’Pert Organiser vermessen und mit Mineralfaktoren multipliziert. Die Faktoren der

einzelnen Minerale wurden durch Messung gemischter Tonmineralstandards am Institut für

Angewandte Geowissenschaften der TU Berlin ermittelt (Tab. 7). Die Messung von Peak-

Flächen ist weit weniger fehlerbehaftet als die Ermittlung der Zusammensetzung über die

Peak-Höhen. Als Bezugspunkt wird die Peakfläche des Illits verwendet. Diesem wird ein

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Wert von 1,0 zugeordnet. Die Peakflächen weiterer Tonminerale werden nun in Bezug zu der

des Illits gesetzt und entsprechende Faktoren ermittelt. Die Fehlerquelle dieses Verfahrens

liegt in der von Hand durchzuführenden und damit nicht normierbaren Präparation der

Proben. Ausbildung und Größe der einzelnen Minerale einer Probe beeinflussen zusätzlich die

Peakfläche.

Tab. 7: Mineralfaktoren zur quantitativen Analyse texturierter glykolisierter Präparate der Korngrößenfraktion

<2 µm

Fläche Mineral Faktor

(001) Illit 1

(001) Smektit / Illit/Smektit-Mixed-Layer 0,22 / 0,4

(001) Kaolinit 0,25

Die quantitative Mineralanalytik der Proben anhand texturierter Präparate der Fraktion <2 µm

ergab sehr zufriedenstellende Werte. Die geräteabhängigen Faktoren konnten auf die Proben

aller Lagerstätten gleichermaßen angewendet werden. Zur Überprüfung der Ergebnisse wurde

die mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm aus den Ergebnissen

der chemischen Analytik berechnet.

2.4.3 Bestimmung der Kristallinität des Kaolinits

Die Struktur des Kaolinits ist sehr komplex, weshalb sie häufig fehlgeordnete Bereiche auf-

weist. Mit Hilfe der Röntgendiffraktometrie ist es möglich, den strukturellen

Fehlordnungsgrad bzw. den Grad der Kristallinität der Kaolinite einer Probe zu bestimmen.

Zwischen stark fehlgeordneten und wenig fehlgeordneten Kaoliniten existieren dabei alle Ü-

bergänge.

Die am weitesten verbreitete Methode zur Bestimmung der Kristallinität der Kaolinite einer

Probe ist die nach Hinckley (1963). Der Hinckley-Index wird über die Peak-Höhen spezifi-

scher Kaolinitreflexe aus den Röntgendiffraktogrammen nicht texturierter Präparate ermittelt.

Stark fehlgeordnete Kaolinite besitzen demnach einen Hinckley-Index <0,5, gut geordnete

Kaolinite hingegen Werte >1,5 (Abb. 37). Ist der Ordnungsgrad der Kaolinite gering, so ist im

Röntgendiffraktogramm jedoch nur eine verschwimmende Bande von Reflexen zu erkennen.

Daher ist es nahezu unmöglich, schlecht kristallisierte Kaolinite, wie sie beispielsweise häufig

in kaolinitischen Tonen vorliegen, mit dieser Methode zu analysieren. Bei hohen Muskovit-

oder Quarzgehalten überlagern Reflexe zudem die lokalen Minima zwischen den Reflexen

des Kaolinits (vgl. Aparicio & Galan 1999).

Am besten geeignet für die Kristallinitätsmessung an Kaoliniten der in dieser Arbeit unter-

suchten Proben erwies sich der Index von Amigo et al. (1987). Der Index wird an

Texturpräparaten gemessen, indem die Halbwertsbreite (FWHM) des (001)- und des (002)-

Reflexes des Kaolinits in °2Theta bestimmt wird (Abb. 37). Nach Aparicio & Galan (1999) ist

dieser Index nicht sensitiv gegen Quarz, Feldspat, Illit, Smektit und amorphe Substanzen.

Wenig fehlgeordnete Kaolinite besitzen Halbwertsbreiten <0,3 °2Theta, sind sie stark fehlge-

ordnet, so besitzen sie Werte >0,4 (Abb. 37). Schmitz & Germann (2001) analysierten die

Halbwertsbreite der Kaolinite eines Porphyr-Kaolins und verglichen sie mit den Werten des

Hinckley-Index. Beide Verfahren führten zu einem ähnlichen Ergebnis (Abb. 38).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

020 110111

20 22

25 12 25

002

001

021

HI= At

A+B

<0,5 [FK] - > 1,5 [GK]

GK = geordneter Kaolinit

FK = fehlgeordneter Kaolinit

<0,3 [GK] - > 0,4[FK]

Hinckley - Index [HI] Indizes von Amigo et al.

[FWHM 001 und FWHM 002]

Abb. 37: Messung der Kaolinitkristallinität nach Hinckley (1963) und Amigo et al. (1987) / Zeichnung nach

Aparicio & Galan (1999)

Die Ergebnisse der Arbeiten von Brandl (1991), Gonzales et al. (1997), Aparicio & Galan

(1999) und Schmitz & Germann (2001) weisen darauf hin, dass eine Messung des strukturel-

len Fehlordnungsgrads der Kaolinite sowohl an nicht texturierten (z.B. Hinckley-Index) als

auch an texturierten Proben (z.B. Amigo et al. 1987) erfolgen kann.

Abb. 38: Kristallinitätsgrad des Kaolinits der Korngrößenfraktion <2 µm eines Porphyr-Kaolins in Abhängigkeit

von der Teufe / Vergleich der Verfahren Hinckley-Index und Halbwertsbreite °2Theta

Nach Lasch (1969) verringert sich die Halbwertsbreite der Kaolinite mit zunehmender Korn-

größe. Da die Kaolinite der Kaoline meist grobkörniger ausgebildet sind als die der Tone, ist

zu vermuten, dass die Kaolinite der Gesamtproben der Kaoline grundsätzlich eine deutlich

geringere Fehlordnung aufweisen. Um die Ergebnisse der Kaoline und Tone miteinander ver-

gleichen zu können, wurde die Kristallinität der Kaolinite daher ausschließlich an texturierten

Präparaten der Korngrößenfraktion <2 µm untersucht.

2.4.4 Bestimmung der Einlagerungsfehlordnung von Kaoliniten mit DMSO

Nach Range et al. (1969) ist es möglich, den Schichtzwischenraum von Kaoliniten durch die

Einlagerung von polaren organischen Verbindungen, beispielsweise mit DMSO (Dimethylsul-

foxid - C2H6OS) aufzuweiten, was mittels Röntgendiffraktometrie nachgewiesen werden

kann. Die Geschwindigkeit der Reaktion des Kaolinits mit den organischen Molekülen ist

abhängig vom Teilchendurchmesser des Kristalls, der Art der Moleküle, deren Konzentration

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

in der Lösung und der Reaktionstemperatur. Kaolinite reagieren mit neutralen organischen

Molekülen quantitativ oder überhaupt nicht, d.h. nach dem Alles-oder-Nichts-Prinzip, unter

der Voraussetzung, dass die Zeit für die Reaktion ausreichend ist (Lagaly 1993). Als Ursache

wird eine Einlagerungsfehlordnung nicht reaktiver Kaolinite angenommen (Range et al.

1969), die durch den Einbau von Kationen oder Neutralmolekülen zwischen den Kaolinit-

schichten hervorgerufen wird (Abb. 39a).

Abb. 39: Aufweitungsmechanismus grober und feinkörniger Kaolinite (nach Lagaly 1993)

Nach Weiss et al. (1970) reagieren feinstkörnige Kaolinite sehr viel langsamer mit Gastver-

bindungen als gröbere (Abb. 39b). Bei kleinen Korngrößen verläuft die Einlagerung nach

einem Keilmechanismus (Abb. 39b), bei dem die organische Verbindung von einer Seite zwi-

schen die Kaolinitschichten dringt und dabei die übrigen Randbereiche sperrt, da ein

bestimmter Grad der Verformung des Kristalls nicht überschritten werden kann (vgl. Lagaly

1993). Die Reaktion gröberer Kaolinite verläuft schneller (Abb. 39b), da bei ihnen die Gast-

moleküle entlang mehrerer Reaktionsfronten in den Kristall eindringen können. Der Übergang

vom Keilmechanismus des Feintonbereichs zum Ringmechanismus der gröberen Partikel liegt

bei einer Korngröße von ca. 0,2–0,8 µm (Lagaly 1993).

Abb. 40: Verschiebung des (001)-Reflexes der Kaolinite durch Aufweitung mit DMSO

Die Versuche wurden folgendermaßen durchgeführt (Mitteilung Prof. Dr. F. Henningsen):

Texturierte Präparate der Korngrößenfraktion <2 µm der Kaoline und der Tone wurden in

einem geschlossenem Exsikkator bei einer Temperatur von 60°C mit einer polaren organi-

schen Verbindung (DMSO) bedampft und die reaktiven Kaolinite aufgeweitet. Nach

langwierigen Voruntersuchungen erwies sich ein Zeitraum von 15 Tagen als ausreichend, um

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

die reaktiven Kaolinite der Proben aufzuweiten. Der (001)-Reflex des aufgeweiteten Kaolinits

verschiebt sich durch diese Behandlung von 12,4 auf 7,9°2Theta (Abb. 40).

Nach 15 Tagen wurden die Intensitäten der Reflexe der aufgeweiteten und der nicht aufgewei-

teten Kaolinite prozentual erfasst. Kaolinite, die nicht mit DMSO aufweiten sind

einlagerungsfehlgeordnet. Da ausschließlich Präparate der Korngrößenfraktion <2 µm unter-

sucht wurden ist es möglich, die Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite der Kaoline und der

Tone miteinander zu vergleichen.

Nach Range et al. (1969) und Lagaly (1981) können einlagerungsfehlgeordnete Kaolinite als

”Fireclay-Minerale“ bezeichnet werden. Andere Autoren (z.B. Arens 1963, Schmidt &

Schmidt-Reinholz 1995, Lorenz & Gwosdz 1997) verwenden diesen Begriff jedoch für Kao-

linite, die eine hohe strukturelle Fehlordnung aufweisen. Daher wurde in dieser Arbeit auf die

Bezeichnung “Fireclay-Mineral“ verzichtet, um Missverständnisse zu vermeiden.

Angaben, die sich auf die Halbwertsbreite nach Amigo et al. (1987), also auf die strukturelle

Fehlordnung beziehen, werden als Fehlordnung oder Kristallinität bezeichnet, Angaben, die

auf einer Aufweitung von Kaolinit mit DMSO beruhen, werden hingegen als Einlagerungs-

fehlordnung gekennzeichnet.

2.5 Chemische Analyse

2.5.1 Röntgenfluoreszenzanalyse (XRF)

Die Proben der Korngrößenfraktion <2 µm und die Gesamtproben wurden mittels

wellenlängendispersiver Röntgenfluoreszenzanalyse am Institut für Angewandte

Geowissenschaften der TU Berlin chemisch analysiert. Die Analyse erfolgte an

Schmelztabletten, die mit einem Röntgenfluoreszenzgerät der Firma Philips (PW1404/10)

gemessen wurden. Das Gerät wurde anhand von ca. 100 Referenzstandards kalibriert. Mittels

des Messprogramms ’Oxiquant’ wurden 36 Haupt-, Neben- und Spurenelemente quantitativ

bestimmt. Die Gesamtmenge des Fe wird bei diesem Programm als Fe2O3 ausgewiesen.

Zudem können keine Schweren Seltenen-Erden-Elemente analysiert werden, sondern

ausschließlich die Gehalte der Leichten Seltenen-Erden-Elemente Ce, La, Nd, Pr und Sm. Die

Kalibrationsbereiche und die Standardabweichungen für die einzelnen chemischen Elemente

sind in Anhang 1 aufgeführt.

Zur Probenvorbereitung wurden 0,6 g des gemahlenen Probenmaterials der Gesamtproben

bzw. 0,6 g unbehandeltes Probenpulver der Fraktion <2 µm mit 3,6 g des Flussmittels

Spectromelt A 12 der Firma Merck (Darmstadt) gemischt und homogenisiert. Bei 1200°C

wurde das Gemisch etwa sechs Minuten lang in einem Platintiegel aufgeschmolzen, wobei ein

Vibrator hinzugeschaltet wurde, um die Homogenisierung der Schmelze zu gewährleisten.

Die Schmelze wurde nach dieser Zeit in eine Platinkokille gegeben, worin die Schmelze

erkaltete und eine Tablettenform von 3 cm Durchmesser annahm.

Die Darstellung der Ergebnisse der Röntgenfluoreszenzanalyse erfolgt in tabellarischer Form

für die Kaoline. Die Zusammensetzung der Tone wird in Form von Boxplots dargestellt. Sie

wurden mit Hilfe des Programms SPSS 12.0 erstellt (Abb. 41). Die mineralogische

Zusammensetzung sowohl der Kaoline als auch der Tone ist Tabellen zu entnehmen. In allen

Tabellen wird die Standardabweichung der Werte in einer Klammer rechts neben dem

Mittelwert angegeben.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 41: Boxplot

2.5.1.1 Bemerkungen zur Probenbearbeitung

Sulfidschwefel und Phosphate greifen den Platintiegel während des Schmelzvorgangs an. Aus

diesem Grunde mussten einige Proben der Tonlagerstätte Guttau vor dem Schmelzen bei

1000°C im Ofen geglüht werden. Dieses Vorgehen führte zu leicht erhöhten Masseverlusten,

weshalb die Gesamtsummen der Proben von Guttau teilweise unterhalb 97 % liegen.

In den Kaolinproben der Lagerstätte Caminau schützte der sehr hitzebeständige Kaolinit den

Quarz vor einem vollständigen Aufschmelzen. Dies führte dazu, dass auch mehrfaches Auf-

schmelzen der Proben keine Werte >97 % der Gesamtsumme ergaben. Nach Vergleich mit

älteren Werten aus der Literatur (u.a. Krumb 1998), konnte für die Kaoline der Lagerstätte

Caminau ermittelt werden, dass die Differenz fehlendem SiO2 zuzuordnen ist. Die Daten

wurden entsprechend korrigiert.

Die Werte für Na und Phosphat der Korngrößenfraktion <2 µm sind leicht erhöht, da den Pro-

ben im Zuge der Aufbereitung zur Dispergierung geringe Mengen Natriumpyrophosphat

zugeführt wurden. Sie sind für die Interpretation der Ergebnisse jedoch nicht relevant.

2.5.1.2 Glühverlustbestimmung

Da beim Schmelzen der Proben leichtflüchtige Bestandteile wie Kristallwasser und CO2

entweichen, werden diese bei der Röntgenfluoreszenzanalyse nicht mitbestimmt. Daher ist es

notwendig, den Glühverlust der Proben getrennt zu analysieren. Hierzu wurde ein Aliquot

jeder Probe eine Stunde bei 1000°C in einem Ofen geglüht. Die Proben wurden vor und nach

dem Glühen gewogen. Die Massendifferenz wird als Glühverlust (Loss of Ignition/ L.O.I.)

bezeichnet und muß den Analysewerten der Röntgenfluoreszenzanalyse hinzugerechnet

werden. Idealerweise ergibt die Summe aller analysierten Elemente zusammen mit dem Wert

des Glühverlustes einer Probe 100 %. Messergebnisse ≥97 % werden als ein akzeptables

Ergebnis betrachtet.

2.5.1.3 Quantitative Analyse

Die mineralogische Zusammensetzung der Proben wurde auf Grundlage der chemischen

Analyse rechnerisch ermittelt (Abb. 42). Es wurden, mit Ausnahme freier Fe-Phasen, nur

solche Mineralphasen berechnet, die auch in der Probe tatsächlich röntgendiffraktometrisch,

mikroskopisch oder makroskopisch nachzuweisen sind. Der Berechnung liegen keine

idealisierten Standardzusammensetzungen der Minerale zugrunde. Die Zusammensetzung der

Tonminerale orientiert sich an der chemischen Zusammensetzung der Proben. Sie variieren

innerhalb der Grenzen, die den Daten von Heim (1990), Jasmund & Lagaly (1993) und

Lorenz & Gwosdz (1997) zu entnehmen sind.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 42: Algorithmus der quantitativen Mineralanalyse berechnet aus massebezogenen Daten der chemischen

Analyse (überarbeitet nach Krumb 1998)

Zu Beginn der Berechnung wird aus dem K-Gehalt der Proben der Illitanteil berechnet, da

nennenswerte Anteile Feldspat in keiner Probe nachgewiesen werden konnten. Aus den Über-

resten von Mg und Ca wird im Anschluss daran ein Smektit (Montmorillonit) berechnet,

wenn dieser in der Probe nachgewiesen werden konnte. Überschüssiges Fe wurde anschlie-

ßend zur Berechnung von Fe-Oxiden (Goethit, Hämatit), bzw. zur Berechnung von Siderit

oder Pyrit verwendet. Aus den restlichen Al-Anteilen kann nun der Kaolinit und hiernach aus

überschüssigem SiO2 der Quarzgehalt berechnet werden. TiO2 geht als Anatas in die Berech-

nung ein. Die Bindung des Ti und des Fe an Tonminerale wurde vernachlässigt. Für die

Berechnung wurden nur die Hauptelemente der chemischen Analyse verwendet. Daher bleibt

ein „Rest“ übrig, dessen Anteil in der Probe den realen Gehalt an organischen Kohlenstoff

übersteigt. Wurden in der Korngrößenfraktion <2 µm Mixed-Layer-Minerale nachgewiesen,

so wurde die Zusammensetzung der Proben ausschließlich über die röntgendiffraktometrische

Analyse graphisch ermittelt.

Das angewendete Berechnungsverfahren führt dazu, dass keine einheitlichen Nachweisgren-

zen für einzelne Minerale existieren. Sie sind abhängig von der Zusammensetzung der Proben

einer Lagerstätte.

2.5.2 Analyse des Gesamtkohlenstoffgehalts

Die Analyse des Gesamtkohlenstoffgehalts (TC / Total Carbon) wurde an ausgewählten Ge-

samtproben und Proben der Korngrößenfraktion <2 µm durchgeführt. Die Messungen

erfolgten an dem Gerät ’Liqui TOC’ der Firma “Elementar“ am Institut für Angewandte

Geowissenschaften der TU Berlin. Die Gesamtproben wurden vor der Messung analysefein

gemahlen. Die Korngrößenfraktion <2 µm konnte ohne weitere Vorbehandlung zur Analyse

eingesetzt werden. Zur Messung werden nur wenige Gramm einer Probe benötigt. Die Analy-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

se beruht auf einem Aufschluss der Probe mit 0,8 %iger HCl mit nachgeschalteter Messung

des Kohlenstoffgehalts. Der Messbereich des Analysegeräts liegt zwischen 0,2 und 10000

mg/l Kohlenstoff.

2.6 Durchlicht-, auflicht- und rasterelektronenmikroskopische (REM) Un-

tersuchungen

Mikroskopische Untersuchungen an einem Polarisationsmikroskop erfolgten an der Korngrö-

ßenfraktion >63 µm ausgewählter Proben. Sie geben Aufschluss über die qualitative

mineralogische Zusammensetzung und die Ausbildung der Grobfraktion der Rohstoffe.

Auflichtmikroskopie wurde an Anschliffen pyritisierter Xylite der Lagerstätte Guttau durch-

geführt, um deren Zusammensetzung und die Eh/pH-Bedingungen ihrer Bildung abschätzen

zu können.

Kohlepetrographische Analysen an Braunkohleresten der Grobfraktion der Tonproben dienten

zur Bestimmung des Inkohlungsgrads des organischen Materials der Tone.

Konventionelle Rasterelektronenmikroskopie an ausgewählten Gesamtproben und Proben der

Korngrößenfraktion <2 µm wurde an einem Hitachi S-2700 Rasterelektronenmikroskop der

Zentraleinrichtung für Elektronenmikroskopie (ZELMI) der TU-Berlin durchgeführt. Das

Gerät ist mit einem energiedispersiven Analysesystem (EDS / IDFix) der Firma SamX sowie

einem Rückstreuelektronen-Detektor (Halbleiter-Ringdetektor) ausgestattet. Die Digitale

Bildaufzeichnung erfolgte mittels des System DIPS der Firma Point Electronic.

Zur Präparation wurden die Proben auf knopfgroße Probenteller aufgeklebt und mit Gold be-

dampft, um eine Verbesserung der Leitfähigkeit und damit der Bildqualität zu erreichen.

2.7 Multivariate Statistik

Neben den grundlegenden univariaten statistischen Verfahren zur Bestimmung von Mittelwert

und Standardabweichung kamen im Zuge der Auswertung der Ergebnisse bivariate und mul-

tivariate statistische Methoden zum Einsatz. Sie dienten dazu, das Verhalten der chemischen

Elemente im Zuge des Umlagerungsprozesses von den in-situ-Kaolinen in die kaolinitischen

Tone hinein zu verdeutlichen und Elementgruppen gleichen Verhaltens zu unterscheiden.

Diese Vorgehensweise ermöglicht es, durch sachlogische Überprüfung der Analysenergebnis-

se den unterschiedlichen Einfluss der an der Tonlagerstättenbildung beteiligten Prozesse auf

spezifische Elementgruppen abzuschätzen.

Für jede Lagerstätte wurden die Daten aus der chemischen Analyse zunächst auf Probenaus-

reißer hin analysiert, um Proben entdecken zu können, die in der weiteren statistischen

Betrachtung nicht berücksichtigt werden sollten. Die anschließende statistische Analyse wur-

de mit Hilfe des Programms SPSS 12.0 durchgeführt.

2.7.1 Korrelationsanalyse

Die Korrelationsanalyse dient der Analytik der Abhängigkeit zweier Variablen einer Proben-

population (Backhaus et al. 1994). Durch Korrelationsanalysen wurde der Zusammenhang

zwischen verschiedenen chemischen Elementen einer Probenpopulation ermittelt. Sie erlaubte

es, einen ersten Eindruck darüber zu gewinnen, ob ein Zusammenhang zwischen spezifischen

Elementpaaren in den Proben besteht. Da die Probenmenge in einigen Lagerstätten gering ist,

wurde eine signifikante Korrelation zwischen zwei Variablen bei einem Korrelationskoeffi-

zienten von ≥0,80 angenommen. Mittels der Regressionsanalyse konnte der Zusammenhang

zwischen korrelierenden Variablen konkretisiert werden.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

2.7.2 Regressionsanalyse

Im Allgemeinen dient die Regressionsanalyse dazu, den Zusammenhang zwischen einer ab-

hängigen Variablen (Regressand) und einer, bzw. mehrerer unabhängiger Variablen

(Regressoren) zu erklären. Nach Backhaus et al. (1994) dient die Regressionsanalyse damit

der Überprüfung der Zusammenhänge zwischen den Variablen und kann auch dazu verwendet

werden, Werte der abhängigen Variablen abzuschätzen. Sie untersucht demnach nicht um-

kehrbare “Je-Desto-Beziehung“.

Aufgrund der Korrelation zweier chemischer Elemente wurde eine Arbeitshypothese aufge-

stellt, auf deren Grundlage die eine Variable als „abhängig“ von der unabhängigen Variable

definiert wurde. Diese „Abhängigkeit“ konnte nachfolgend mittels der Regressionsanalyse

überprüft werden. Zunächst wurden lineare Beziehungen zwischen ausgewählten chemischen

Elementen überprüft. Bei Verdacht einer nicht-linearen Beziehung wurden des Weiteren ex-

ponentielle oder logarithmische Beziehungen untersucht. Die Vorgehensweise wird in

Backhaus et al. (1994) erläutert. Mittels der Reaktionsfunktion erfolgt die mathematische Be-

schreibung des Zusammenhangs zwischen abhängiger und unabhängiger Variable. Das

Gütemaß der Regressionsanalyse ist das Bestimmtheitsmaß R². Es beschreibt die Güte der

Reaktionsfunktion. Eine Reaktionsfunktion, die ein R²=1 aufweist, erklärt die gesamte Streu-

ung der abhängigen Variable, tendiert der Wert hingegen in Richtung R²=0, so ist der Anteil

der durch die Funktion erklärten Streuung der Variable weit geringer (vgl. Backhaus et al.

1994).

Eine Regressionsanalyse mit Werten von R²>0,75 wurde in dieser Arbeit als statistisch signi-

fikant angesehen. Chemische Elemente, die solch ein Gütemaß aufweisen, wurden hiernach

eingehend sachlogisch überprüft. Zu klären ist in jedem Einzelfall, ob die Arbeitshypothese

plausibel ist.

2.7.3 Faktorenanalyse

In der Faktorenanalyse erfolgt die Gruppierung einer Vielzahl von Variablen in wenige

Faktoren. Diese Vorgehensweise dient der Datenreduktion. Sie ermöglicht es, einzelne

„Einflußfaktoren“ zu ermitteln. Sie dient somit der Entdeckung von untereinander

unabhängigen Einflussgrößen (Backhaus et al. 1994).

Die Varianz der Proben eines Datensatzes wird in der Faktorenanalyse zerlegt und einzelnen

Faktoren zugeordnet. Die Variablen des ersten Faktors sind verantwortlich für die

Hauptvarianz, die weiteren Faktoren besitzen bezogen auf die Gesamtvarianz einen

geringeren Einfluss. Innerhalb eines Faktors sind Variablen gruppiert, die ein ähnliches

Verhalten aufweisen. Diese Gemeinsamkeit der Variablen ist für jeden Faktor zu

interpretieren.

Zu Beginn der Faktorenanalyse ist eine eingehende Überprüfung der Variablenauswahl

notwendig. Als Prüfgröße dafür welche Variablen, bzw. im vorliegenden Fall welche

chemischen Elemente in die Faktorenanalyse einbezogen werden sollten, wurde das Kaiser-

Meyer-Olkin-Kriterium (MSA=measure of sampling adequacy) herangezogen. Das Kriterium

zeigt an, in welchem Maße die Ausgangsvariablen zusammengehören und ob die

Faktorenanalyse sinnvoll ist. Mit diesem Kriterium können nicht nur die Korrelationsmatrizen

sondern auch einzelne Variablen beurteilt werden. Backhaus et al. (1994) definieren nach

Kaiser & Rice (1974) MSA-Werte zwischen <0,5 (unacceptable/untragbar) und >0,9

(marvelous/erstaunlich). Die Überprüfung des Kaiser-Meyer-Olkin-Kriteriums für einzelne

Variablen führte im Zuge der Analyse zum Ausschluss solcher Variablen, die MSA-Werte

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

<0,5 aufweisen. Es wurden nur solche Faktorenanalysen ausgewertet, deren MSA einen Wert

>0,6 besitzt.

Nach der Auswahl der Variablen erfolgt durch die Aufstellung der standardisierten

Korrelationsmatrix die Definition der Faktoren (Backhaus et al. 1994). Da in natürlichen

Systemen davon auszugehen ist, dass nicht die gesamte Varianz der Proben durch die

wenigen extrahierten Faktoren beschrieben werden kann, muss abgeschätzt werden, welcher

Teil der Varianz durch die Faktoren erklärt wird. Nach Backhaus et al. (1994) bezeichnet man

den Teil der Gesamtvarianz als Kommunalität, der durch die gemeinsamen Faktoren erklärt

wird. Dieser wurde in der vorliegenden Arbeit durch einen iterativen Prozess abgeschätzt.

Die Zahl der Faktoren wurde mittels des Kaiser-Kriteriums ermittelt. Demnach ist die Anzahl

der Faktoren gleich den Faktoren mit Eigenwerten >1 (Backhaus et al. 1994 nach Kaiser

1970). Die Berechnung der Eigenwerte basiert auf der Summe der quadrierten

Faktorladungen eines Faktors über alle Variablen. Durch Rotation kann das Faktorenmuster

besser aufgelöst werden, was eine verbesserte Interpretation ermöglicht (Backhaus et al.

1994). In dieser Arbeit wurden alle Faktorenladungen varimax-rotiert.

Tab. 8: Beispiel einer Faktorenanalyse für die chemische Zusammensetzung von 27 Proben (Beispiel: Tonpro-

ben der Lagerstätte Wiesa)

Komponenten / n=27 / MSA=0,672

Variablen Faktor 1 Faktor 2 Faktor 3 Faktor 4

Al2O3 0,912

Ga 0,870

TiO2 0,686

Nb 0,733

K2O 0,911

Ba 0,926

Rb 0,817

Sr 0,669

Cr 0,895

Ni 0,690

V 0,849

SiO2 -0,893

Hf -0,804

Zr -0,752

MgO 0,765

CaO 0,553

Mo 0,892

Ce 0,913

Nd 0,922

Fe2O3 0,941

Eigenwerte 9,900 2,905 2,311 1,634

Varianz (%) 49,502 14,524 11,554 8,170

Kum. Varianz (%) 49,502 64,025 75,579 83,750

Die Darstellung der Faktorenanalysen erfolgt in tabellarischer Form (Tab. 8). Lädt eine

Variable hoch positiv in einen Faktor, so ist sie durch diesen Faktor beeinflusst. Die

Faktorladung ist ein Hinweis auf die Bedeutung des Faktors für die Variable. Ist eine Variable

in mehreren Faktoren gleichzeitig vertreten und keine Dominanz eines Faktors zu erkennen,

so ist davon auszugehen, dass mehrere Faktoren das statistische Verhalten der Variable

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

beeinflussen. Laden Variablen hoch negativ in einen Faktor, bei gleichzeitig Existenz von

hoch positiv ladenden Variablen, ist zu vermuten, dass der Faktor gegensätzlich auf die

Variablen einwirkt.

Für die Faktorenanalyse wurden die Ergebnisse der chemischen Analyse der Tone eingesetzt

(Tab. 8). Die Faktorenanalyse ermöglicht es, die chemischen Elemente der Proben einer

Lagerstätte in unterschiedliche Gruppen zu ordnen. Diesen Gruppen ist ein Faktor zugeordnet.

Die Interpretation des Faktors, also des Zusammenhangs zwischen den chemischen

Elementen, muss sehr sorgfältig erfolgen. So weisen Faktoren, in denen weitgehend immobile

chemische Elemente hoch positiv laden auf stabile Mineralphasen hin. Die positive Ladung

weitgehend mobiler Elemente in gemeinsamen Faktoren beruht hingegen auf dem gleichen

chemischen Verhalten in Raum und Zeit.

2.7.4 Clusteranalyse

Die Clusteranalyse ist ein Verfahren zur Gruppenbildung. Sie fasst unterschiedliche Einzelfäl-

le zu einer Gruppe von Fällen (einem Cluster) zusammen, die sich voneinander unterscheiden.

Die Ähnlichkeit der Fälle bildet somit das Maß für die Einordnung in ein bestimmtes Cluster.

Die Clusteranalyse untersucht die Ausprägung der Merkmale zwischen verschiedenen Objek-

ten und die Ähnlichkeit sowie die Distanz zwischen den Objekten. Aufgrund der

Ähnlichkeitswerte werden Objekte mit weitgehend übereinstimmenden Eigenschaften in einer

Gruppe zusammengefasst. Die Datenausgabe erfolgt in Form eines hierarchischen

Dendrogramms, in dem die am weitesten von einander entfernt liegenden Gruppen die ge-

ringste Ähnlichkeit miteinander aufweisen (Backhaus et al. 1994). Als Distanzmaß wurde in

allen Clusteranalysen die quadrierte euklidische Distanz verwendet.

Clusteranalysen wurden in der vorliegenden Arbeit dazu verwendet, die Ähnlichkeit von Pro-

ben innerhalb einer Lagerstätte oder von Proben unterschiedlicher Lagerstätten auf Grundlage

der chemischen Zusammensetzung zu bestimmen. Die Vorgehensweise im Zuge der Cluste-

ranalyse kann Backhaus et al. (1994) entnommen werden.

2.8 Die geochemische und mineralogische Bilanzierung des Umlagerungs-

prozesses

Die chemische Bilanzierung der Tonlagerstättenbildung erfolgte auf der Basis der massebe-

zogenen Elementgehalte der chemischen Analyse. Die An- und Abreicherung der einzelnen

Elemente wurde durch Normierung der Datensätze der Tone auf die Datensätze der zugehöri-

gen Ausgangskaoline ermittelt. Das Ergebnis sind An- und Abreicherungskoeffizienten die

Werte >0 für jedes Element aufweisen. Elemente, die Werte <1 besitzen, wurden in Bezug

zum Ausgangskaolin abgereichert, Elemente mit Werten >1 wurden angereichert. Je geringer

oder höher der Wert ist, desto deutlicher wurde das spezifische Element angereichert, bzw.

abgeführt. Die Darstellung der Koeffizienten erfolgt in tabellarischer Form. Zur Analyse der

An- und Abreicherungstendenzen der chemischen Elemente wurden nach eingehender vorhe-

riger Prüfung auch diejenigen Elemente berücksichtigt, bei denen viele Werte der

Gesamtpopulation unterhalb der Nachweisgrenze liegen. Hierin befinden sich Informationen,

die Aufschluß über das Verhalten und die Bindung spezifischer Elemente geben können.

Werden solche Daten ignoriert, so gehen u.U. wichtige Informationen verloren. So beispiels-

weise in den Fällen, wo die Werte eines Elements in den Kaolinen unterhalb der

Nachweisgrenze liegen, die Werte in den Tonen jedoch erhöht sind. Schliesst man dieses E-

lement aus der Bilanzierung aus, weil für den Kaolin keine exakten Werte vorliegen, so

entsteht ein unvollständiger Eindruck der Tonmineralgenese, da faktisch eine deutliche Anrei-

cherung in den Tonen erfolgt ist, die nur nicht genau bestimmt werden kann. In einem solchen

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Falle wurde für das Element in den Kaolinen ein Schätzwert eingefügt, um den Datensatz zu

vervollständigen.

Eine rechnerische Bilanzierung des in den Tonen umgesetzten Gesamtvolumens erfolgte auf

der Grundlage der Kaolinitgehalte der Proben. Über die Trockenrohdichte und den massebe-

zogenen Kaolinitgehalt der Rohstoffe ist es möglich, das Volumen an Kaolin zu berechnen,

das benötigt wird um 1 m³ kaolinitischen Ton zu bilden.

2.9 Fertigungstechnische Parameter

Die wichtigsten Industriezweige in denen kaolinitische Tone verwendet werden sind die ke-

ramische Industrie (Fein- und Grobkeramik) und die Feuerfestindustrie. Daher wurden

ausschließlich Kenngrößen untersucht, die für diese Einsatzgebiete von Bedeutung sind.

Vogt & Vogt (2003, 2004) haben die fertigungstechnischen Eigenschaften einzelner Minerale

und tonkeramischer Massen analysiert und tabellarisch zusammengefasst. Sie unterscheiden

zwischen primären und sekundären Eigenschaften der Tonrohstoffe. Zu den Primäreigen-

schaften keramischer Massen gehören die mineralogische und chemische Zusammensetzung,

die Korngrößenverteilung und die Kolloidaleigenschaften, beruhend auf Art und Menge der

Tonminerale. Sekundäreigenschaften sind fertigungstechnische Eigenschaften, die von den

Primäreigenschaften abhängig sind. Hierzu zählen das Formgebungsverhalten der Tone sowie

ihr Trocknungs-, Brenn- und Scherbenverhalten (Tab. 9).

Tab. 9: Wichtige Sekundäreigenschaften und fertigungstechnische Parameter tonkeramischer Rohstoffe

Sekundäreigenschaften tonkeramischer Massen Parameter

Formgebungsverhalten Plastizität

Viskosität

Trocknungseigenschaften Trockenbiegefestigkeit

Trockenschwindung

Brenneigenschaften Ausdehnung und Schwindung

Sintertemperatur (Feuerfestigkeit)

Brennfarbe

Eigenschaften des gebrannten Scherbens Wasseraufnahmekapazität

Scherbenfestigkeit

Das Formgebungsverhalten wurde anhand der Messung der Plastizität und der Viskosität er-

mittelt. Versuche zum Trocknungsverhalten der Proben wurden nicht durchgeführt, da im

Rahmen der Möglichkeiten kein standardisiertes Verfahren zur Verfügung stand. Die Brenn-

eigenschaften wurden über dilatometrische Messungen analysiert. Da das Scherbenverhalten

auch maßgeblich von technischen Parametern, wie beispielsweise der Brennführung und der

Brenntemperatur abhängig ist, wurde das Scherbenverhalten nicht eingehender betrachtet.

Untersuchungen der anwendungstechnischen Parameter wurden an einzelnen repräsentativen

Proben der Tone durchgeführt. Die Ergebnisse ermöglichen es, die Eigenschaften der Tone zu

vergleichen und einen Bezug zu den Entstehungsprozessen herzustellen.

2.9.1 Formgebungsverhalten

2.9.1.1 Plastizität

Bei der Herstellung von keramischen Massen ist die Plastizität, die Bildsamkeit eines Tons,

von großer Bedeutung. Tone die sich plastisch verhalten, können ohne großen Kraftaufwand

verformt werden und behalten nach der Verformung ihre Gestalt bei. Die Plastizität ist

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

abhängig vom Wassergehalt der Proben. Trockene Tone sind nicht plastisch verformbar.

Steigt der Wassergehalt, so nimmt die Plastizität zu, bis ein Optimum erreicht wird. Bei

weiterer Zugabe von Wasser wird die Masse immer flüssiger, und eine nicht-plastische

Suspension entsteht (Hofmann 1970a).

Eine einfache Methode zur Bestimmung der Plastizität eines Sediments oder Bodens ist die

nach Atterberg (1910). Atterberg unterscheidet die unterschiedliche Konsistenz bindiger Bö-

den nach ihrem Wassergehalt in flüssig, plastisch, fest und hart. Durch einfache Testmethoden

wird die Verformung des Bodens oder Sediments gemessen und darüber der Bereich ermittelt,

in dem sich der Rohstoff plastisch verhält. Die Analytik kann der DIN 18122 (1997) entnom-

men werden. Die Grenze von flüssig zu plastisch wird als Fließgrenze definiert. Neben der

Fließgrenze wird der Wassergehalt beim Übergang von der plastischen zur festen Konsistenz

bestimmt. Er wird als Ausrollgrenze bezeichnet. Die Differenz zwischen dem Wassergehalt

der Fließgrenze und dem Wassergehalt der Ausrollgrenze ergibt die Plastizitätszahl. Sie gibt

das Intervall der Wassergehalte an, in dem sich eine Probe plastisch verhält. Um die Plastizi-

tät der Rohstoffe zu ermitteln, wurden die Atterberg-Grenzen an Proben bestimmt, die eine

für die Lagerstätte repräsentative mineralogische und chemische Zusammensetzung besitzen.

Nach Bain (1971) geben die Atterberg-Grenzen gute Hinweise auf die Formgebungs-, die

Trocknungs- und die Festigkeitseigenschaften von keramischen Tonen und Ziegeltonen. Bain

& Stacey (1972) empfehlen daher die Anwendung der Atterberg-Grenzen Geologen zur ersten

überschlägigen Bewertung der fertigungstechnischen Eigenschaften eines Ton- oder Kaolin-

vorkommens.

Tab. 10: Atterberg-Grenzen ausgewählter Tonminerale (nach Vogt & Vogt 2004)

Tonmineral Ausrollgrenze Fließgrenze Plastizitätszahl

Masse % Masse % Masse %

Kaolinit (geordnet) 30 45 15

Kaolinit (fehlgeordnet) 20 75 55

Illit 52 111

Ca-Montmorillonit 50 190

142

Na-Montmorillonit 48 431

381

Das plastische Verhalten der Tonrohstoffe ist nach Vogt & Vogt (2004) maßgeblich abhängig

von der mineralogischen Zusammensetzung. Die Plastizität spezifischer Minerale in kerami-

schen Massen ist in Tabelle 10 zusammengefasst. Während Tonminerale in unterschiedlichem

Maße die Plastizität erhöhen, wirken Feldspatreste, Quarz und Glimmer in tonkeramischen

Massen plastizitätsmindernd (Vogt & Vogt 2004).

2.9.1.2 Viskosität

Die Viskosität beschreibt das Verformungsverhalten von Flüssigkeiten unter Scherbeanspru-

chung. Sie ist ein Maß für die Resistenz von Flüssigkeiten gegen Verformung, die auch als

Zähigkeit bezeichnet werden kann. In der industriellen Anwendung wird aus hochwertigen

keramischen Tonen durch Zusatz eines Verflüssigers eine dünnflüssige Suspension bei mini-

malem Wassergehalt hergestellt (Schlicker). Um dies zu gewährleisten, muss das

Viskositätsverhalten der keramischen Masse bekannt sein (Schüller 1993). Der Einsatz eines

spezifischen Verflüssigers und die Menge des Verflüssigers wird bis heute für jede kerami-

sche Masse empirisch ermittelt.

Die dynamische Viskosität einer Wasser-Feststoff-Suspension ist abhängig von den Bin-

dungskräften zwischen den Molekülen des Fluids und den Eigenschaften der Feststoffpartikel

in der Suspension sowie deren Interaktion mit dem Fluid. Die Viskosität beruht daher auf der

Art des Fluids und des Feststoffs sowie auf der Menge des im Fluid gelösten Feststoffs (Laga-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

ly 1988). Nach Störr (1983) werden Kaolin-Wasser-Gemische durch folgende substantiellen

Faktoren beeinflusst:

• Mineralbestand und Ausbildung der Minerale (Schutzkolloide / organ. Substanzen)

• Wassergehalt der Suspension

• Elektolytanteil

Die dynamische Viskosität (η) wird mit Rotationsviskosimetern bestimmt. Das Messprinzip

eines Rotationsviskosimeters beruht auf dem Geschwindigkeitsgefälle eines Fluids zwischen

einer stationären und einer beweglichen Platte. Die Verschiebung erfolgt durch Einwirken

einer Kraft K (Abb. 43).

Abb. 43: Schema zur Definition der dynamischen Viskosität (η) (nach Lagaly 1988)

Aufgrund unterschiedlich starker Kohäsionskräfte bewegen sich die Fluidschichten mit zu-

nehmendem Abstand von der bewegten Platte langsamer und es entsteht ein

Geschwindigkeitsgefälle innerhalb der Flüssigkeit. Der Quotient aus dem Geschwindigkeits-

gefälle und dem Abstand von der Basisfläche wird als Schergeschwindigkeit (γ) bezeichnet.

Viskositätsmessungen werden bei laminarem Fließen der Flüssigkeit durchgeführt. In diesem

Falle ist die Schubspannung τ (Kraft K pro Fläche A) proportional zur Schergeschwindigkeit

(Lagaly 1988). Die dynamische Viskosität (η) ergibt sich dann aus dem Quotienten aus

Schubspannung und Schergeschwindigkeit:

Die Proportionalitätskonstante η (die Viskosität) wird in Pa s angegeben. Je zäher das Fluid,

desto höher sind die Scherkräfte, die benötigt werden, um die obere Fläche zu bewegen. Das

unterschiedliche Viskositätsverhalten von Wasser-Feststoff-Gemischen kann anhand von

Fließkurven beschrieben werden. Hierzu wird die Schergeschwindigkeit (γ) einer Suspension

gegen die Schubspannung (τ) aufgetragen.

Befindet sich nur wenig gelöster Feststoff in einem Wasser-Feststoff-Gemisch, so verhält sich

das Gemisch wie eine Newtonsche Flüssigkeit (Abb. 44). Die Viskosität bleibt bei unter-

schiedlichen Schergeschwindigkeiten konstant. Die Schubspannung nimmt vom Nullpunkt

ausgehend linear zu. Die Steigung der Kurve ist abhängig vom Grad der Viskosität. Gemische

mit einem erhöhten Feststoffanteil verhalten sich dagegen häufig plastisch. Sie bilden Gerüst-

strukturen aus, die erst ab einer bestimmten Schubspannung (τ0) überwunden werden.

Hiernach setzt Fließen ein. Der Punkt (τ0) wird als Fließgrenze bezeichnet (Lagaly 1988). Der

Verlauf typischer Fließkurven (Abb. 44) wurde von verschiedenen Autoren modellhaft durch

Regressionsrechnungen beschrieben. Sie sind nach den Autoren benannt (vgl. Lagaly 1988,

Meunier 2005).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 44: Newtonsches und plastisches Fließen sowie modellhafte Fließkurven unterschiedlicher Bearbeiter

(nach Lagaly 1988 und Meunier 2005)

Die Bestimmung der Viskosität wurde an repräsentativen Caminauer Kaolinproben und reprä-

sentativen Proben der Tone durchgeführt. Die grobkörnigen Komponenten >63 µm wurden

aus dem Kaolin entfernt, um ihn mit dem Wetroer Ton aufgrund der identischen mineralogi-

schen Zusammensetzung direkt vergleichen zu können.

Mehrere Aliquote der Proben wurden mit unterschiedlichen prozentualen Anteilen Wasser

gemischt und einen Tag lang gerührt, um eine optimale Benetzung des Feststoffs und eine

gute Durchmischung zu gewährleisten. Verflüssiger wurde nicht zugesetzt. Um eine Verduns-

tung des Wassers zu vermeiden, wurden die Proben zusätzlich mit einer PVC-Folie luftdicht

verschlossen. Am darauffolgenden Tag wurden sie vor der Messung erneut gewogen, um ei-

nen möglichen Wasserverlust erkennen und quantifizieren zu können. Die Wasser-Ton-, bzw.

Wasser-Kaolin-Gemische wurden nachfolgend in ein Rotationsviskosimeter der Firma Haake

(RV 20 Rotovisco mit RC 20 Rheocontroller) gegeben und die Viskosität bei unterschiedli-

chen Schergeschwindigkeiten gemessen. Zur Auswertung wurde das Programm „Haake ROT

3.0“ verwendet.

2.9.2 Trocknungseigenschaften

Zu den Trocknungseigenschaften tonkeramischer Massen gehören die Trockenbiegefestigkeit

und die Trockenschwindung. Eigene Untersuchungen konnten nicht durchgeführt werden, da

kein standardisiertes Verfahren zur Verfügung stand.

Die Trockenbiegefestigkeit ist die Festigkeit eines Scherbens nach Trocknung bei Raum-

temperatur, bzw. bei einer Temperatur von 110°C. Sie steigt mit zunehmender Oberfläche

und zunehmender Kationenaustauschkapazität der keramischen Masse an. Beim Trocknen

entweicht das Wasser und die Masse schwindet, entstehende Poren werden mit Luft gefüllt. Je

mehr Feststoffvolumen im trockenen Zustand am Aufbau des Scherbens beteiligt ist, desto

mehr feste Partikel berühren sich (Hofmann 1970b). Vogt & Vogt (2004) fassen die Trocken-

biegefestigkeit einzelner Tonminerale tabellarisch zusammen (Tab. 11). Es wird deutlich, dass

strukturell gut geordneter Kaolinit die geringste Festigkeit aufweist. Eine deutlich höhere Fes-

tigkeit bewirken fehlgeordnete Kaolinite und Illite, die höchste Festigkeit erreichen

Montmorillonite (Vogt & Vogt 2004). Schüller (1980) weist darauf hin, dass die Trockenbie-

gefestigkeit auch mit dem Mineralgehalt an Mixed-Layer-Mineralen deutlich zunimmt.

Andere Silikate wie Quarz, Glimmer und Feldspat verringern die Trockenbiegefestigkeit einer

keramischen Masse, wenn sie in größeren Mengen enthalten sind (Vogt & Vogt 2004).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Tab. 11: Trockenbiegefestigkeit ausgewählter Tonminerale (nach Vogt & Vogt 2004)

Tonmineral Trockenbiegefestigkeit bei Raumlagerung Trockenbiegefestigkeit bei 110°C

MPa MPa

Kaolinit (geordnet) 1,4 0,7

Kaolinit (fehlgeordnet) 2,9 6,6

Illit 6,9 14,9

Ca-Montmorillonit 16,4 31,9

Na-Montmorillonit 18,7 31,8

Die lineare Trockenschwindung einer keramischen Masse wird auf das Volumen der unge-

trockneten Masse bezogen und ist ein Maß für den Volumenverlust während des Trocknens.

Im Zuge der Trocknung wird der Masse das Anmachwasser entzogen, weshalb sich ihre Mas-

se und ihr Volumen verringert (Schmidt 1979). Die Trockenschwindung ist maßgeblich vom

Wassergehalt der keramischen Masse und damit von der Korngröße, bzw. der spezifischen

Oberfläche der Minerale und der mineralogischen Zusammensetzung abhängig (Fischer

1991). Nach Vogt & Vogt (2004) vermindern Quarz, Feldspat und Glimmer die Trocken-

schwindung, Tonminerale erhöhen sie hingegen durch ihr plastisches Verhalten (Tab. 12).

Kromer & Schüller (1973) sowie Störr & Schwerdtner (1979) gelangen zu ähnlichen Ergeb-

nissen.

Tab. 12: Lineare Trockenschwindung ausgewählter Tonminerale (nach Vogt & Vogt 2004)

Tonmineral Lineare Trockenschwindung

Kaolinit (geordnet) 2,6

Kaolinit (fehlgeordnet) 3,4

Illit 10,2

Ca-Montmorillonit 13,4

Na-Montmorillonit 10,4

Die Trockenschwindung und die Trockenbiegefestigkeit der kaolinitischen Tone werden qua-

litativ aus den Daten von Vogt & Vogt (2004) abgeleitet. Zusätzlich kann die

Trockenschwindung aus dem Diagramm nach Bain (1971) auf Grundlage der Atterberg-

Grenzen abgeschätzt werden.

2.9.3 Brenneigenschaften

Im Zuge des Brennvorgangs beginnen die in der keramischen Masse enthaltenen Minerale zu

sintern. Es erfolgt die Um- und Neubildung von Mineralen in Abhängigkeit von der Brenn-

führung, der Brenntemperatur, der Brennatmosphäre sowie der granulometrischen und

mineralogischen Zusammensetzung der keramischen Masse (Schmidt 1981b). Einige der auf-

tretenden Umwandlungen und Neubildungen sind Folgende (Schmidt 1981a, b):

• Freisetzung des physikalisch gebundenen Wassers (Vogt & Vogt 2004)

• Oxidation brennbarer organischer Bestandteile

• Abspaltung chemisch gebundenen Wassers

• Quarzausdehnung und Quarzsprung im Zuge der Aufheizung

• Pyritzersetzung und Sulfatbildung

• Sinterung

• Mineralneubildung

• Bildung der Glasphase

• Farbbildung

• Entstehung ausblühfähiger Bestandteile

Eine weit verbreitete Methode, das Verhalten einer tonkeramischen Masse während des

Brennvorgangs zu analysieren, ist die Dilatometrie. Mit Hilfe der Dilatometrie wird das Aus-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

dehnungs- und Schwindungsverhalten einer Probe bei zunehmender Temperatur unter-

sucht. Es ist abhängig von Entwässerungsreaktionen, Phasenübergängen,

Zersetzungsreaktionen und Sinterprozessen. Die Brennschwindung spezifischer Tonminerale

tonkeramischer Massen wurde von Hatzl & Gehlken (2001) zusammengefasst (Tab. 13). Im

Falle keramischer Massen gibt die Dilatometrie Aufschluß über wichtige Brenneigenschaften,

wie beispielsweise die Schwindung des Materials und die optimalen Brenntemperaturen. In

der industriellen Anwendung können durch dieses Verfahren schon geringe mineralogische

Abweichungen von Standardmischungen erkannt werden (Blumm 2000).

Tab. 13: Lineare Brennschwindung ausgewählter Tonminerale (nach Hatzl & Gehlken 2001)

Tonmineral Lineare Brennschwindung

Kaolinit 2-17

Kaolinit (fehlgeordnet) 2-17

Illit 9-15

Glimmer erhöht (>20)

Montmorillonit 20

Zur Überprüfung des Brennverhaltens von kaolinitischen Tonen mit einer unterschiedlichen

Korngrößenverteilung und mineralogischen Zusammensetzung, wurden repräsentative Proben

aus den Lagerstätten Guttau, Wetro und Roßbach analysiert. Die Auswertung der Analysen

erfolgt in Form von Diagrammen, in denen die Temperatur gegen die relative Längenände-

rung aufgetragen ist. Zusätzlich wurde das Dehnungs-Schwindungsverhalten der

Korngrößenfraktion <2 µm einer Probe des Unteren Wetroer Tons untersucht, um den Korn-

größeneffekt auf die Analysemethode abschätzen zu können.

Zur Vorbereitung der Proben für die dilatometrische Analyse wurde 0,8 g getrocknetes Pro-

benpulver in einer hydraulischen Presse mit einer Kraft von 20 KN eine Minute lang belastet.

Das hierbei entstehende 2-3 cm lange Stäbchen wurde nachfolgend in die Probenhalterung

des Rohrofens eines Netsch-Dilatometers (420 E) eingespannt. Es ist über einen Fühlstempel

mit einem induktiven Wegaufnehmersystem verbunden, das die Ausdehnungsänderungen

registriert, in ein elektrisches Signal umwandelt und an einen Computer weiterleitet. Die Län-

genänderung der Proben wurde in einem Temperaturbereich zwischen der Raumtemperatur

(20°C) und 1250°C mit einer Heizrate von 10 K/min gemessen.

Die Brennfarbe eines Tons wird durch die Glasphase, kristalline Phasen oder durch das Ein-

wirken beider Phasen erzeugt (Maggetti & Radczewski 1975). Sie ist nicht nur von der

mineralogischen Zusammensetzung, sondern auch von der Brennführung und der Brennatmo-

sphäre abhängig. Im Allgemeinen führen erhöhte Fe-Gehalte in Tonen zu einer roten Färbung.

Sie wird durch Oxidation des Fe während des Glühens hervorgerufen, wodurch das Mineral

Hämatit entsteht (Maggetti & Radczewski 1975, Schmidt 1981b). Zudem ist zu beachten, dass

Illite, Mixed-Layer-Minerale und Smektite Fe bereits bei Temperaturen >800°C freisetzen,

wodurch Hämatit entstehen kann (Lorenz & Gwosdz 1997). Eine rote Brennfarbe können

daher auch Tone aufweisen, die keine freien Fe-Phasen enthalten (Schmidt 1981b). Ist die

Konzentration an Ti in der keramischen Masse um einiges höher als die des Fe, so führt dies

zu einer eher gelblichen Färbung. Helle, weiße und creme-farbene Brennfarben entstehen,

wenn die keramische Masse sehr geringe Fe- und Ti-Gehalte aufweist. Da kein standardisier-

tes Verfahren zum Brennen der Tone zur Verfügung stand, wurde die Brennfarbe der Tone

anhand bei 1000°C gebrannter Proben bestimmt.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

3 Chemische und mineralogische Zusammensetzung der Ausgangsgestei-

ne und der kaolinitischen Verwitterungskruste im Untersuchungsgebiet

Ausgangsgesteine der Kaolinisierung in Sachsen und Sachsen–Anhalt sind überwiegend Gra-

nodiorite, Grauwacken, Buntsandsteine und Arkosen sowie saure bis intermediäre Vulkanite

und Schiefer. Auf eine Darstellung der Zusammensetzung der Verwitterungskruste der Vul-

kanite und Schiefer wird im Folgenden weitgehend verzichtet, da die Rekonstruktion der

tertiären Paläoflusssysteme (Buchwald 1971, Eissmann 1975) darauf hinweist, dass Verwitte-

rungsdetritus dieser Gesteine nicht an der Genese der in dieser Arbeit analysierten

kaolinitischen Tone beteiligt ist.

Die Untersuchung der kaolinitischen Verwitterungskruste über Lausitzer Granodioriten er-

folgte in den Lagerstätten Caminau und Wiesa. Lausitzer Grauwacken-Kaoline konnten nicht

beprobt werden, weshalb es notwendig war, für die Darstellung des Grauwacken-Kaolins auf

die Analysen von Krumb (1998) aus der Kaolinlagerstätte Cunnersdorf zurückzugreifen. Im

südlichen Sachsen-Anhalt ist der Thüringer Buntsandstein das wichtigste Ausgangsgestein der

Kaolinisierung. Eine Beprobung der kaolinitischen Verwitterungskruste über Thüringer Bunt-

sandstein erfolgte in der Kaolinlagerstätte Spergau. Ausgangsgesteine wurden nicht beprobt,

weshalb zur Charakterisierung der Gesteine auf Literaturdaten zurückgegriffen wird.

3.1 Lausitzer Grauwacken und Grauwacken-Kaoline

3.1.1 Lausitzer Grauwacken

Die Lausitzer Grauwackenserie entstammt Liefergebieten, die durch granitische, kontaktme-

tamorphe und regionalmetamorphe Gesteine geprägt waren. (Brause 1991). Die Grauwacken

sind monoton zusammengesetzt und sehr feinkörnig. In weiten Bereichen sind sie exakter als

Grauwackenschiefer zu bezeichnen. Ihr Lithoklasteninhalt ist variabel, er kann aber nicht zu

einer weiteren Unterteilung herangezogen werden (Kemnitz & Budzinski 1991).

Die Grauwacken sind in der Regel kontaktmetamorph überprägt und dies nicht nur am Kon-

takt zu den Granodioriten. Krumb (1998) untersuchte solche kontaktmetamorph überprägten

Grauwacken aus dem Steinbruch Butterberg nahe Cunnersdorf bei Kamenz. Er rechnet die

dortigen Grauwacken nach Kemnitz und Budzinski (1991) zu den fein- bis grobschluffigen

Lithotypen.

Tab. 14: Mineralogischer Modalbestand der Hauptlithotypen der Lausitzer Grauwackenserie im Aufschluss

Butterberg (Krumb 1998)

Schluffstein

(tonig)

Tonstein

(schluffig)

Glimmer (Matrix) % 40 60

Quarz % 40 25

Plagioklas % 10 -

Kalifeldspat % 2 -

Biotit & Chlorit % 5 10

Opake Minerale % 2 4

Akzessorien % 1 1

Die Grauwacken bestehen nach Krumb (1998) mineralogisch aus Muskovit, Quarz, Feldspat

und kontaktmetamorph neugebildeten Biotiten. Sie enthalten jedoch keine Gesteinsbruchstü-

cke. Als Akzessorien treten Turmalin, Zirkon, Apatit und Rutil auf. Der Biotit ist teilweise

chloritisiert. Krumb (1998) unterscheidet zwei Lithotypen nach ihrer faziellen Ausbildung

und mineralogisch-chemischen Zusammensetzung (Tab. 15). Die tonigen Sequenzen weisen

erhöhte Gehalte an Phyllosilikaten auf. Sie sind aus diesem Grunde reicher an den Elementen

TiO2, Al2O3, MgO und K2O. Die schluffigen Lithotypen enthalten hingegen mehr Quarz und

Plagioklas und somit mehr SiO2 und Na2O (Tab. 15).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Tab. 15: Chemische Zusammensetzung der Cunnersdorfer Grauwacken (Daten nach Krumb 1998).

Proben Cu 4 -15 Cu 4-8 Cu 4-6 Mittelwert (Std. Abw.)

(tonig) (schluffig) (schluffig)

SiO2 % 58,5 66,8 69,0 64,7 (5,6)

Al2O3 % 19,3 15,0 13,7 16,0 (2,9)

TiO2 % 0,8 0,6 0,6 0,7 (0,2)

Fe2O3 % 7,5 4,9 5,4 6,0 (1,4)

MgO % 3,1 1,8 1,8 2,2 (0,8)

Na2O % 1,7 3,3 2,4 2,5 (0,8)

CaO % 1,0 1,5 0,6 1,0 (0,4)

K2O % 5,0 3,0 2,8 3,6 (1,2)

P2O5 % 0,2 0,2 0,2 0,2 (0,0)

As ppm 23 16 16 18 (4)

Ba ppm 744 610 485 613 (130)

Ce ppm 99 74 8 60 (47)

Co ppm 26 33 28 29 (4)

Cr ppm 88 59 60 69 (17)

Cu ppm 36 22 32 30 (7)

Ga ppm 31 18 22 24 (7)

Hf ppm 5 4 5 5 (1)

La ppm 57 26 21 35 (20)

Nb ppm 15 13 12 13 (2)

Nd ppm 41 20 16 26 (13)

Ni ppm 49 32 29 37 (11)

Pb ppm 31 21 17 23 (7)

Rb ppm 182 119 122 141 (36)

Sc ppm 16 3 4 8 (7)

Sm ppm 7 5 4 5 (2)

Sr ppm 134 235 99 156 (71)

Th ppm 13 9 11 11 (2)

U ppm 8 6 1 5 (4)

V ppm 134 73 61 89 (39)

Y ppm 30 25 18 24 (6)

Zn ppm 133 72 86 97 (32)

Zr ppm 164 154 157 158 (5)

L.O.I. % 2,6 1,1 2,7 2,1 (0,9)

Tabelle 15 verdeutlicht, dass die Spurenelemente mit Ausnahme von Sr und Zr deutlich im

tonigen Lithotyp angereichert sind.

3.1.2 Lausitzer Grauwacken-Kaolin

Kaolinisierte Lausitzer Grauwacken treten sowohl im Bereich Radeberg-Kamenz, als auch

weiter östlich im Bereich Weissenberg auf (vgl. Abb. 13). Da keine frischen Kaoline beprobt

wurden erfolgt die Charakterisierung der Lausitzer Grauwacken-Kaoline anhand der Arbeiten

von Lasch (1969, 1970), Schellenberg & Kleeberg (1997) und Krumb (1998).

Grauwacken-Kaoline befinden sich u.a. in der Kaolinlagerstätte Cunnersdorf (Abb. 12). Sie

liegt ca. 4 km nordwestlich der Stadt Kamenz. Hier lagert ein ca. 40 m mächtiger in-situ-

Kaolin über einer schwach metamorph überprägten Lausitzer Grauwacke. Er wird von einer

geringmächtigen pleistozänen Deckschicht überdeckt (Schellenberg & Kleeberg 1997). Die

Lagerstätte wird von der Stephan Schmidt Wiesa GmbH betrieben.

Der Grauwacken-Kaolin dieser Lagerstätte wurde von Krumb (1998) beprobt. Demnach be-

sitzt der Kaolin eine sehr variable Korngrößenzusammensetzung, die auf die unterschiedliche

Lithofazies der Lausitzer Grauwacken zurückzuführen ist. Krumb (1998) unterscheidet in den

Kaolinen tonige und schluffige Partien. Schellenberg & Kleeberg (1997) beschreiben den

Kaolin von Cunnersdorf als tonigen Schluff mit stark wechselnden Sandanteilen (Tab. 16).

Tab. 16: Korngrößenzusammensetzung der Cunnersdorfer Grauwacken-Kaoline (Schellenberg & Kleeberg 1997)

Fraktion Grauwacken-Kaolin

>63 µm %27

2-63 µm %53

<2 µm %20

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Der Grauwacken-Kaolin besteht aus den Mineralen Quarz, Kaolinit, Illit/Muskovit sowie

Goethit. Quarz dominiert die mineralogische Zusammensetzung mit Gehalten von bis zu 50

%. Je nach Lithologie des Ausgangsgesteins kann die Zusammensetzung aber deutlich variie-

ren (Tab. 17). Die tonige Fazies enthält nach Krumb (1998) erhöhte Gehalte an Illit, hingegen

ist die schluffige Fazies an Quarz und Kaolinit angereichert. Der teilweise sehr hohe Illit-

Gehalt erklärt die ungewöhnlich hohen K2O- und MgO-Konzentrationen des Kaolins. Die

feineren Korngrößen enthalten deutlich mehr Tonminerale, jedoch ist der Quarzanteil in der

Schlufffraktion immer noch recht hoch (Lasch 1969), weshalb die Grauwacken-Kaoline oft-

mals unwirtschaftlich sind, da eine effektive Trennung von Quarz und Tonmineralen nahezu

unmöglich ist. Anatas ist zu ca. 1 % in den Kaolinen enthalten (Störr 1983).

Tab. 17: Mineralogische Zusammensetzung des Grauwacken-Kaolins nach Krumb (1998)

Probe -- tonige Fazies schluffige Fazies Mittelwert

Kaolinit % 24 30

Illit/Muskovit % 40,5 19 30

Quarz % 34,9 48,4 41

Goethit % 0,6 2,6 2

Die Analyse der chemischen Elemente ergibt nach Krumb (1998) aufgrund der unterschiedli-

chen Lithofazies des Ausgangsgesteins eine hohe Streubreite der Werte. Zur Ermittlung der

chemischen Durchschnittsgehalte wurden in dieser Arbeit nur die Werte solcher Proben nach

Krumb (1998) verwendet, die eine Trockenrohdichte <1,6 g/cm³ aufweisen (Tab. 18). Damit

ist gesichert, dass es sich um intensiv kaolinisierte Proben handelt.

Tab. 18: Chemische Zusammensetzung (XRF) der Gesamtproben des Cunnersdorfer Kaolins (Daten nach

Krumb 1998/ Proben der Rohdichte <1,6 / n=25)

Mittelwert (Std. Abw.)

SiO2 % 65,6 (5,4)

Al2O3% 17,0 (3,9)

TiO2 % 0,7 (0,1)

Fe2O3% 5,9 (1,2)

MgO % 0,6 (0,3)

Na2O% 0,1 (0,1)

CaO % 0,1 (0,1)

K2O % 2,3 (1,2)

P2O5 % 0,2 (0,1)

Ba ppm 574 (221)

Ce ppm 122 (39)

Co ppm 29 (17)

Cr ppm 80 (41)

Ga ppm 22 (6)

Hf ppm 6 (1)

La ppm 149 (66)

Nb ppm 13 (2)

Nd ppm 82 (41)

Ni ppm 37 (16)

Pb ppm 26 (18)

Pr ppm 26 (11)

Rb ppm 124 (83)

Sc ppm 17 (5)

Sr ppm 46 (19)

Th ppm 16 (3)

U ppm 8 (3)

V ppm 97 (32)

Y ppm 46 (38)

Zn ppm 84 (47)

Zr ppm 230 (55)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Nach Krumb (1998) führte der Verwitterungsprozess zu einer relativen Anreicherung der Sel-

tenen-Erden-Elemente (Tab. 18). Das gleiche Verhalten weisen die Buntmetalle Pb und Zn

auf. Der Kaolinisierungsprozess führte zudem zu einer Abfuhr der Alkalien und Erdalkalien

aufgrund der Verwitterung der Feldspäte. Eine etwas geringere Abfuhr ermittelte Krumb

(1998) für solche Elemente, die verstärkt an Glimmer und Kaolinit gebunden sind, so z.B. Al,

Ti, Ga und Nb.

Die heutige Ausbildung des Cunnersdorfer Grauwacken-Kaolins ist auf zwei genetische Pro-

zesse zurückzuführen. In einem ersten Schritt fand die Kaolinisierung und die Bildung der

Tonminerale bei Wassersättigung unter reduzierenden Bedingungen statt. Eine nachfolgende

Oxidation durch Zutritt von Luftsauerstoff führte zur Fixierung der Restgehalte Fe und Mn im

Kaolin (Krumb 1998). Der vollständige Datensatz kann Anhang 6 entnommen werden.

3.2 Lausitzer Granodiorit und Granodiorit-Kaoline

3.2.1 Lausitzer Granodiorit

Mit einem Flächenanteil von ca. 60 % ist der Lausitzer Granodiorit das am weitesten verbrei-

tete Gestein des Lausitzer Granodioritmassivs. Es ist das wichtigste Ausgangsgestein der

Kaolinisierung in der Lausitz, weil es weit weniger verwitterungsbeständig als der Lausitzer

Zweiglimmergranit ist (Möbus 1956). Daher besitzt der Granodiorit als Quelle des Verwitte-

rungsdetritus der Lausitzer Tone eine herausragende Bedeutung.

Der Lausitzer Granodiorit ist nach Möbus (1956) und Krumb (1998) mittelkörnig ausgebildet.

Er besteht aus Plagioklas, Kalifeldspat, Biotit und Quarz. Akzessorisch treten Apatit, Zirkon,

Illit/Muskovit, Titanit, Rutil, Anatas sowie Magnetkies und Pyrit auf (Tab. 19).

Die Ausscheidungsreihenfolge der Minerale endete nicht mit Quarz sondern mit Kalifeldspat,

weshalb dieser unregelmäßig begrenzt ist und die Zwickel füllt. Im Übergangsbereich zum

Zweiglimmergranit besitzt der Lausitzer Granodiorit meist erhöhte Gehalte an Muskovit

(Möbus 1956). Hauptgemengteil des Gesteins ist ein Oligoklas-Andesin, der zahlreiche

Verzwillingungen und einen guten Zonarbau aufweist. Der Gehalt an Kalifeldspat (hier

Mikroklin) variiert deutlich (Störr 1983), wobei im Allgemeinen Biotit, Quarz und Kalifeld-

spat in etwa gleicher Häufigkeit auftreten (Pietzsch 1962). Die Schwankungen in der

Zusammensetzung sind Tabelle 19 zu entnehmen.

Tab. 19: Modalbestand des Lausitzer Granodiorits im Westen der Lausitz nach unterschiedlichen Autoren.

Art des Granodiorits Quarz Kalifeldspat Plagioklas Biotit Akzessorien

% % % % %

Westlausitz

(Tischendorf et al. 1987)

27-31 11-20 35-44 8-17 Apatit,Zirkon,

Muskovit, Titanit

Westlausitz (Caminau)

(Buchwald 1967)

21 15 40 24 nicht bestimmt

Westlausitz

(Pietzsch 1962)

17,5-23 11,5-16,5 38-41 25-30 nicht bestimmt

Lausitz

(Möbus 1956)

31 16 36 17 Apatit, Zirkon,

Magnetkies, Pyrit

Westlausitz

(Störr 1983)

25-35 5-25 35-50 10-20 Illit, Glimmer

Lausitz

Schellenberg & Kleeberg (1997)

20-25 15-25 ca. 40 5-20 Rutil, Anatas,

Zirkon

Im Bereich um Kamenz befindet sich ein mehrere km breiter Streifen, der sich nach Osten hin

fortsetzt, in dem der Granodiorit grobkörnig ausgebildet ist (Möbus 1956). Krumb (1998)

beschreibt die Ausbildung des Granodiorits in diesem Bereich nach Pietzsch (1962) als einen

bunten Wechsel der Struktur. Besonders häufig sind demnach große Kalifeldspäte, die sich zu

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

größeren xenomorphen Ansammlungen zusammenschließen. Des Weiteren ist der Anteil an

Quarz und Kalifeldspat auf Kosten des Anteils an Plagioklas erhöht.

In Tabelle 20 ist die durchschnittliche chemische Zusammensetzung des Lausitzer Granodio-

rits nach Daten von Krumb (1998) zusammengefasst. Es wurden drei Proben des

Ausgangsgesteins der Lagerstätte Caminau ausgewählt, die nur eine sehr geringe Verwitte-

rungsintensität besitzen und daher eine Trockenrohdichte >2,3 g/cm³ aufweisen. Die SiO2-

und K2O-Gehalte der Lausitzer Granodiorite nach Krumb (1998) sind gegenüber älteren Da-

ten von Möbus (1956) und Pietzsch (1962) leicht erhöht, die von TiO2, Fe2O3, MgO und CaO

sind hingegen geringer. Innerhalb des Granodiorits liegen nach Pietzsch (1962) zudem Berei-

che vor, in denen Hornfelse zu finden sind. Sie werden von ihm als Reste Lausitzer

Grauwacken gedeutet.

Tab. 20: Chemische Zusammensetzung (XRF) des Lausitzer Granodiorits in der Lagerstätte Caminau (nach

Krumb 1998)

Proben Ca 2-5 Ca 2-7 Ca 2-2 Mittelwert (Std. Abw.)

SiO2 % 71,4 71,5 74,2 72,4 (1,6)

Al2O3 % 14,8 14,8 14,5 14,7 (0,2)

TiO2 % 0,4 0,4 0,4 0,4 (0,0)

Fe2O3 % 2,4 2,6 1,7 2,2 (0,5)

MgO % 0,6 0,6 0,5 0,6 (0,1)

Na2O % 3,4 3,4 3,6 3,5 (0,1)

CaO % 0,7 0,7 0,3 0,5 (0,3)

K2O % 6,2 4,1 2,8 4,3 (1,7)

P2O5 % 0,1 0,1 0,0 0,1 (0,1)

Ba ppm 945 592 248 595 (349)

Ce ppm 40 33 33 35 (4)

Co ppm 60 86 73 73 (13)

Cr ppm 16 16 11 14 (3)

Ga ppm 21 22 21 21 (1)

Hf ppm 5 5 5 5

La ppm 35 27 44 35 (9)

Nb ppm 8 9 10 9 (1)

Nd ppm 25 26 39 30 (8)

Ni ppm 8 6 11 8 (3)

Rb ppm 180 178 121 160 (34)

Sc ppm 15 15 12 14 (2)

Sr ppm 101 93 73 89 (14)

Th ppm 19 20 19 19 (1)

U ppm 14 10 10 11 (2)

V ppm 28 29 26 28 (2)

Y ppm 30 33 53 39 (13)

Zn ppm 34 32 16 27 (10)

Zr ppm 151 162 150 154 (7)

L.O.I. % 1,4 1,4 2,2 1,7 (0,5)

Lausitzer Granodiorit-Kaoline wurden im Zuge der Arbeit in den Lagerstätten Caminau und

Wiesa beprobt.

3.2.2 Caminauer Granodiorit-Kaolin

Die Lagerstätte Caminau war die größte und bedeutendste Kaolinlagerstätte der DDR. Sie

liegt am Nordrand des Lausitzer Granodioritmassivs, ca. 1,5 km nördlich von Königswartha,

in der Nähe der Innerlausitzer Hauptverwerfung (vgl. Abb. 15). Sie befindet sich in einer tek-

tonischen Hochlage des Lausitzer Granodiorits und ist von Erosionsrinnen umgeben, die mit

tertiären und pleistozänen klastischen Sedimenten gefüllt sind (vgl. Abb. 19). Der Kaolin wird

von pleistozänen Deckschichten überdeckt, die ihn vor Erosion schützten (Störr 1983).

Die Lagerstätte wird zurzeit von der Caminauer Kaolinwerke GmbH betrieben. Der Kaolin

wird vorwiegend als Füllstoff in der Papierindustrie sowie als Streichkaolin zur Beschichtung

von hochwertigem Papier eingesetzt.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Die Caminauer Kaoline weisen nach Störr (1975 und 1983) eine deutliche vertikale Zonie-

rung auf. Eine grünliche, dreischichtsilikatreiche, bis 20 m mächtige Zone markiert den

Übergang vom Ausgangsgestein zum Kaolin. Darüber folgt eine 15 bis 35 m mächtige Zone

hellen Kaolins, die dreischichtsilikatärmer ist und überwiegend aus Kaolinit besteht. Die ma-

ximale Mächtigkeit des Kaolins beträgt nach Lasch (1969) 45 m. Neben Kaolin enthält die

Lagerstätte Gangscharen von verwitterten Lamprophyren und einen bis 30 m mächtigen N-S

streichenden Quarzgang (Störr 1983).

Innerhalb der Lagerstätte wurden einem ca. 15 m mächtigen Kaolinprofil in frisch aufge-

schlossenen Bereichen 26 Kaolinproben entnommen. Ein horizontaler Versatz innerhalb des

Profils konnte nicht vermieden werden, da die Probenahme an fünf Stößen stattfand. Im Han-

genden sind lokal oberflächennahe Oxidationserscheinungen aufgrund der leichten

Rotfärbung des Kaolins zu erkennen. Für den unteren Bereich des Profils ist eine geringe

grünliche Verfärbung charakteristisch. Die Probenahme erfolgte, sofern möglich, in einem

vertikalen Abstand von jeweils 0,5 m.

Makroskopisch besteht der Kaolin von Caminau aus einer plastischen, tonigen weißen

Grundmasse mit einem hohen Anteil grobkörniger Quarze und braunen Sideritkonkretionen.

Das Ergebnis der granulometrischen Analyse der Kaoline ist in Tabelle 21 dargestellt. Die

prozentuale Standardabweichung der einzelnen Korngrößenfraktionen ist mit 11-24 % recht

hoch.

Tab. 21: Korngrößenverteilung der Kaolinproben von Caminau (n=26)

Fraktion Mittelwert (Std. Abw.)

>63 µm %46,5 (5,2)

20-63 µm %6,7 (1,6)

6,3-20 µm %10,9 (1,8)

2-6,3 µm %18,9 (2,5)

<2 µm %17,0 (4)

Das Korngrößenmaximum liegt in der Fraktion >63 µm, die einen Anteil von ca. 50 % an der

Gesamtzusammensetzung der Proben besitzt, die übrigen Korngrößenfraktionen besitzen le-

diglich einen Anteil von 5 bis 20 %. Vergleicht man die vorliegenden Analysen mit denen

von Störr (1975), so sind die Gehalte der Fraktionen <6,3 µm leicht erhöht, diejenigen der

Fraktionen zwischen 6,3 µm und 63 µm hingegen etwas geringer.

In Tabelle 22 ist die chemische Zusammensetzung der Caminauer Kaoline zusammengefasst.

Sie zeigt, dass bis auf SiO2, Fe2O3, TiO2, Nb, Y und Zr alle analysierten chemischen Kompo-

nenten in der Korngrößenfraktion <2 µm angereichert sind. Eine bevorzugte Bindung der

Spurenelemente an Tonminerale ist daraus abzuleiten. Eine Ausnahme bilden Nb und Zr, die

leicht erhöhte Werte in der Gesamtprobe aufweisen.

Die Hauptelemente weisen eine hohe Streubreite auf. Dies ist mit hoher Wahrscheinlichkeit

auf Inhomogenitäten in der mineralogischen Zusammensetzung des Ausgangsgesteins zu-

rückzuführen, im Wesentlichen auf die unterschiedlichen Gehalte an Feldspat. Dies gilt

gleichermaßen für einen Großteil der Spurenelemente.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Tab. 22: Chemische Zusammensetzung (XRF) der Gesamtproben und der Korngrößenfraktion <2 µm von Cami-

nau (n=26 / b.d.l. = unterhalb der Nachweisgrenze)

Kaolin Caminau

Gesamtprobe Fraktion <2µm

Mittelwert (Std. Abw.) Mittelwert (Std. Abw.)

SiO2 % 65,9 (4,4) 43,6 (0,9)

Al2O3 % 21,1 (2,2) 34,1 (0,9)

Fe2O3 % 2,7 (2,6) 2,6 (1,1)

MgO % 0,2 (0,1) 0,5 (0,1)

CaO % <0,1 0,2 (0,0)

Na2O % <0,2 0,7 (0,3)

K2O % 0,9 (0,3) 2,0 (0,6)

TiO2 % 0,4 (0,2) 0,1 (0,1)

P2O5 % <0,05 0,7 (0,3)

As ppm b.d.l. b.d.l.

Ba ppm 75 140 (53)

Bi ppm b.d.l. b.d.l.

Ce ppm <40 <40

Co ppm b.d.l. <20

Cr ppm <20 40 (9)

Ga ppm 25 (4) 45 (4)

Hf ppm <6 <6

La ppm b.d.l. b.d.l.

Nb ppm 10 (3) <6

Nd ppm <15 <15

Ni ppm <20 <20

Pb ppm <20 <20

Rb ppm 61 (17) 118 (34)

Sc ppm <15 <15

Sm ppm <6 <6

Sr ppm b.d.l. <10

Th ppm <20 41 (17)

V ppm 34 (12) 56 (20)

Y ppm 38 (9) 20 (8)

Zn ppm <20 <20

Zr ppm 169 (61) <50

L.O.I. % 8,8 (1,2) 13,4 (0,7)

Die mineralogische Zusammensetzung der Kaoline von Caminau wurde aus Röntgendiffrak-

togrammen ermittelt und aus der chemischen Analyse berechnet. Die beiden angewendeten

Verfahren führen zu ähnliche Ergebnisse (Tab. 23). Die Kaoline bestehen aus Kaolinit, Il-

lit/Muskovit und Quarz mit stark wechselnden Gehalten an Siderit (<1-19,5 %). In einigen

Proben konnten stark zersetzte Feldspatreste nachgewiesen werden. Als Akzessorien treten

Anatas und weitere Schwerminerale wie Zirkon und SEE-Phosphate auf. Die prozentuale Zu-

sammensetzung der Kaoline entspricht weitgehend der Analyse von Krumb (1998).

Tab. 23: Mineralogische Zusammensetzung des Caminauer Kaolins (n=26 / Siderit n=24)

Kaolin Caminau

Gesamtprobe Fraktion <2 µm

berechnet (XRF) gemessen (XRD) berechnet (XRF) gemessen (XRD)

Kaolinit % 47,1 (5,5) 46,2 (9) 75,5 (7,4) 71,4 (7,8)

Illit/Muskovit % 9,4 (2,7) 10,3 (3,8) 24,5 (7,4) 28,6 (7,8)

Quarz % 39,5 (6,2) 40,7 (9,7) <2 -

Siderit % ca. 2,0 ca. 2,0 <2 -

Anatas % <1 - <1 -

Feldspat % <2 - - -

Ein verringerter Fe- und damit Sideritgehalt ist in den oberen Bereichen des Profils, vergli-

chen mit den tieferen Zonen, festzustellen. Dies könnte auf eine zunehmende Oxidation

oberflächennaher Bereiche hinweisen. Eine leichte Braunfärbung als Hinweis auf eine Fe-

Oxidation bestärkt diese Vermutung. Auch Störr (1983) berichtet von bräunlich-gelben Ver-

färbungen innerhalb der oberen Partien des Caminauer Profils. Krumb (1998) beschreibt, dass

Siderit in intensiv kaolinisierten Proben der Trockenrohdichte <1,5 g/cm³ nicht mehr nach-

weisbar ist. Mit abnehmender Korngröße nimmt der Gehalt an Tonmineralen zu. Kaolinit

dominiert die Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm mit einem Anteil von ca. 75

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

% (Tab. 23). Der Gehalt an Illit nimmt zu, die Gehalte der Minerale Quarz und Siderit hinge-

gen verringern sich und liegen nahe der Nachweisgrenze, weshalb die Berechnung dieser

Minerale aus der chemischen Analyse nur eine unpräzise Näherung darstellt (Tab. 23). Buch-

wald (1967) berichtet über geringe Mengen eines Smektits in den Proben von Caminau,

Krumb (1998) beschreibt Smektite als eine erste Zwischenstufe der Verwitterung von Plagi-

oklas zu Kaolinit. Es ist davon auszugehen, dass der Kaolin in den tieferen Partien

möglicherweise geringe Smektitgehalte aufweist.

Nach Störr (1975) enthalten die Kaoline von Caminau einen Anteil von ca. 0,1 % Kohlen-

stoff. Der Kohlenstoffgehalt der in dieser Arbeit untersuchten beiden Caminauer Proben weist

mit 0,07 und 0,08 % ähnliche Werte auf. In der Fraktion <2 µm nimmt der Gehalt auf ca. 0,2

% zu. Die analysierten Proben enthalten Siderit in einer Größenordnung <2 %. Der Kohlen-

stoffgehalt ist damit auf den Siderit und in der Fraktion <2 µm möglicherweise auch auf

feinverteilte organische Substanzen zurückzuführen.

Die Korngrößenfraktion >63 µm des Kaolins besteht überwiegend aus Quarz und Siderit, in

der Schlufffraktion sind diese Minerale fast nicht mehr vorhanden (vgl. Störr 1975 und 1983).

Der Siderit bildet bis zu mehrere Millimeter große rundliche, teilweise radialstrahlige Konkre-

tionen (Abb. 45). Er ist partiell zu Goethit oxidiert, weshalb er eine bräunliche Farbe besitzt.

Eine Paragenese des Siderits mit Pyrit, wie in Kaolinen des Halleschen Porphyrs zu beobach-

ten (Schmitz & Germann 2001), liegt in der Lagerstätte Caminau nicht vor.

Die Abbildungen 46 und 47 zeigen das Innere zweier Sideritkonkretionen aus dem Kaolin von

Caminau. Sie enthalten neben Siderit Bruchstücke von Quarz und Kaolinit. In Abbildung 46

ist zu erkennen, dass Siderit einen fächerförmigen oder vermiformen (booklet-type) Kaolinit

entlang der Zwischenräume einzelner Blättchen verkittet. Siderit dringt zudem in kleine Spal-

ten und Risse der Quarze ein und verkittet die Bruchstücke ebenfalls miteinander (Abb. 47).

Störr (1983) beschreibt die Bildung eines pseudomorphen grobkörnigen Kaolinits aus Biotit.

Möglicherweise wird das freigesetzte Fe des Biotits bei diesem Vorgang nicht vollständig

abgeführt, sondern es verbleibt in der Porenlösung und bildet bei entsprechenden Eh/pH-

Bedingungen unter Zufuhr von CO2 Siderit, der in die Zwischenräume vermiformer Kaolinite

eindringen kann. Die Befunde weisen darauf hin, dass das Sideritwachstum im Anschluss an

die Kaolinisierung erfolgte, da Siderit sowohl Quarz als auch Kaolinit verkittet.

Abb. 45: Teilweise oxidierte Sideritkonkretion mit Quarzbruchstücken aus dem Kaolin von Caminau (Lange

Bildkante 3 mm/ gekreuzte Polarisatoren/ Dünnschliff)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 46: Siderit (teilweise oxidiert) verkittet vermiformen Kaolinit im Kaolin von Caminau (Lange Bildkante

0,7 mm/ gekreuzte Polarisatoren/ Dünnschliff)

Abb. 47: Siderit (teilweise oxidiert) zerkleinert und verkittet Quarzkörner entlang kleiner Risse und Spalten im

Kaolin von Caminau (Lange Bildkante 0,7 mm/ gekreuzte Polarisatoren/ Dünnschliff)

3.2.3 Wiesaer Granodiorit-Kaolin

Eine eingehende Beschreibung der Geologie der Kaolin- und Tonlagerstätte Wiesa befindet

sich in Kapitel 2.1.1.3. Der vollständige Datensatz kann Anhang 5 entnommen werden.

Abb. 48: Roter Kaolin am Rande der Lagerstätte Wiesa

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Aufgrund der geringen Beckengröße von 600-800 m in N-S-Richtung und 400 m in E-W-

Richtung, schwankt die Mächtigkeit des Kaolins der Lagerstätte Wiesa infolge der Beckenge-

ometrie zwischen 40 m im Osten und 15 m im Westen, wo nur wenige Meter außerhalb des

Tagebaus bereits Festgestein ansteht (Grunge 1999). Der Kaolin weist nach Buchwald (1971)

eine deutliche vertikale Zonierung auf. In Analogie zur Lagerstätte Caminau lagern über dem

unalterierten Ausgangsgestein dreischichtsilikatreiche grüne Kaoline, über denen sich weiße

oder rote Kaoline befinden. Im Zuge der Probenahme konnten am Westrand der Lagerstätte

rotgefärbte Kaoline beprobt werden, die oberhalb einer grüngefärbten Zone auftreten (Abb.

48). Helle Kaoline bilden das Liegende der Abfolge. Die Beprobung des Kaolins der Lager-

stätte erfolgte punktuell an sechs ausgewählten Standorten innerhalb der Lagerstätte. Vier

Proben wurden dem weißen Kaolin im zentralen Bereich der Lagerstätte entnommen, jeweils

eine rot- und eine grüngefärbte Probe dem Randbereich.

Tab. 24: Korngrößenverteilung in den Kaolinen der Lagerstätte Wiesa

Roter Kaolin Grüner Kaolin Heller Kaolin (n=4)

>63 µm % 9,0 38,3 59,0 (3,4)

20-63 µm % 13,5 8,2 9,7 (2,3)

6,3-20 µm % 19,4 14,0 13,8 (0,8)

2-6,3 µm % 25,2 18,7 8,2 (1,2)

<2 µm % 33,0 20,8 9,4 (2,3)

Der rote Kaolin ist sehr feinkörnig, der grüne Kaolin etwas grobkörniger und der helle Kaolin

am grobkörnigsten ausgebildet (Tab. 24).

Tab. 25: Chemische Zusammensetzung (XRF) der Gesamtproben und der Korngrößenfraktion <2 µm des Wie-

saer Kaolins (b.d.l.= Werte unterhalb der Nachweisgrenze)

Kaoline Wiesa

Gesamtproben Fraktion <2 µm

Roter Kaolin Grüner Kaolin Heller Kaolin (n=4) Roter Kaolin Grüner Kaolin Heller Kaolin (n=4)

SiO2 % 41,3 63,9 64,5 (2,7) 35,4 47,4 44,2 (0,2)

Al2O3 % 29,6 32,3 23,8 (2,1) 27,9 34,8 36,6 (0,1)

Fe2O3 % 14,1 2,0 0,7 (0,2) 20,0 2,1 1,1 (0,3)

MgO % <0,1 0,3 <0,1 <0,1 0,7 <0,1

CaO % <0,1 0,1 <0,1 <0,1 0,2 0,3 (0,2)

Na2O % <0,2 <0,2 <0,2 0,2 0,2 0,5 (0,2)

K2O % 0,5 1,4 0,2 0,4 3,4 0,3 (0,1)

TiO2 % 1,7 0,7 0,8 (0,1) 1,2 1,0 2,21 (0,4)

P2O5 % <0,05 <0,05 <0,05 0,4 0,3 0,7 (0,2)

As ppm b.d.l. b.d.l. b.d.l. <5 b.d.l. <5

Ba ppm 110 174 76 (20) 133 312 167 (68)

Bi ppm 13 14 13 (2) 15 16 18 (2)

Ce ppm <40 <40 <40 66 196 134 (76)

Co ppm 20 <20 <20 21 11 <20

Cr ppm 135 42 22 (3) 217 <20 b.d.l.

Cu ppm <20 b.d.l. b.d.l. 33 <20 <20

Ga ppm 28 21 26 (3) 27 46 43 (5)

Hf ppm <6 8 8 (1) <6 <6 <6

La ppm <40 <40 <40 b.d.l. 108 97 (61)

Nb ppm 9 8 10 (2) <10 11 37 (6)

Nd ppm 18 <15 <15 26 81 50 (16)

Ni ppm 26 <20 <20 31 11 <20

Pb ppm b.d.l. <20 <20 <20 12 98 (118)

Rb ppm <30 99 <30 15 206 34 (9)

Sc ppm <15 <15 <15 10 23 <15

Sm ppm <6 <6 <6 <6 14 8 (1)

Sr ppm 17 20 21 (5) 19 42 49 (15)

Th ppm <20 <20 <20 21 69 49 (21)

V ppm 109 62 34 (5) 132 136 88 (18)

Y ppm <10 10 19 (5) <10 30 <10

Zn ppm <20 <20 <20 16 19 43 (29)

Zr ppm 114 228 255 (53) 90 62 <50

L.O.I. % 12,7 8,6 9,0 (0,9) 12,7 11,1 15 (1)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Der rote und der grüne Kaolin enthalten Anteile von ca. 20–30 % der Korngrößenfraktion <2

µm. Der helle Kaolin besteht zu mehr als 50 % aus der Korngrößenfraktion >63 µm. Damit ist

der Wiesaer Kaolin grobkörniger als der Granodiorit-Kaolin von Caminau. Der Feinstkornan-

teil nimmt damit zum Liegenden, zum hellen Kaolin hin ab und der grobkörnige Anteil zu

(Tab. 24).

In Tabelle 25 ist die chemische Zusammensetzung der Kaoline aufgelistet. Der helle Kaolin

von Wiesa ist Al-reicher als der Kaolin von Caminau. SiO2 und die Elemente Zr, Cr und Y

sind in den gröberen Korngrößenfraktionen angereichert. Alle anderen chemischen Kompo-

nenten sind bevorzugt an die Feinfraktion gebunden. Obwohl nur vier helle Kaoline beprobt

wurden, weisen die Werte der chemischen Analyse eine hohe Standardabweichung auf. Sie

basiert auf der Inhomogenität des Ausgangsgesteins.

Der rote Kaolin weist gegenüber dem hellen Kaolin wesentlich erhöhte Fe2O3-, TiO2- sowie

Cr und V-Gehalte auf, die entsprechenden Elementkonzentrationen innerhalb des grünen Kao-

lins sind hingegen nur leicht erhöht (Tab. 25).

Der helle Wiesaer Kaolin ist kaolinitreicher als der Caminauer Kaolin. Er besteht aus Kaolinit

und Quarz, mit geringen Anteilen Illit/Muskovit (Tab. 26). Ein Grund für den geringen Il-

lit/Muskovit-Gehalt des Kaolins liegt in der von Pietzsch (1962) beschriebenen veränderten

Zusammensetzung des Lausitzer Granodiorits am Kontakt zu den Grauwacken in der Region

von Kamenz. Der erhöhte Kalifeldspatanteil des Ausgangsgesteins führte zur bevorzugten

Bildung von Kaolinit auf Kosten des Illit/Muskovit-Anteils im Kaolin. Smektite wurden nicht

nachgewiesen. Durch mikroskopische Untersuchungen wurden die Akzessorien Zirkon, Ana-

tas, Siderit sowie ein stark verwitterter Muskovit sicher identifiziert. Der grüne Kaolin besitzt,

wie von Buchwald (1971) beschrieben, einen erhöhten Anteil an Dreischichtsilikaten (Il-

lit/Muskovit). Dies korrespondiert mit den erhöhten K2O-, MgO-, Ba- und Rb-Gehalten dieser

Zone (vgl. Tab. 25).

Bemerkenswert ist der hohe Hämatitanteil des roten Kaolins sowohl in der Gesamtprobe als

auch in der Korngrößenfraktion <2 µm (Tab. 27). Im grünen und weißen Kaolin ist das Fe

überwiegend an Siderit gebunden. Nach Buchwald (1971) befinden sich rote Kaoline aus-

nahmslos im Hangenden grüngefärbter Kaoline, nach Störr (1983) können sich rotgefärbte

Kaoline jedoch auch inmitten weißer Kaoline befinden.

Tab. 26: Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben der Kaoline von Wiesa (gemessene Werte ohne

Quantifizierung der Ti- und Fe-Phasen)

Kaolin Wiesa

Roter Kaolin Grüner Kaolin Heller Kaolin (n=4)

berechnet (XRF) gemessen (XRD) berechnet (XRF) gemessen (XRD) berechnet (XRF) gemessen (XRD)

Kaolinit % 71 73 47,5 43 59 (5,5) 81 (2,8)

Illit/Muskovit % 6 12,5 15,5 6 1,5 (0,4) 1,3 (0,6)

Quarz % 5,5 14,5 34 50 36,3 (5,1) 17,7 (2,4)

Fe-Phasen % 14 (Hämatit) - 2,5 (Siderit?) - 0,9 (Siderit) -

Anatas % 1,5 - 0,5 - 0,8 (0,3) -

Rest (u.a. Corg) % 2 - - - 1,6 (0,3) -

Die Frage nach der Entstehung der roten Kaoline Wiesas beschäftigte bereits eine Vielzahl

von Wissenschaftlern. Urban (1953) deutet die roten Kaoline als Relikte eines Laterithori-

zonts. Sie wurden demnach nicht von einer Bleichung betroffen, die bereits vor der Bildung

der Braunkohlemoore abgeschlossen war. Buchwald (1971) führt die helle, weiße Farbe der

Hauptmenge der Kaoline hingegen auf eine Bleichung durch Huminsäuren zurück, die mit

sauren Lösungen aus überlagernden Braunkohlemooren in die Tiefe migrierten. Die roten

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Kaoline repräsentieren demnach oxidierte, wenig gebleichte Reste des primären Kaolins, die

überwiegend dort auftreten, wo keine tertiäre Überdeckung erfolgte.

Tab. 27: Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm der Kaoline von Wiesa (gemessene

Werte ohne Berücksichtigung der Ti- und Fe-Phasen).

Kaolin Wiesa

Roter Kaolin Grüner Kaolin Heller Kaolin (n=4)

berechnet (XRF) gemessen (XRD) berechnet (XRF) gemessen (XRD) berechnet (XRF) gemessen (XRD)

Kaolinit % 66 90 61 45 90,3 (1,3) 93,9 (1,2)

Illit/Muskovit % 5 10 38 55 3,4 (1,4) 6,1 (1,2)

Quarz % 1,5 - - - 0,8 (0,3) -

Fe-Phasen % 20 (Hämatit) - 0,5 (Siderit?) - 1 (Siderit) -

Anatas % 1 - 0,5 - 1,9 (0,5) -

Rest (Corg) % 6,5 - - - 2,8 (0,5) -

Während Buchwald (1971) und Störr (1983) keine erhöhten Fe2O3-Gehalte in den roten Par-

tien analysierten, weisen die eigenen Untersuchungen darauf hin, dass das Fe im roten Kaolin

deutlich angereichert wurde, da die Fe-Gehalte höher sind, als die von Störr (1983) ermittelten

maximalen Fe2O3-Gehalte des Ausgangsgesteins (Lausitzer Granodiorit) von 7 %. Daher ist

zu vermuten, dass das Fe durch migrierende Lösungen von außen zugeführt wurde und eine

sekundäre oxidative Anreicherung des Fe in den roten Kaolinen erfolgte. Möglicherweise sind

die Ränder der Kaolinlagerstätte hierfür morphologisch geeignete Zonen. Zur Tiefe hin nahm

der Sauerstoffgehalt innerhalb des Kaolins ab, weshalb als freie Fe-Phase in den grünen Kao-

linen unter zunehmend reduzierenden Bedingungen möglicherweise bereits Siderit vorliegt

(Tab. 26).

Der Hämatitanteil in der Korngrößenfraktion <2 µm des roten Kaolins ist höher als in der

Gesamtprobe (Tab. 27). Daher ist anzunehmen, dass die Fe-Oxide eine überwiegend sehr fei-

ne Korngröße besitzen. Im grünen Kaolin ist der Fe-Gehalt in dieser Korngrößenfraktion

hingegen geringer als in der Gesamtprobe.

Der Kaolinitgehalt des hellen Kaolins ist in der Korngrößenfraktion <2 µm gegenüber der

Gesamtprobe wesentlich erhöht. Quarz tritt stark zurück und der Illitgehalt nimmt in geringem

Maße zu (Tab. 27). Zudem ist eine Erhöhung des Anatasgehalts in der Korngrößenfraktion <2

µm zu verzeichnen, was darauf hinweist, dass der Anatas eine sehr geringe Korngröße besitzt.

Aus dem Vergleich des Kaolinitgehalts des hellen Kaolins mit der Korngrößenverteilung wird

deutlich, dass ein wesentlicher Teil des Kaolinits eine mittlere Korngröße aufweisen muss,

bzw. in einer agglomerierten Form vorliegt. Der Quarz ist nicht nur grobkörnig ausgebildet,

sondern teilweise auch in der Schlufffraktion angereichert. Er dominiert gemeinsam mit Side-

rit die Korngrößenfraktion >20 µm.

Abb. 49: Quarz im Wiesaer Kaolin (Lange Bildkante 0,7 mm/ gekreuzte Polarisatoren/ Dünnschliff)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Die Größe der Quarzkörner erreicht maximal 0,8 mm. Der Quarz ist eckig bis kantengerundet.

Einige Quarzkörner weisen Rissbildungen und möglicherweise auch Lösungserscheinungen

auf (Abb. 49). Somit ist von einer gewissen Mobilität des SiO2 im Zuge des Verwitterungs-

prozesses auszugehen. Authigener Quarz ist nicht nachweisbar (vgl. Blankenburg & Rösler

1978).

An einer Probe des hellen Kaolins wurde der Gesamtkohlenstoffgehalt untersucht. Der Wert

ist gering und liegt bei 0,06 % für die Gesamtprobe. In der Korngrößenfraktion <2 µm ist der

Kohlenstoffgehalt mit 0,6 % hingegen deutlich erhöht. Während ein Teil des Kohlenstoffs

dem Siderit zuzuordnen ist, könnte der erhöhte Wert in der Feinfraktion auf die Migration

deszendenter, an feinsten organischen Komponenten reichen Lösungen hinweisen, die zu ei-

ner Anreicherung des Kohlenstoffs in dieser Fraktion führten.

Der helle Wiesaer Kaolin ist chemisch-mineralogisch ähnlich wie der Caminauer Kaolin zu-

sammengesetzt. Er weist bezüglich der Granulometrie und der sehr variablen Fe- und

Illit/Muskovit-Gehalte jedoch Besonderheiten auf. Es kann als gesichert angenommen wer-

den, dass ein mehrphasiger Bildungsprozess zur heutigen Zusammensetzung des Wiesaer

Kaolins führte. In welchem Maße Fe zu- oder abgeführt wurde, ist nicht abschließend zu klä-

ren.

3.3 Basalte und Basaltzersatz

Im Oligozän und Miozän entwickelte sich innerhalb des Lausitzer Granodiorit-Massivs ein

basaltischer Vulkanismus, dessen nördliche Ausläufer sich im Bereich Guttau befinden (vgl.

Abb. 15). Da keine frischen Profile eines verwitterten Basalts beprobt werden konnten, ist es

notwendig, zu ihrer Charakterisierung auf die Ergebnisse von Lasch (1970) zurückzugreifen.

Die Basalte verwittern zu sehr feinkörnigen smektitreichen Tonen. Smektite (Montmorillonit)

dominieren die Zusammensetzung, in gröberen Fraktionen treten zudem Kaolinit, Glimmer

(Illit) sowie Siderit auf. Lasch (1970) konnte in keiner Probe Quarz identifizieren. In den han-

genden Bereichen ist eine Zunahme des Kaolinitanteils auf Kosten des Smektits zu erkennen.

Steigt die Verwitterungsrate, so dominiert in wenigen Fällen der Kaolinit die mineralogische

Zusammensetzung (Lasch 1970).

Tab. 28: Spurenelementgehalte basaltischer Verwitterungsprodukte der Lausitz (nach Lasch 1970)

Basaltzersatz TiO2 Ba V Cu Ni Cr

ppm ppm ppm ppm ppm ppm

Mittelwert 17500 330 230 40 110 300

Gemäß der Zusammensetzung des basischen Ausgangsgesteins enthalten die Verwitterungs-

produkte des Basalts nach Lasch (1970) erhöhte Anteile der Elemente Cr, V, Cu, Ni, Ti und

Fe (Tab. 28). Der Gehalt des Fe wurde nicht quantifiziert.

3.4 Thüringer Buntsandstein und Buntsandstein-Kaolin

3.4.1 Thüringer Buntsandstein

Der Thüringer Buntsandstein besteht überwiegend aus psammitischen und pelitischen Sedi-

mentabfolgen. Langbein (1970) klassifizierte die klastischen psammitischen Gesteine des

Unteren und Mittleren Buntsandsteins im Quarz-Feldspat-Gesteinsbruchstück-

Dreistoffdiagramm als tonarme Feldspatgrauwacken. Diese bestehen zu 50–70 % aus Quarz,

zu 20-40 % aus Feldspat (Ortho- und Plagioklas) und zu 10-30 % aus Gesteinsbruchstücken.

Der Gesteinsbruchstückanteil ist in den gröberen Korngrößen angereichert, die Gehalte an

Feldspat und Quarz nehmen dagegen ab. Bei einer Korngröße von 0,04 mm erreicht der Feld-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

spatgehalt ein Maximum mit einem Anteil von 40-50 % an der Gesamtmasse. Die geringe

chemische Verwitterung und der Transport der Feldspäte weist auf aride klimatische Bedin-

gungen zu Zeiten der Entstehung in der Trias hin (Langbein 1970).

Von den Feldspatgrauwacken unterscheidet Langbein (1970) Gesteine, die einen erhöhten

Grobkornanteil aufweisen und solche, die zahlreiche feinere Komponenten wie z.B. Feldspat

enthalten. Er bezeichnet sie als Grauwacken, bzw. als Arkosen. Hervorzuheben ist, dass die

Zusammensetzung der Gesteine im Unteren und Mittleren Buntsandstein gleichermaßen

korngrößenabhängig ist und sie sich nicht wesentlich voneinander unterscheiden (Langbein

1970).

Als Nebengemengteile enthalten die Psammite Muskovit/Illit, Biotit sowie in einigen Fällen

auch Chlorit. Apatit, Zirkon, Anatas, Rutil, Magnetit und Ilmenit sind weitverbreitete

Schwerminerale, wobei der Anatas in einigen Proben als Neubildung, hervorgegangen aus

dem Ti des Biotits aufgefasst wird. Hämatit ist ein weiteres weit verbreitetes Mineral der

Psammite (Langbein 1970). Es bewirkt die Rotfärbung der Gesteine. Die Kornbindung der

von Langbein (1970) untersuchten Gesteine ist zumeist unmittelbar. In Fällen einer mittelba-

ren Kornbindung verkittet ein primäres toniges Bindemittel die Komponenten.

Im Zuge der Diagenese erfolgte die teilweise Neubildung von Quarz und Feldspat. Des Wei-

teren ist die Karbonatisierung und Serizitisierung des Feldspats zu beobachten (Langbein

1970). Karbonatische, bzw. dolomitische Bindemittel verkitten daher postsedimentär die

Komponenten von Teilbereichen der Gesteinsabfolgen. In größerer Tiefe sind sulfatische

Bindemittel bekannt (Langbein 1970). Eine zunehmende Illitisierung des Muskovits ist im

Zuge der Diagenese zu vermuten.

Langbein (1970) beschreibt weiterhin den häufig zu beobachtenden Zersatz von Biotit. Das Fe

des Minerals wird im Gestein je nach Milieu als Pyrit oder Goethit fixiert. Überlagerten im

Tertiär Braunkohlemoore den Buntsandstein, so konnten die an organischen Säuren reichen

Wässer zu einer Bleichung und Abfuhr des Fe führen.

Der Feldspat der Psammite ist selten kaolinisiert. Die Kaolinisierung geht häufig mit einer

Karbonatisierung einher. Da sich Kaolinit auch innerhalb der Feldspäte bildete, ist er auch in

den gröberen Korngrößen zu finden. Eine intensive chemische Verwitterung und die Kaolini-

sierung oberflächennaher Bereiche der Abfolgen des Unteren und Mittleren Buntsandsteins

erfolgte weiträumig erst in der Oberkreide und im Tertiär (Störr 1983).

Im Zuge der Untersuchung von Ziegeltonrohstoffe in Sachsen-Anhalt wurden vom dortigen

Landesamt für Geologie und Bergwesen auch pelitische Gesteine des Unteren und Mittleren

Buntsandsteins analysiert (Stedingk et al. 2005). Bedeutende, mehrere 10er Meter mächtige

Ton- und Schluffsteinfolgen mit Einschaltungen von Sandsteinen treten u.a. in der Bernburg-

Folge des Unteren Buntsandsteins auf (Tab. 29). Die Gesteine sind quarz- und dreischichtsili-

katreich und enthalten zudem Kaolinit, Feldspat, Calcit/Dolomit und Fe-Oxide (Stedingk et

al. 2005).

Tab. 29: Zusammensetzung ausgewählter Ton- und Schluffsteine des Unteren Buntsandsteins in Sachsen-Anhalt

(nach Stedingk et al. 2005)

Quarz

Feldspat

Dreischicht-

Tonminerale (viel Smektit)

Calcit/Dolomit

Fe-Oxid

Kaolinit

% % % % % %

Ton- und Schluffstein 25-40 ca. 10 meist 30-40 meist >10 ca. 5 0-11

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Die pelitische Fazies des Mittleren Buntsandsteins ähnelt der des Unteren Buntsandsteins. Die

Ton- und Schluffsteine der Volpriehausen-Wechselfolge (Tab. 30) sind qualitativ daher ähn-

lich wie diese zusammengesetzt.

Tab. 30: Zusammensetzung ausgewählter Ton- und Schluffsteine der Volpriehausen Wechselfolge des Mittleren

Buntsandsteins in Sachsen-Anhalt (nach Stedingk et al. 2005)

Quarz

Feldspat

Illit Chlorit Illit/Smektit-Mixed-Layer

Calcit/Dolomit Kaolinit

% % % % % % %

Ton- und Schluffstein bis 28 13-15 22-27 13 7-11 bis 5 ca.6

Organischer Kohlenstoff ist in allen Tonsteinen in geringen Mengen enthalten. Die minerali-

schen Hauptkomponenten Quarz, Feldspat, Glimmer und die Tonminerale mit Ausnahme des

Kaolinits können im Wesentlichen als Abtragungsmaterial des verwitterten variszischen

Grundgebirges angesehen werden (Störr 1983). Die Anwesenheit von Kaolinit, wie die von

Fe-Oxiden und –Sulfiden, deutet auf Verwitterungsprozesse unter humiden Bedingungen hin.

Die Karbonate sind auf der Grundlage der Ausführungen von Langbein (1970) als postsedi-

mentäre Bildungen zu deuten, die im Zuge der Diagenese der Pelite entstanden sind.

Die Zusammensetzung der Sedimentgesteine im Unteren und Mittleren Buntsandstein ist da-

mit im Wesentlichen abhängig von der Korngrößenverteilung. Je grobkörniger sie sind, desto

mehr Quarz und Gesteinsbruchstücke enthalten sie. In den feineren Korngrößen nimmt der

Feldspatanteil und der Anteil der Dreischichtsilikate zu.

3.4.2 Spergauer Buntsandstein-Kaolin

Die Kaolinlagerstätte Spergau liegt ca. 5 km südöstlich der Stadt Merseburg (vgl. Abb. 30),

im Bereich der Merseburger Buntsandsteinplatte. Sie befindet sich in einer Hochlage, die

wahrscheinlich tektonisch angelegt wurde. Westlich und nördlich lagern die Buntsandstein-

schichten in 80 bis 90 m Tiefe. Die Gesteine des Mittleren Buntsandsteins unterlagen einer

intensiven mesozischen und tertiären Kaolinisierung. Im Hangenden des Kaolins befinden

sich pleistozäne Geschiebemergel, Sand und Kies sowie lokal auch braunkohleführende,

wahrscheinlich eozäne Sande (Störr 1983).

Die Lagerstätte gehört der Kaolin- und Tonwerke Salzmünde GmbH. Weite Bereiche des Ta-

gebaus waren bereits zu Zeiten der DDR abgebaut. Die Wasserhaltung erwies sich als sehr

kompliziert, was dazu führte, dass von den ca. 20 m mächtigen Kaolinen nur 10-15 m abge-

baut werden konnten (Störr 1983). Wegen der Qualität des Rohstoffs baut die Kaolin- und

Tonwerke Salzmünde GmbH die heute zugänglichen Bereiche des Verwitterungsprofils ab.

Anhand von Korngrößen- und Farbunterschieden ist die ehemalige Schichtung des Buntsand-

steins gut nachvollziehbar. Es handelt sich um die hellen Überreste eines schluffig-tonigen

Sandsteins in Wechsellagerung mit geringmächtigen bräunlichen sandigen Schluff- und Ton-

steinen. Der Quarz ist mittel- bis grobkörnig ausgebildet, einzelne Quarzkörner sind

makroskopisch gut zu erkennen. Das Ausgangsgestein war ein Arkosesandstein, bzw. eine

Feldspatgrauwacke im Sinne von Langbein (Langbein 1970 und Störr 1983). Eine Zonierung

des Kaolins wurde von Störr (1983) nicht beobachtet.

Einem frischen Stoß von 2,5 bis 3 m Mächtigkeit wurden in zwei Profilen 11 Proben ent-

nommen. Die Clusteranalyse der Proben führte später zu der Erkenntnis, dass zwei

Kaolintypen, die sich hinsichtlich ihrer Korngrößenverteilung und chemischen Zusammenset-

zung unterscheiden, getrennt auszuwerten sind. Dem ersten Typus sind 9 der Proben

zuzuordnen, dem zweiten Typus 2 Proben. Unterschiede zwischen den beprobten Profilen

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

existieren nicht. Bereits Störr (1983) unterscheidet in Spergau zwei unterschiedliche Kaolin-

typen, einen tonlagenarmen und einen tonlagereichen Typus (Tab. 31 und 32).

Die granulometrische Analyse des ersten Typus (Kaolin 1) ergibt zwei Korngrößenmaxima,

eines im Bereich <2 µm (bis max. 38 %) und eines in der Fraktion >63 µm (ca. 50->90 %).

Der Anteil der Korngrößenfraktionen zwischen 2 und 63 µm ist dagegen weit geringer (Tab.

31). Diese Verteilung entspricht etwa dem Kaolin vom Typ tonlagenarmer Feinsandstein nach

Störr (1983).

Tab. 31: Korngrößenverteilung der Spergauer Kaoline

Fraktion Kaolin 1 (n=9) Kaolin 2 (n=2)

>63 µm %67,1 (15,9) 24,4 (20,4)

20-63 µm %4,0 (2,8) 9,0 (0,5)

6,3-20 µm %1,5 (1,4) 15,0 (4,9)

2-6,3 µm %2,9 (2,4) 13,8 (6)

<2 µm %24,3 (11,4) 37,8 (9,9)

Der zweite Typus (Kaolin 2) weist ebenfalls zwei Korngrößenmaxima auf. Der Anteil der

Korngrößenfraktion >63 µm ist im Kaolin 2 im Gegensatz zu der des Kaolin 1 jedoch redu-

ziert, der der Korngrößenfraktion <2 µm hingegen deutlich erhöht (Tab. 31). Das Minimum

im Korngrößenbereich 2-63 µm ist nicht so deutlich ausgeprägt wie in den Proben des Kaolin 1.

Tab. 32: Chemische Analyse (XRF) der Gesamtproben und der Korngrößenfraktion <2 µm des Kaolins von

Spergau (b.d.l.= Wert unterhalb der Nachweisgrenze)

Kaolin Spergau

Gesamtproben Fraktion <2 µm

Kaolin 1 (n=9) Kaolin 2 (n=2) Kaolin 1 (n=9) Kaolin 2 (n=2)

SiO2 % 80,7 (4,6) 66,5 (8) 44,3 (0,7) 43,8 (1,2)

Al2O3 % 9,7 (4,6) 21,1 (6,2) 36,5 (0,8) 35,1 (0,7)

Fe2O3% 0,2 (0,1) 0,5 (0,03) 0,6 (0,2) 0,8 (0,2)

MgO % 0,2 (0,04) 0,3 (0,03) 0,4 (0,1) 0,5 (0,01)

CaO % <0,1 <0,1 0,2 (0,1) 0,2 (0,1)

Na2O % <0,2 <0,2 0,6 (0,5) 0,4 (0,04)

K2O % <0,05 0,9 (0,001) 0,2 (0,1) 1,3 (0,1)

TiO2 % 0,1 (0,1) 0,6 (0,1) 0,2 (0,1) 0,9 (0,1)

P2O5 % <0,05 0,1 (0,02) 0,7 (0,6) 0,5

As ppm b.d.l. <10 13 (8) 29 (10)

Ba ppm <50 192 (18) 70 (30) 288 (29)

Bi ppm b.d.l. b.d.l. b.d.l. b.d.l.

Ce ppm <40 162 (6) 134 (79) 361 (122)

Co ppm b.d.l. <20 <20 <20

Cr ppm <20 45 (1) 29 (5) 57 (4)

Cu ppm b.d.l. <20 b.d.l. <20

Ga ppm <8 22 (1) 32 (4) 40 (6)

Hf ppm <6 <6 <6 <6

La ppm <40 78 (14) <40 190 (42)

Nb ppm <6 9 <6 11 (5)

Nd ppm 18 (8) 61 (1) 50 (17) 119 (33)

Ni ppm <20 <20 <20 <20

Pb ppm <20 65 (36) 88 (29) 165 (96)

Rb ppm <30 42 (2) <30 62 (5)

Sc ppm <15 <15 <15 <15

Sm ppm <6 10 8 (3) 18 (4)

Sr ppm 26 (15) 195 (19) 89 (47) 383 (14)

Th ppm <20 <20 <20 <20

V ppm 16 (3) 48 (5) 33 (3) 68 (3)

Y ppm <10 21 (6) <10 25

Zn ppm <20 <20 <20 <20

Zr ppm 236 (130) 311 (120) 58 (13) 143 (18)

L.O.I. % 4,1 (2,0) 8,3 (1,9) 15,5 (0,2) 15,3 (1,5)

Die durchschnittliche chemische Zusammensetzung der Spergauer Proben kann der Tabelle

32 entnommen werden. Die Kaoline bestehen überwiegend aus SiO2 und Al2O3, wobei der

Gehalt an Al2O3 in der Korngrößenfraktion <2 µm stark erhöht, der des SiO2 hingegen gerin-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

ger ist. Der Kaolin 2 ist SiO2-ärmer und Al2O3-reicher als der Kaolin 1. Zudem besitzt er er-

höhte K2O-Gehalte und eine wesentlich höhere Konzentration an Spurenelementen. Die SiO2-

und Al2O3-Gehalte der beiden Kaoline sind in der Korngrößenfraktion <2 µm nahezu iden-

tisch, der K2O-Gehalt des Kaolin 2 ist jedoch auch hier erhöht.

Die Spurenelemente der Kaoline weisen in der Regel in der Korngrößenfraktion <2 µm deut-

lich höhere Konzentrationen auf als in der Gesamtprobe. Dies gilt für SE-Elemente, für Ba,

Rb und Sr sowie für die Metalle Ga, Cr, V und Pb. Die Elemente Fe und Ti sind in der Fein-

fraktion, das Zr hingegen ist in den gröberen Fraktionen der Kaoline angereichert (Tab. 32).

Die Haupt- und Nebenelementgehalte des Kaolin 1 sind vergleichbar mit denen des Kaolins

vom Typ des tonlagenarmen Feinsandsteins nach Störr (1983). Eine bedeutende Abweichung

besteht in der Konzentration des K2O, die nach den Angaben von Störr (1983) doppelt bis

dreifach so hoch ist.

Im Zuge der röntgendiffraktometrischen Analyse konnten die Minerale Quarz, Kaolinit, Il-

lit/Muskovit sowie Anatas in den Proben der Lagerstätte Spergau sicher nachgewiesen

werden. Dies gilt für beide Kaolintypen gleichermaßen. Die Konzentration an SE-Elementen

und Zr lässt darauf schließen, dass als Akzessorien des Weiteren Phosphate wie Apatit, Mo-

nazit und Xenotim sowie Zirkon in den Proben enthalten sind. Die Verteilung dieser Elemente

in den unterschiedlichen Korngrößenfraktionen (Tab. 32) ist ein Hinweis darauf, dass Zirkone

in den gröberen Fraktionen, die SEE-Phosphate hingegen in den feineren Fraktionen angerei-

chert sind.

Die Gehalte der Minerale Illit/Muskovit und Anatas liegen im Kaolin 1 meist nahe der Nach-

weisgrenze. Sie sind daher nur näherungsweise zu quantifizieren (Tab. 33). Feldspat wurde in

keiner der Proben nachgewiesen. Störr (1983) beschreibt wenige leistenförmige Mixed-Layer-

Minerale in den Spergauer Kaolinproben. In den vorliegenden Proben wurden weder Smektit-

noch Mixed-Layer-Minerale beobachtet.

Tab. 33: Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben und der Fraktion <2 µm der Spergauer Kaoline

(gemessene Werte ohne Quantifizierung der Ti- und Fe-Phasen)

Kaolin Spergau

Kaolin 1 (n=9) Kaolin 2 (n=2)

Gesamtproben Fraktion <2 µm Gesamtproben Fraktion <2 µm

berechnet

(XRF)

gemessen

(XRD)

berechnet

(XRF)

gemessen

(XRD)

berechnet

(XRF)

gemessen

(XRD)

berechnet

(XRF)

gemessen

(XRD)

Kaolinit % 22,4 (12,7) 15,9 (11,9) 92,6 (2,6) 97,8 (2) 46 (14,9) 37,8 (11,7) 78,8 (1,1) 78,4 (3,8)

Illit/Muskovit % <3 <3 2 (1,2) ca. 2 10,8 (0,4) 13,8 (4,6) 14,5 (0.7) 21,6 (3,8)

Quarz % 75,4 (13,9) 84,1 (11,9) 1,0 (0,4) - 42,8 (14,5) 48,5 (16,3) 0,8 (0,4) -

Goethit % <1 - ca. 1,0 - <1 - ca. 0,5 -

Anatas % ca. 0,5 - ca. 0,5 - ca. 0,5 - ca. 1 -

Rest (Corg) % - - 3,0 (1,8) - - - 4,5 (2,1) -

Aus Tabelle 33 geht hervor, dass der Kaolin 1 überwiegend aus Quarz und Kaolinit mit gerin-

gen Illit/Muskovit-Anteilen zusammengesetzt ist. Der Quarz kann bis über 90 % angereichert

sein. Der Kaolin 2 enthält hingegen weit weniger Quarz, dafür mehr Kaolinit und zusätzlich

ca. 10 % Illit/Muskovit. Vergleicht man die beiden Verfahren zur Quantifizierung der minera-

logischen Zusammensetzung der Gesamtproben, so liegen die Abweichungen innerhalb einer

akzeptablen Toleranz. Die Berechnung der Zusammensetzung aus der röntgendiffraktometri-

schen Analyse (XRD) neigt dazu, erhöhte Quarzgehalte zu ergeben, die Berechnung aus der

chemischen Analyse (XRF) führt zu höheren Kaolinitgehalten (Tab. 33).

Die mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm der Kaoline wird durch

Kaolinit dominiert (Tab. 33). Im Falle des Kaolin 1 sind weitere Minerale wie Illit/Muskovit,

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Quarz und Anatas akzessorisch vorhanden. Der Kaolin 2 besitzt neben Kaolinit auch erhöhte

Anteile Illit/Muskovit.

Aufgrund der bräunlichen Farbe einiger Teilbereiche der Kaoline, kann auf geringe Goethi-

tanteile innerhalb der Proben geschlossen werden. Nach Störr (1983) ist das Fe der

Lagerstätte Spergau an Glimmer, Goethit, Hämatit und an organische Substanzen (Fe-

Humate) gebunden. Die Fe2O3-Gehalte der Fraktion <2 µm sind im Gegensatz zu denen der

Gesamtproben erhöht. Da Hinweise auf oxidisch gebundenes Fe existieren, wurde es bei der

Berechnung als Goethit ausgewiesen, eine Zunahme aufgrund der Bindung an Tonminerale

kann ebenfalls nicht ausgeschlossen werden (Tab. 33). Die sehr geringen Fe-Konzentrationen

der Proben könnten ein Beleg für die Bleichung des Kaolins sein.

Die Korngrößenfraktion >20 µm besteht nahezu ausschließlich aus Quarz. Die Quarzkörner

sind ca. 20 µm bis 0,8 mm groß und kantengerundet, einige sind auch rund (Abb. 50). Ein

Teil der Quarzminerale ist in der Schlufffraktion angereichert. Muskovit und Zirkon sind in

der Grobfraktion selten zu beobachten, Feldspat wurde in keiner der untersuchten Proben i-

dentifiziert.

Abb. 50: Quarz der Korngrößenfraktion >63 µm der Kaoline der Lagerstätte Spergau (Lange Bildkante 1,8 mm/

gekreuzte Polarisatoren/ Dünnschliff)

Bezieht man den Gehalt des Illit/Muskovit der Fraktion <2 µm auf die Konzentration in der

Gesamtprobe, so wird deutlich, dass etwa die Hälfte bis ein Drittel des Illit/Muskovits eine

Größe von mehr als 2 µm besitzt. Somit liegen Agglomerate vor oder es wurde nur ein Teil

des primären Muskovits zu feinkörnigem Illit degradiert. Die zweite Erklärung entspricht den

Ausführungen von Störr (1983), der ein Korngrößenmaximum des Illit/Muskovits bei 2-20

µm identifizierte. Der Kaolinit ist hingegen sehr feinkörnig und dementsprechend in der Fein-

fraktion <2 µm angereichert. Vergleicht man die Daten der Korngrößenzusammensetzung der

verschiedenen Korngrößenfraktionen des Kaolin 1 mit denen des Kaolins vom Typ tonlagen-

armer Feinsandstein nach Störr (1983), so stimmen die Werte weitgehend überein, jedoch

sind die vorliegenden Proben quarzreicher. Somit ist zu schließen, dass die unterschiedliche

chemische und mineralogische Zusammensetzung der Spergauer Kaoline, wie von Störr

(1983) beschrieben, auf die unterschiedliche Korngrößenzusammensetzung ihrer Ausgangs-

gesteine, der Arkosesandsteine, zurückzuführen ist.

Der Gesamtkohlenstoffgehalt der Spergauer Kaoline wurde exemplarisch anhand zweier Pro-

ben des Kaolin 1 ermittelt. Es zeigt sich, dass die Fraktion <2 µm mit 0,47 bis 0,58 % höhere

Kohlenstoffgehalte aufweisen als die Gesamtproben (0,13 bzw. 0,21 %). Möglicherweise ist

diese Tatsache auf die Zufuhr sehr feiner organischer Substanzen zurückzuführen. Nach Störr

(1983) befinden sich in den Spergauer Kaolinen beispielsweise Fe-Humate.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

3.5 Meißener Massiv und Rhyolith/Dacit-Kaolin

3.5.1 Das Meißener Massiv

Das Meißener Massiv ist Teil des Elbtal-Lineaments und liegt nahe der Stadt Meißen. Es be-

steht aus oberkarbonischen Intrusivgesteinen von dioritischer bis granodioritischer

Zusammensetzung. Im Zentrum des Massivs sind jüngere oberkarbonische intermediäre bis

saure Vulkanite aufgeschlossen (Henningsen & Katzung 1992). Petrographisch können die

Vulkanite als Andesite bzw. Rhyolithe und Dacite bezeichnet werden. Sie bilden die Aus-

gangsgesteine der kaolinitischen Verwitterungskruste im Bereich Seilitz. Nach Krumb (1998)

bestehen die Seilitzer Rhyodacite und Dacite zur Hälfte aus einer mikrofelsitischen Matrix

(50 %), die eine hohe Anzahl Biotit- und Hornblende-Einsprenglinge enthält (jeweils 5-10

%). Neben 10-20 % Quarz befinden sich des Weiteren ca. 15 % Kalifeldspat und 5 % Plagi-

oklas in den Vulkaniten. Akzessorisch treten Apatit und Zirkon auf.

3.5.2 Seilitzer Rhyodacit/Dacit-Kaolin

Die Kaolinlagerstätte Seilitz liegt ca. 5 km nordöstlich der Stadt Meißen (vgl. Abb. 12). Hier

werden seit dem 18 Jahrhundert Kaoline für die Produktion von Porzellan abgebaut. Die La-

gerstätte gehört heute der Kaolin- und Tonwerke Seilitz-Löthain GmbH.

In dieser Arbeit wurden ausschliesslich die Daten der Kristallinität und der Einlagerungsfehl-

ordnung der Seilitzer Kaolinite zur Darstellung der Fehlordnung von Kaoliniten innerhalb

eines Verwitterungsprofils verwendet, daher kann an dieser Stelle auf eine chemische Charak-

terisierung der Seilitzer Kaoline verzichtet werden.

Der bis 20 m mächtige Kaolin von Seilitz befindet sich über Rhyodaciten und Daciten. Er

enthält nach Krumb (1998) neben Quarz (35,6–48,9 %) und Kaolinit (20–40,3 %) auch zahl-

reiche Mixed-Layer-Minerale (21,2 – 25,4 %) sowie Kalifeldspatreste (2,3-5,7 %).

3.6 Der Stoffbestand der tertiären Verwitterungskruste

3.6.1 Mineralogische Zusammensetzung

Die oberkretazisch-tertiäre Kaolinisierung erfolgte nach Mai (1995) unter humiden gemäßig-

ten bis subtropischen Klimaten. Krumb (1998) leitete für die Genese der sächsischen Kaoline

reduzierende, schwach saure Verwitterungsbedingungen ab, hervorgerufen durch eine hohe

CO2-Produktion und die Bildung von Humin- und Fulvosäuren im Boden. Die sauren Sicker-

wässer drangen in die Tiefe vor und führten dort unter den bis zum Miozän herrschenden

stabilen tektonischen Bedingungen zu einer immer tiefer reichenden Verwitterung der Aus-

gangsgesteine.

Die mineralogische Zusammensetzung der Kaoline in Sachsen ist nach Krumb (1998) abhän-

gig von der Verwitterungsintensität. Er wies nach, dass sich mit fortschreitender Intensität die

Trockenrohdichte (ρ in t/m³) der Kaoline aufgrund von Lösungsprozessen durch die Abfuhr

chemischer Komponenten vermindert (Abb. 51). Die Trockenrohdichte kann nach Krumb

(1998) als Maß der Verwitterungsintensität angesehen werden, die eine wesentliche Refe-

renzgröße zur Bestimmung der chemischen und mineralogischen Zusammensetzung der in-

situ-Kaoline darstellt. Er schlägt vor, die Trockenrohdichte als Qualitätsparameter für die Zu-

sammensetzung der Kaoline bei der Exploration und für den Abbau der Rohstoffe zu

verwenden.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 51: Degradationsabfolge gesteinsbildender Minerale saurer und intermediärer Gesteine bei der kaoliniti-

schen Verwitterung unter reduzierenden Bedingungen (Krumb 1998)

Mit Einsetzen der Verwitterung wurden die Plagioklase, Muskovite, Biotite, Amphibole und

Pyroxene der Ausgangsgesteine, unter Beibehaltung reliktischer Strukturen des Ausgangsmi-

nerals, in Dreischichtsilikate transformiert. Das bedeutendste Dreischichtsilikat der hier

untersuchten Kaoline ist der Illit. Nach Lorenz & Gwosdz (1997) entstehen Illite im Zuge der

Verwitterung von Glimmern durch K-Entzug sowie als Produkt bei der Verwitterung primärer

Minerale wie Feldspat, Pyroxen oder Amphibol. Zudem bildet sich Illit vermutlich als Zwi-

schenstadium während der Umwandlung von Feldspat in strukturell fehlgeordneten Kaolinit

(Lorenz & Gwosdz 1997). Im Gegensatz zum Plagioklas wurde der Kalifeldspat gelöst, die

Alkalien und Erdalkalien weitgehend abgeführt und aus dem entstehenden Verwitterungs-

plasma bildete sich Kaolinit durch Neoformation (Neubildung).

In den tieferen Bereichen der Verwitterungskruste, an der Grenze zum unverwitterten Aus-

gangsgestein, dominieren zunächst Dreischichtsilikate die Zusammensetzung (Abb. 51). Nach

Krumb (1998) besitzt der Kaolin hier eine Trockenrohdichte von 2,2 bis 2,6 t/m³. Mit zuneh-

mender Verwitterungsintensität verarmte die Verwitterungslösung an Kationen. Die

Untersättigung führte zu einer Destabilisierung der Dreischichtsilikate und es bildete sich

durch Transformation vermehrt Kaolinit. Innerhalb eines Verwitterungsprofils steigt aus die-

sem Grunde der Kaolinitgehalt und der Gehalt residualer Komponenten in Relation zum

Gesamtvolumen zum Hangenden hin an. Der Kaolin besteht in den oberen Zonen daher aus

einem Gemisch von Kaolinit, Illit und Quarz. Dies entspricht der Zusammensetzung der höhe-

ren Zonen der Verwitterungskruste nach Buchwald (1971) und Störr (1983). Weitgehend

resistent im Zuge der Verwitterung verhielten sich Quarz und Zirkon. In Kaolinen der höchs-

ten Verwitterungsintensität (ρ <1,4 t/m³) wurde in den oberen Zonen des Verwitterungsprofils

auch der Illit in Kaolinit transformiert (Abb. 51).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Der Anatas der Kaoline ist eine Neubildung, die auf einer Fixierung von Ti beruht, das über-

wiegend durch die Verwitterung mafischer Minerale freigesetzt wurde (vgl. Krumb 1998).

Nach Krumb (1998) wurde bereits während der Kaolinisierung das Fe des Protoliths unter

reduzierenden und sauren Eh/pH-Bedingungen weitgehend abgeführt, weshalb die Kaoline

überwiegend helle Farben aufweisen und Siderit als Fe-Phase dominiert. Aus der Untersu-

chung der Sideritkonkretionen der Lagerstätte Caminau geht hervor, dass die Neubildung des

Siderits erst nach der Bildung des Kaolinits erfolgte. In den Siderit-Pyrit-Konkretionen der

Kaoline des Halleschen Porphyrs sind hingegen keine Verdrängungserscheinungen zu beo-

bachten (Schmitz & Germann 2001).

Walter (1991) führt die Entstehung der nordwestsächsischen Kaoline auf einen zweiphasigen

Kaolinisierungsprozess zurück. Er beschreibt, dass der Kaolinisierungsprozess durch eine

Sedimentationsphase unterbrochen und nach einer bruchtektonischen Gliederung der Region

mit anschließender Erosion weiter Teile der sedimentären Bedeckung fortgesetzt wurde. Nach

Walter (1991) ist die Verwitterung damit ein dynamischer Prozess, der immer dann unterbro-

chen wird, wenn jüngere Sedimente die Basementgesteine überdecken. Erfolgt die Entfernung

dieser sedimentären Bedeckung durch Erosion, wird der Verwitterungsprozess fortgesetzt.

Daher ist es wahrscheinlich, dass im Zuge der tertiären Verwitterung wiederholt regionale

Veränderungen in den Redoxbedingungen auftraten, die zu einer mehrfachen Lösung und

Fixierung beispielsweise des Fe führten. Somit ist ein mehrphasiger dynamischer Prozess der

Kaolinisierung zu vermuten, der im Laufe der Zeit eine zunehmende Bleichung der Kaoline

im Sinne von Krumb (1998) bewirkte (vgl. Kap. 3.5.2.5). Möglicherweise wurde das gelöste

und abgeführte Fe in oxidischen Zonen der Kaoline in Form von Hämatit und Goethit auch

angereichert, weshalb beispielsweise in Wiesa unterschiedlich gefärbte Kaolinzonen auftre-

ten.

Da in Mitteleuropa wahrscheinlich keine flächenhafte Lateritisierung erfolgt ist, wurde im

Tertiär vermutlich weit weniger Fe umgelagert als bisher angenommen. Nach dem Modell

von Krumb (1998) ist die Bildung von Torfmooren im Hangenden der Verwitterungskruste

und die sekundäre Bleichung der Kaoline nicht mehr zwingend notwendig, um die geringen

Fe-Gehalte und den hohen Weißgrad einiger ostdeutscher Kaoline zu erklären. Das helle Kao-

line weit verbreitet sind, belegen die zahlreichen Kaolinlagerstätten heller Kaoline und

Bohrungen aus der Region Sachsen und Sachsen-Anhalt.

Die Verwitterung des Mittleren Buntsandsteins in Sachsen-Anhalt weist gegenüber den säch-

sischen Ausgangsgesteinen einige Besonderheiten auf (Abb. 52). Während der Trias wurden

unter ariden bis semiariden Bedingungen die quarz- und feldspatreichen Sedimente des Mitt-

leren Buntsandsteins abgelagert.

In den grobkörnigen Sandsteinen der Abfolge reicherten sich Quarz und Feldspat an, in den

feinkörnigeren Schluff- und Tonsteinen neben Feldspat auch Dreischichtsilikate. Im Zuge der

Verwitterung während der Oberkreide und im Tertiär wurde der Feldspat nahezu vollständig

kaolinisiert und der Muskovit teilweise illitisiert (Störr 1983).

Die detritischen Mixed-Layer-Minerale der pelitischen Gesteine des Thüringer Buntsand-

steins blieben während dieser Zeit teilweise erhalten. Eine Kaolinisierung des Illits und der

Mixed-Layer-Minerale der Buntsandsteine im Zuge der oberkretazisch-tertiären Verwitterung

ist nach Störr (1983) jedoch zu vermuten, da die Schichten mit einer geringen durchschnittli-

chen Korngröße in Spergau an Kaolinit angereichert sind (Abb. 52). Die tertiäre

Kaolinisierung bildet somit den Abschluß einer Degradationsfolge, die bereits in vortriassi-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

scher bzw. in triassischer Zeit mit der Verwitterung der Protolithe des Thüringer Buntsand-

steins begonnen hatte (Störr 1983). Eine sekundäre Bleichung des Spergauer Kaolins ist zu

vermuten, da die Buntsandsteine häufig durch Hämatit rot gefärbt sind, der Kaolin jedoch nur

sehr geringe Gehalte an Fe und Ti (<1 %) aufweist. Beweise liegen allerdings nicht vor.

Abb. 52: Schematische Degradationsabfolge gesteinsbildender Minerale des Thüringer Buntsandsteins

Es sollte nicht unerwähnt bleiben, dass nach Störr (1983) in den Kaolinlagerstätten über Mitt-

lerem Buntsandstein in Röblingen und Etzdorf an der SW-Seite des Teutschenthaler Sattels

(vgl. Abb. 30) in den feinkörnigeren Lithologien neben Illit/Muskovit vermehrt Dreischichtsi-

likate wie Smektite und Illit/Smektit-Mixed-Layer-Mineral auftreten..

Über die Verwitterungsprozesse innerhalb der Bodenhorizonte der kaolinitischen Verwitte-

rungskruste können zunächst nur Vermutungen angestellt werden, da infolge der Erosion

keine tertiären Böden beprobt werden konnten. Nach Felix-Henningsen (1990, 1995, 2000)

und Melo et al. (2001) ist zu schließen, dass in kaolinitreichen Bodenhorizonten eine relative

Anreicherung von neugebildeten feinkörnigen Kaoliniten erfolgt, da die Verwitterung der

Dreischichtsilikate intensiviert ist. Meunier (2005) beobachtete in sauren organikreichen Bö-

den gemäßigter humider Klimate eine Fragmentierung von residualen Glimmern,

Vermikuliten und Chloriten unter Bildung von Mixed-Layer-Mineralen und Smektiten.

Jasmund et al. (1976) beschreibt einen ähnlichen Vorgang in Lößböden. Hierdurch wird deut-

lich, dass die Verwitterung in den Bodenhorizonten eine wesentliche Veränderung der

Tonmineralzusammensetzung bewirken kann.

In den Bodenhorizonten der Verwitterungskruste erfolgte des Weiteren die Zufuhr von orga-

nischen Komponenten über die den Boden bedeckende Vegetation. Die Zusammensetzung

und die Menge des organischen Materials sind abhängig von äußeren Faktoren wie beispiels-

weise den klimatischen Bedingungen und der Topographie.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 53: Prozesse und Produkte der Umwandlung organischer Bodensubstanzen (verändert nach Righi & Meu-

nier 1995)

Die Unterteilung der organischen Bodensubstanz erfolgt nach dem Grad ihrer Umwandlung

(Abb. 53). Die Gruppe der Huminstoffe entsteht durch mikrobiellen Abbau der Streustoffe im

Zuge der Humifizierung. Huminstoffe sind schwer abbaubare, dunkel gefärbte amorphe C-

substituierte Aromate und langkettige Aliphate, die Spaltstücke von Lipiden und Proteinen

sowie pflanzliche Nährelemente wie N, S und P enthalten (Scheffer & Schachtschabel 1998).

Sie besitzen eine Korngröße <2 µm (Schroeder 1972). Aufgrund ihrer hohen Stabilität ver-

weilen sie im Boden recht lange. Durch ihre unterschiedliche Löslichkeit in Säuren und

Laugen können die Huminstoffe in drei Fraktionen unterteilt werden (Abb. 53). Der laugelös-

liche Anteil der Huminstoffe besteht aus nicht säurelöslichen Fulvosäuren und säurelöslichen

Huminsäuren. Die laugeunlöslichen Anteile der Huminstoffe sind die Humine (Schwertmann

& Niederbudde 1993). Neben der Humifizierung existiert ein weiterer Prozess der Degradati-

on organischer Bodensubstanz, der als Mineralisierung bezeichnet wird (Abb. 53). Die

Mineralisierung ist ein mikrobieller Abbauprozess, bei dem anorganische Moleküle wie CO2,

NH4, NO3 und H2O entstehen und Nährstoffe wie N, S, Mg und Fe freigesetzt werden (Righi

& Meunier 1995).

Die Abbauprozesse der organischen Bodensubstanz besitzen einen wesentlichen Einfluss auf

die Eh/pH-Bedingungen der Bodenlösungen. Das über den Boden in die Tiefe vordringende

Sickerwasser kann nach Krumb (1998) die Kaolinisierung der Ausgangsgesteine daher maß-

geblich beeinflussen.

3.6.1.1 Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite

Die Kaolinite der Korngrößenfraktion <2 µm der Kaoline sind strukturell deutlich fehlgeord-

net (0,41 bis 0,52 °2Theta), die Einlagerungsfehlordnung ist hingegen sehr gering.

Tab. 34: Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite der Korngrößenfraktion <2 µm der Kaolinla-

gerstätten Caminau, Wiesa und Spergau

Kaolin Caminau Kaolin Wiesa Kaolin Spergau

(n=25)

Heller Kaolin

(n=4)

Kaolin 1

(n=7)

Kaolin 2

(n=2)

Kristallinität

(Halbwertsbreite)

°2Theta 0,52 (0,04) 0,41 (0,02) 0,45 (0,05) 0,43

Einlagerungsfehlordnung

(Aufweitung mit DMSO)

% (n=24)

96,1 (2,6)

(n=3)

87,8 (0,5)

93,5 (5,8)

97,4

Lediglich 3 bis 12 % der Kaolinite der Fraktion <2 µm weiten mit DMSO nicht auf (Tab. 34).

Sie sind somit hoch reaktiv und enthalten nur wenige Kationen oder Moleküle, die den Einbau

des DMSO behindern.

Bemerkenswert ist in allen Lagerstätten die im Vergleich zur Einlagerungsfehlordnung hohe

prozentuale Standardabweichung der strukturellen Fehlordnung. Sie beruht auf der ver-

gleichsweise hohen Variabilität der Kristallinität des feinkörnigen Kaolinits mit der Teufe des

Verwitterungsprofils. Die Kaolinite sind in manchen Zonen des Profils besser geordnet als in

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

anderen. Es ist zu beobachten, dass innerhalb der Profile ein allmählicher Übergang zwischen

besser und schlechter strukturell fehlgeordneten Kaoliniten vorliegt. In der Kaolinlagerstätte

Seilitz in Sachsen ist der Kaolinit der Korngrößenfraktion <2 µm in der Tiefe und in Oberflä-

chennähe beispielsweise stärker strukturell fehlgeordnet, als im mittleren Profilbereich. (Abb.

54a). Schmitz & Germann (2001) ermittelten ein ähnliches Verhalten innerhalb des Profils

eines Porphyr-Kaolins (vgl. Abb. 38).

Abb. 54a (links): Kristallinität des Kaolinits der Korngrößenfraktion <2 µm der Lagerstätte Seilitz (Meißener

Massiv/Sachsen) und Abb. 54b (rechts): Kaolinitkristallinität der Korngrößenfraktion <2 µm in der Lagerstätte

Caminau (Lausitzer Granodioritmassiv/Sachsen)

Eine Verringerung der Fehlordnung der Kaolinite in den oberen Zonen der Verwitterungs-

kruste ist in der Lagerstätte Caminau zu beobachten (Abb. 54b). Möglicherweise wurde der

obere Teil des Verwitterungsprofils durch Erosion vollständig entfernt. In den Kaolinlager-

stätten Wiesa und Spergau ist die Probenanzahl zu gering, um eine ähnliche Variation der

strukturellen Fehlordnung mit der Teufe nachvollziehen zu können.

Der Grad der strukturellen Fehlordnung eines Kaolinits beruht nach Brandl (1991) auf der

Anzahl und der Art der Baufehler im Kaolinitkristallgitter. Die Bedeutung einzelner Baufeh-

ler im Kristallgitter der Kaolinite wird bis heute diskutiert:

• Die am häufigsten beschriebene Fehlordnung des Kaolinits ist ein Stapelfehler aufein-

anderfolgender Oktaederschichten parallel der b-Achse (Brindley & Robinson 1947).

Bei geordneten Kaoliniten sind die Oktaederschichten um b/3 verschoben. Ist die Ver-

schiebung unregelmäßig (n·b/3), so liegt ein Stapelfehler infolge der Translation des

Gitters vor. Solche Kaolinite werden häufig als „Fireclay-Minerale“ bezeichnet.

• Nach Murray (1954) besteht eine weitere Fehlordnung der Kaolinite in der Rotation

aufeinanderfolgender Schichten um 2п/3.

• Fiedler & Steinicke (1967) beschreiben b-Achsen-fehlgeordnete Kaolinite nach Brind-

ley & Robinson (1946), die eine weitere Gitteraufweitung in c-Richtung aufweisen.

Sie gelangen zu dem Ergebnis, dass die meisten oder möglicherweise alle b-Achsen-

fehlgeordneten Kaolinite ebenfalls in Richtung der c-Achse aufgeweitet sind.

• Zvyagin (1967) führt die Störung des Kristallgitters der Kaolinite auf eine Rotation

um 2п/3 bei gleichzeitiger senkrechter Translation der Schichtstapel zurück.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

• Nach Plancon & Tchoubar (1977a, b) sowie Tchoubar et al. (1982) sind Translationen

und Rotationen nur in untergeordnetem Maße für die Fehlordnung der Kaolinite ver-

antwortlich. Sie gelangen anhand mathematischer Modelle zu dem Ergebnis, dass in

den Oktaederschichten des Kaolinits der unregelmäßige Wechsel der Aluminium-

Leerstellen einen Schichtenversatz hervorruft.

• Mestdagh et al. (1980) untersuchten den Fe-Gehalt von Kaoliniten mittels Paramagne-

tischer Elektronen Resonanz Spektren (EPR). Sie unterscheiden Fe, das an der

Kristalloberfläche gebunden ist (E Iron), von intern gebundenem Fe (I Iron). Das in-

tern gebundene Fe substituiert wahrscheinlich das Al in den Oktaederschichten (vgl.

Brindley et al. 1986). Kaolinite, die eine geringe strukturelle Fehlordnung aufweisen,

besitzen einen geringen Fe-Gehalt. Das Fe ist hierbei an der Kristalloberfläche gebun-

den (E Iron). Schlecht kristallisierte Kaolinite besitzen hingegen einen höheren Fe-

Gehalt. Das Fe wird zu gleichen Teilen (50:50) an der Oberfläche gebunden (E iron)

und intern in die Kristallstruktur eingebaut (I Iron). Zusätzlich definieren Mestdagh et

al (1980) eine dritte Gruppe Kaolinite, die eine Zwischenstellung in Hinblick auf den

Gehalt und die Bindung des Fe einnimmt. Nach Vogt & Vogt (2004) enthalten fehlge-

ordnete Kaolinite bis 2 % Fe2O3.

Es ist zu vermuten, dass mehrere Gitterdefekte den strukturellen Fehlordnungsgrad des Kaoli-

nits beeinflussen. Nach Gonzales et al. (1997) sind die Gitterdefekte der Kaolinite auf die

physikalisch-chemischen Bedingungen und das geologische Umfeld zu Zeiten des Wachstums

zurückzuführen. Kurkovskij (1978) vermutet hingegen, dass die Struktur des Ausgangsmine-

rals für die Baufehler verantwortlich ist, auf dessen Oberfläche die Bildung des Kaolinits

stattfindet.

Die gleitende Veränderung des strukturellen Fehlordnungsgrads der Kaolinite der Korngrö-

ßenfraktion <2 µm mit der Teufe (vgl. Abb. 38, 54a, b) weist darauf hin, dass sich die

Zusammensetzung der Verwitterungslösungen mit der Tiefe änderte, wodurch Kaolinite mit

unterschiedlichen oder unterschiedlich ausgeprägten Defekten entstanden. Die Struktur des

Ausgangsminerals ist wahrscheinlich nur einer der Faktoren, welcher die Anzahl und die Art

der Gitterdefekte beeinflusste.

In den unteren Profilbereichen der kaolinitischen Verwitterungskruste unterlagen mafische

Minerale und in zunehmenden Maße Feldspäte der Verwitterung. Zum Hangenden wurden

auch verwitterungsresistentere Minerale sowie Dreischichttonminerale degradiert und in Kao-

linit umgesetzt. Lasch (1969) vermutet, dass die tertiäre Verwitterung dioktaedrischer

Glimmer in der Lausitz grundsätzlich zur Bildung deutlich aufgeweiteter, gering kristalliner

Kaolinite führte. Die strukturelle Fehlordnung des Kaolinits ist somit ein Abbild der sich än-

dernden Verwitterungsbedingungen innerhalb eines Profils.

Die Paläoböden der tertiären kaolinitischen Verwitterungskruste sind rezent weitgehend ero-

diert. Daher ist über die Entwicklung der Kristallinität und der Einlagerungsfehlordnung der

Kaolinite in diesen Böden nur wenig bekannt. Melo et al. (2001) analysierten die strukturelle

Fehlordnung von Kaoliniten in brasilianischen Böden. Sie entdeckten, dass sich die Kristalli-

nität in der Korngrößenfraktion <2 µm deutlich verringert und der K- und Mg-Gehalt

wesentlich erhöht. Sie vermuten den reliktischen Erhalt von Schichten verwitternder Glimmer

in den neugebildeten Kaoliniten der Feinfraktion.

Felix-Henningsen (1990, 1995) untersuchte kaolinitreiche tertiäre Acrisole im Rheinischen

Schiefergebirge über einem kaolinitischem Saprolith. Demzufolge steigt der Anteil sehr fein-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

körniger einlagerungsfehlgeordneter Kaolinite im Bodenhorizont des Verwitterungsprofils an.

Zu ähnlichen Erkenntnissen gelangte Felix-Henningsen (2000) bei der Untersuchung eines

rezenten Ferralsols in Swaziland. Er schliesst aus den Untersuchungen, dass es möglich sein

sollte, über die Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite in korrelaten Sedimenten deren Her-

kunft abzuleiten. Eine umfassende Diskussion erfolgt in Kapitel 5.2.2.

3.6.2 Geochemie

Die Kenntnis des Mobilitätsverhaltens und der Bindung der chemischen Elemente innerhalb

der kaolinitischen Verwitterungskruste und der Bodenhorizonte ist eine fundamentale Basis

für die spätere Interpretation der chemischen Zusammensetzung der kaolinitischen Tone.

3.6.2.1 Silizium

Die Silikate der Ausgangsgesteine der kaolinitischen Verwitterungskruste wurden im Zuge

der Verwitterung in Tonminerale umgebildet. In den sächsischen Kaolinlagerstätten wurde

das freigesetzte SiO2 im Zuge der Verwitterung teilweise abgeführt, da die Tonminerale im

Allgemeinen silikatärmer als die primären Minerale sind (Krumb 1998).

Blankenburg & Rösler (1978) beobachteten ebenfalls eine Abfuhr des gelösten SiO2 in den

sächsischen Granodiorit-Kaolinen bei pH-Werten >7. Das SiO2 in den Porphyr-Kaolinen der

Region wurde hingegen bei pH-Werten um 7 teilweise in Mixed-Layer-Mineralen fixiert.

Zudem ist eine authigene Neubildung von Quarz in diesen Kaolinen zu vermuten. Nach Blan-

kenburg & Rösler (1978) ist das SiO2, das an Quarz gebunden ist, im Gegensatz zu dem der

anderen Silikatminerale weitgehend verwitterungsresistent. In Caminau befand sich jedoch in

den hangenden Bereichen des Kaolins eine Linse eines harten, teilweise silifizierten Kaolins.

Quarzlösung und die regionale Bildung von authigenem Quarz ist demnach für den Caminau-

er Granodiorit-Kaolin gut zu belegen.

In den Bodenhorizonten bildet gelöster organischer Kohlenstoff mit organischen Resten orga-

nische Säuren, die den pH-Wert einer Verwitterungslösung bis auf einen Wert von 4 bis 5

absenken können (O’Neill 1998). Dieser gelöste organische Kohlenstoff ist nach Huang &

Keller (1970) für die Silikatlösung ausschlaggebend. Nach Bennett (1988) bildet SiO2 unter

reduzierenden Bedingungen, bei neutralen pH-Werten in einem Elektrolyt, bei Anwesenheit

hoher Konzentrationen an gelöstem organischem Kohlenstoff, mobile Huminsäure-SiO2-

Komplexe. Es ist zu vermuten, dass in den Bodenhorizonten der Verwitterungsprofile die

Mobilisierung des SiO2 in verstärktem Maße erfolgte und diese Zonen teilweise an SiO2 un-

tersättigt waren.

3.6.2.2 Aluminium und Gallium

Das Al ist bevorzugt an Feldspat und Muskovit der Ausgangsgesteine gebunden. Das silika-

tisch fixierte Al ist bei neutralen Eh-Bedingungen und einem pH-Wert von ca. 5 nur sehr

schwer löslich (Garrels & Christ 1965). Ist der pH-Wert deutlich geringer, so geht es als Al3+

in Lösung, bei stark basischen pH-Werten in Form des Aluminats (AlO2). Das Al wurde

durch die Verwitterung der Feldspäte und Glimmer der Ausgangsgesteine der Kaoline unter

reduzierenden Bedingungen in Form von Al3+-Ionen freigesetzt und umgehend in Tonmine-

ralstrukturen wieder gebunden. Der Kaolinit wird bei niedrigen pH-Werten (pH ca. 5) immer

dann gebildet, wenn nach der Lösung der Silikate eine deutliche Si-Abfuhr erfolgt. Das gerin-

ge Si/Al-Verhältnis und die Anwesenheit nur weniger konkurrierender Zwischenschicht-

Kationen, wie K+, Mg+ und Ca+ in der Verwitterungslösung, führen damit zur bevorzugten

Bildung von Kaolinit (Heim 1990). Ein relativ verwitterungsbeständiger Al-Träger der Aus-

gangsgesteine ist der Muskovit. Degradation während der Verwitterung bewirkt die

Transformation von Muskovit in Illit. Das Si/Al-Verhältnis ist in den Illiten gegenüber dem

Muskovit deutlich erhöht (Matthes 1993). Durch die Tonmineralgenese wurde das während

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

der Verwitterung freigesetzte Al weitgehend in der Verwitterungskruste fixiert. Nach Krumb

(1998) wurde in einigen Verwitterungsprofilen sächsischer Kaolinlagerstätten nicht das ge-

samte Al wieder in den Tonmineralen gebunden, sondern ein Teil auch abgeführt.

Das Ga kann bis zu ca. 10 % des Al in Kaoliniten substituieren, die Substitution in Drei-

schichtsilikaten ist weit größer. Unter Laborbedingungen kann Ga das Al in Smektiten

vollständig substituieren (Martin et al. 1998). In den hier untersuchten Kaolinen ist das Ga

daher überwiegend an die Tonminerale gebunden.

3.6.2.3 Alkalien und Erdalkalien

Bedeutendste Träger von Alkalien und Erdalkalien in den Ausgangsgesteinen der Kaoline

sind Feldspäte und Glimmer. Im Zuge der Silikatverwitterung werden die Alkalien und Erdal-

kalien teilweise abgeführt, bzw. in den Dreischichtsilikaten wieder gebunden. Die hier

analysierten Kaoline sind das Resultat einer Verwitterung mit einer hohen Intensität, daher

enthalten sie nur geringe Mengen an Dreischichtsilikaten. Na, Ca und Mg wurden weitgehend

entfernt, das K der Glimmer wurde innerhalb des Illits fixiert und somit in den Kaolinen zu-

mindest teilweise gebunden. Heim (1990) beschreibt die Illitisierung von Glimmern unter

Abgabe von K-, Fe- und Mg-Ionen als einen typischen chemischen Degradationsprozess.

Ca2+, H3O+ und Na+ können das K+ des Illit/Muskovits in geringem Maße substituieren. Nach

Lorenz & Gwosdz (1997) enthalten Illite zudem bis 4,3 % MgO, das in der Oktederposition

des Illits fixiert ist und bis 0,7 % CaO. Nach Gill (1993) substituiert das Rb aufgrund des gro-

ßen Ionenradius K+-Ionen in Silikaten. In den Kaolinen ist somit eine Fixierung des Rb im

bedeutendsten K-Mineral, dem Illit zu vermuten. Glimmer enthalten als Spurenelemente häu-

fig Ba und Plagioklase Sr (Rösler 1991). Die Verwitterungsprodukte des Plagioklas und der

Glimmer sind Smektite und Illite. Daher sind die Elemente Ba und Sr bevorzugt an diese

Tonminerale gebunden. Eine eindeutige mineralogische Zuordnung der Ba- und Sr-Gehalte in

den sächsischen Kaolinen ist nach Krumb (1998) jedoch nicht möglich.

Die Degradation der Glimmer verstärkt sich in den Bodenhorizonten. Felix-Henningsen

(1990, 1995) vermutet eine intensivierte Verwitterung von Glimmern bzw. Illit unter Freiset-

zung von K+-und Mg+-Ionen unter Neubildung von Kaolinit in tertiären Paläoböden des

Rheinischen Schiefergebirges. Des Weiteren können Pflanzen das nicht austauschbare K+ aus

dem Schichtzwischenraum von Glimmern und Illiten mobilisieren, indem sie einen Konzent-

rationsgradienten aufbauen, durch den der K-Fluß ansteigt. Hierdurch entstehen

beispielsweise Vermikulite (Scheffer & Schachtschabel 1998).

3.6.2.4 Titan und Niob

In den Ausgangsgesteinen der sächsischen Kaoline sind Ti und Nb nach Krumb (1998) an die

Silikate Pyroxen, Amphibol und an Glimmer gebunden. Zudem können beide Elemente in

silikatischer Bindung in Titanit (CaTi[O/SiO4]) und in oxidischer Bindung in Rutil (TiO2),

Anatas (TiO2) oder Ilmenit (FeTiO3) vorliegen. Nb ist aufgrund der ähnlichen Ionenradien in

der Lage, das Ti in diesen Mineralen zu substituieren (Fleischer et al. 1952).

Nach Gardner (1980) und Krumb (1998) ist unter reduzierenden Bedingungen nicht von einer

Immobilität des Ti auszugehen. Krumb (1998) ermittelte für die Lausitzer Kaolinlagerstätten

eine geringe bis mittlere Abfuhr des Ti. Aufgrund zu geringer Sauerstofffugazitäten erfolgte

demnach im Grauwacken-Kaolin von Cunnersdorf keine authigene TiO2-Bildung. Dem wi-

derspricht Störr (1983), der ca. 1 % authigenen Anatas in den Cunnersdorfer Kaolinen

analysierte. In den Caminauer und Wiesaer Kaolinen wurde im Zuge der Verwitterung das Ti

aus mafischen Mineralen freigesetzt und als Anatas wieder gebunden. Buchwald (1967) ana-

lysierte geringe Anteile eines Titanits im Ausgangsgestein des Caminauer Kaolins. Krumb

(1998) führt die geringe Abfuhr des Ti im Zuge des Verwitterungsprozesses auf die Auflö-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

sung dieses Minerals zurück. Die Spergauer Kaoline enthalten ebenfalls geringe Mengen ei-

nes authigenen Anatas. Somit ist Anatas sowohl in den Lausitzer Kaolinen als auch im

Spergauer Kaolin das bedeutendste Ti-Mineral.

Unter den zunehmend oxidischen Verwitterungsbedingungen der Bodenhorizonte blieben die

Ti-Oxide bis auf den Ilmenit als stabile oxidische Phasen weitgehend erhalten. Möglicherwei-

se erfolgte eine weitere Anreicherung des Ti durch den zunehmenden Glimmerabbau in den

Bodenhorizonten.

3.6.2.5 Eisen

Das Fe ist in den sauren bis intermediären Ausgangsgesteinen des Untersuchungsgebiets an

Amphibole, Pyroxene und Glimmer gebunden, in denen es in zweiwertiger und dreiwertiger

Form vorliegt.

Krumb (1998) führt die teilweise sehr deutliche Abreicherung des Fe im Zuge des kaoliniti-

schen Verwitterungsprozesses auf wassergesättigte, reduzierende Bedingungen zurück, unter

denen nur in den Saprolithzonen, zu Beginn der Verwitterung, eine temporäre authigene Fe-

Oxidbildung im Umfeld der Degradation von Biotit auftreten konnte. Mit zunehmender Ver-

witterungsintensität erfolgte demnach die Lösung der authigenen Fe-Oxide unter

reduzierenden Bedingungen, und das zweiwertige Fe wurde in Lösung abgeführt.

FeOOH + e- + 3H+ → Fe2+ + 2H2O

Nach diesem Modell sind geringe Goethit- und Hämatitgehalte der Spergauer und Cunners-

dorfer Kaoline als authigene Relikte der Verwitterung zu betrachten. In den Kaolinen von

Caminau und den hellen Kaolinen von Wiesa ist die Hauptmenge des Fe nicht in oxidischer

Form, sondern in karbonatischer Form an Siderit gebunden. Krumb (1998) vermutet, dass das

für die Sideritbildung benötigte CO2 dem mikrobiellen Stoffabbau organischer Komponenten

in den Bodenhorizonten des Verwitterungsprofils entstammt. Im Zuge der „aeroben Wurzel-

atmung“ wird demnach Glukose zu CO2, Wasser und Energie umgewandelt:

C6H12O6 + 6O2 → 6H2O + 6CO2 + Energie

Die Energie wird in Form von Wärme freigesetzt, die für weitere metabolische Vorgänge ge-

nutzt werden kann. Das CO2 bildet unter Reaktion mit Wasser Hydrogenkarbonat, das eine

verstärkte Hydroniumionen-Aktivität in den Sickerwässern und eine Verringerung des pH-

Werts bewirkt.

CO2 + H2O → HCO3- + H+

HCO3- → CO3- + H+

Zudem können komplexe organische Säuren während des Abbaus organischer Pflanzenrück-

stände entstehen, die eine Absenkung des pH-Werts auf 4 bis 5 bewirken können (O’Neill

1998). Das Hydrogenkarbonat des Sickerwassers reagiert mit zweiwertigem Fe, das durch die

Lösung der Silikate freigesetzt wird, zu Siderit (FeCO3).

Fe2+ + HCO3- → FeCO3 + H+

Die Ausführungen nach Krumb (1998) belegen, dass die Kaolinisierung zu einer deutlichen

Verringerung der Fe-Konzentration durch Abfuhr des silikatisch gebundenen Fe und zur Bil-

dung von Siderit führen konnte. Krumb (1998) widerspricht damit der Theorie einer

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

flächenhaften Bleichung der sächsischen Kaoline unter sauren reduzierenden Bedingungen

durch Huminsäuren aus den hangenden Torfmooren im Anschluss an die Kaolinisierung.

Nach dem älteren Modell wäre die Sideritbildung das Produkt eines Bleichungsprozesses, der

zeitlich nach der Kaolinisierung erfolgte (vgl. Neumann 1954, Buchwald 1971).

Der Caminauer Kaolin weist in den oberen Bereichen des Verwitterungsprofils ein wenig

geringere Fe-Konzentrationen auf als in den tieferen Profilbereichen. Krumb (1998) vermutet

in den Caminauer Kaolinen und in Kaolinen über Rhyolithen, dass dort durch eine geringere

Fe2+-Konzentration in der Verwitterungslösung die Stabilität des Siderits nicht mehr gewähr-

leistet war. Der Siderit wurde demnach gelöst und das zweiwertige Fe abgeführt. Die in

einigen Partien auftretende rötlich-bräunliche Färbung der höchsten Profilbereiche des Cami-

nauer Kaolins weist auf die Oxidation des Siderits hin.

Neben der Fixierung in freien Fe-Phasen ist zwei- und dreiwertiges Fe innerhalb der kaoliniti-

schen Verwitterungskruste an Kaolinit, Illit/Muskovit, Smektit und an die Mixed-Layer-

Minerale gebunden. Die Dreischichtsilikate enthalten Fe in Anteilen von ca. 0,5 bis 2,5 %

(vgl. Jasmund & Lagaly 1993), strukturell deutlich fehlgeordnete Kaolinite besitzen ca. 2 %

Fe2O3 und wenig fehlgeordnete Kaolinite ca. 0,1 bis 0,2 % Fe (Vogt & Vogt 2004). Ob es

überhaupt möglich ist Fe in die Kaolinitstruktur einzubauen und in welcher Form das Fe fi-

xiert ist, ist bis heute jedoch sehr umstritten.

3.6.2.6 Phosphor, Seltene-Erden-Elemente und Yttrium

In den Ausgangsgesteinen und den Kaolinen sind die SE-Elemente, das Y und das Phosphat

gemeinsam an Minerale wie Apatit Ca5(F,Cl,OH)[PO4]3), Monazit (Ce,La,Y,Th)PO4 sowie

Xenotim (YPO4) gebunden (vgl. Kemnitz et al. 1990, Krumb 1998). Untergeordnet können

auch Glimmer und Zirkone SE-Elemente enthalten (Möller 1989, Rösler 1991).

Nach Krumb (1998) erfolgte in den Grauwacken- und Granodiorit-Kaolinen Sachsens die

Lösung von Apatit, bei gleichzeitiger Stabilität der Leichten SEE-Minerale, wie Monazit

[(Ce, La, Y, Th) PO4] und Xenotim (Y PO4). Er diskutiert zudem die Möglichkeit einer unter-

geordneten Neubildung von Aluminiumphosphaten. Die Stoffmengenberechnungen von

Krumb (1998) weisen darauf hin, dass weitere SEE-Phosphat-Phasen in den sächsischen Kao-

linen vorliegen. Die Spergauer Kaoline dürften eine ähnliche SEE- und Y-Bindung aufweisen.

Nach Scheffer & Schachtschabel (1998) ist in hochentwickelten Böden ein Verlust von P

durch die Verwitterung des Apatits zu verzeichnen. Nach Overstreet (1967) verhalten sich

Monazit und Xenotim im Zuge der Verwitterung weit stabiler als beispielsweise Apatit. Die

Apatit-Lösung bei gleichzeitiger Stabilität der SEE-Phosphate könnte in den Bodenhorizonten

zu einer relativen Anreicherung und zu einer Dominanz spezifischer SEE-Phosphat-Minerale

führen. Die Untersuchungen von van der Weijden & van der Weijden (1995) weisen in diese

Richtung. In humusreichen Böden wird das P auch durch die Fixierung in Huminstoffen ange-

reichert.

3.6.2.7 Zirkonium und Hafnium

Zr und Hf sind in den Ausgangsgesteinen der Kaolinisierung an das Mineral Zirkon gebun-

den, wobei das Hf das Zr in geringem Maße substituiert (Rösler 1991). Krumb (1998)

analysierte eine Zunahme der Zr-Mobilität innerhalb der sächsischen Kaoline unter reduzie-

renden Bedingungen mit steigendem Gehalt an Zr-führenden Mineralen in den

Ausgangsgesteinen wie beispielsweise Glimmer, Amphibol und Pyroxen. Unter oberflächen-

nahen oxidierenden Bedingungen ist der Zirkon der Kaoline hingegen weitgehend

verwitterungsresistent.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

3.6.2.8 Chrom und Vanadium

Dreiwertiges Cr besitzt einen ähnlichen Ionenradius wie Al3+, Fe3+ und Ti4+. Es substituiert

diese chemischen Elemente in Mineralen wie Pyroxen, Amphibol, Chlorit, Glimmer, Rutil,

Magnetit und Ilmenit (Shiraki 1978). Im Zuge der Verwitterung wurde Cr in den Kaolinen

Sachsens überwiegend in den Tonmineralen fixiert (Krumb 1998), es kann jedoch auch an

andere Fe-Phasen gebunden sein. In Böden können bei Anwesenheit von organischer Sub-

stanz Cr(VI)-Verbindungen mit einer hohen Wahrscheinlichkeit in Cr(III)-Verbindungen

umgewandelt werden. Enthält der Boden genügend Sauerstoff und nur wenige organische

Komponenten, so ist auch die umgekehrte Reaktion möglich. Im sauren pH-Bereich wird

CrO42- in hohem Maße adsorbiert und im Austausch gegen OH--Ionen an Fe-Oxide gebunden

(Grove & Ellis 1980).

Das V kann Fe3+ und Ti4+ in Magnetit, Ilmenit, Rutil sowie den Silikaten Pyroxen, Amphibol

und Biotit substituieren. Die Kaolinisierung dieser Minerale setzte das V frei. Durch die deut-

liche Fe-Affinität des V wurde es mit hoher Wahrscheinlichkeit in Fe-führenden Phasen der

Kaoline teilweise wieder gebunden (vgl. Landergren 1974). Untergeordnet sind sowohl Cr als

auch V mit hoher Wahrscheinlichkeit zusätzlich in Ti-führenden Mineralen der Kaoline fi-

xiert.

3.6.2.9 Bunt- und Übergangsmetalle

Cu und Zn sind in magmatischen Ausgangsgesteinen an Sulfide gebunden, können jedoch

auch Fe und Mg in Silikaten und Oxiden substituieren (Wedepohl 1972, 1974a). Im Zuge der

kaolinitischen Verwitterung der Silikate wurden sie freigesetzt. Nach Wedepohl (1972) weist

Zn eine Affinität zu Kaolinit auf. Er diskutiert die sorptive Bindung des Zn an Kaolinito-

berflächen.

Unter den reduzierenden Bedingungen der Kaolinisierung in Sachsen und Sachsen-Anhalt

blieben akzessorische Sulfide der Ausgangsgesteine weitgehend stabil. Erst in einem oxidi-

schen, oberflächennahen Milieu erfolgte die Oxidation der Sulfide und Cu und Zn wurden

mobilisiert. In den Bodenhorizonten sind Cu und Zn meist an die organische Substanz oder

die Mn- und Fe-Oxide des Bodens gebunden. Eine silikatische Bindung ist selten (Sims 1986,

Zeien & Brümmer 1991). Bei geringen pH-Werten <5 nimmt der an organische Substanzen

und Mn- und Fe-Oxide gebundene Anteil des Zn deutlich ab, ist gegenüber dem in Silikaten

gebundenen Anteil jedoch weiterhin deutlich dominant (Brümmer et al. 1986, Brümmer et al.

1988).

Pb kann in zweiwertiger Form K+, Sr2+ und Ba2+ in Silikaten substituieren (Wedepohl 1974b).

Demnach führen die Minerale Kalifeldspat, Biotit, Amphibol und Magnetit erhöhte Pb-

Gehalte. Auch SEE-Phosphate, wie beispielsweise Monazit und Xenotim, können geringe Pb-

Konzentrationen aufweisen (Wedepohl 1974b). Infolge der Substitution der Elemente K+, Sr2+

und Ba2+ und der geringen Löslichkeit des Pb bei pH-Werten >5 ist zu vermuten, dass zumin-

dest ein Teil des Pb in Tonmineralen, möglicherweise in Illit/Muskovit fixiert ist. Durch

Adsorptionsprozesse kann das Pb in Bodenhorizonten auch an Fe-, Al- und Mn-Oxide gebun-

den sein, wobei die Bindungskapazität mit dem pH-Wert ansteigt (Hildebrand & Blum 1975).

Co und Ni substituieren in basischen Mineralen wie Amphibol, Biotit und Chlorit Mg und Fe

(Turekian 1978). Während das Co unter neutralen pH-Bedingungen sehr mobil ist, verhält

sich Ni weit weniger mobil. Co weist in den sächsischen Kaolinen daher eine deutliche Abrei-

cherung im Zuge des Verwitterungsprozesses auf, das Ni blieb hingegen weitgehend in den

Kaolinen fixiert (Krumb 1998). Die Bindung des Ni konnte Krumb (1998) jedoch nicht ein-

deutig klären. In Bodenhorizonten ist es bevorzugt an Mn-, Fe- und Al-Oxide sowie an

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Tonminerale gebunden (Tiller et al. 1984a, b). Die Fixierung des Co in Bodenhorizonten er-

folgt überwiegend in Oxiden, untergeordnet befindet sich Co jedoch auch in den verwitterten

Relikten Fe- und Mn-reicher Silikate (McLaren et al. 1986).

3.6.2.10 Kohlenstoff

Der Kohlenstoffgehalt der Kaoline ist im Allgemeinen sehr gering (meist <0,1 %), nur die

Spergauer Kaoline weisen höhere Werte (>0,1 %) auf. In den sedimentären Ausgangsgestei-

nen des Spergauer Kaolins könnte demzufolge bereits organisches Material umgelagert

worden sein. In den Kaolinen der Verwitterungskruste ist der Kohlenstoff vermutlich in Side-

rit fixiert und überwiegend anorganisch gebunden.

In den Bodenhorizonten der Verwitterungskruste erfolgt eine Anreicherung organischen Koh-

lenstoffs durch die Vermischung der abgestorbenen Organismen mit der anorganischen

Substanz der Kaoline. Die organischen Bestandteile des Bodens können in Wechselwirkung

mit Tonmineralen und Oxiden organo-mineralische-Komplexe bilden. Nach Schwertmann &

Niederbudde (1993) komplexieren Huminstoffe über ihre funktionelle Gruppen Fe– und Al-

Oxide und bilden Chelatkomplexe. Huminstoffe können sich zudem über austauschbare Kati-

onen an Tonminerale anlagern. An dreiwertige Kationen gesättigte Tonminerale adsorbieren

dabei mehr Huminstoffe als an zwei- und einwertige Kationen gesättigte. Wasserstoff und

Wasserstoffbrücken, die an einer Silikatoberflächen adsorbiert sind, können ebenfalls Hu-

minstoffe binden (vgl. Schwertmann & Niederbudde 1993). Neben der Adsorbtion an

Mineraloberflächen ist eine Bindung von organischen Molekülen in Schichtzwischenräumen

aufweitbarer Tonminerale sehr wahrscheinlich (Schnitzer & Kodama 1967).

Die organo-mineralischen-Komplexe besitzen nach Righi & Meunier (1995) bevorzugt eine

Größe von <0,2 µm. Sie bilden nach Turchenek & Oades (1979) jedoch gröbere, stabile Ag-

gregate, die in der Schlufffraktion angereichert sind. Welche Art Huminstoffe und welche

organo-mineralischen, bzw. organo-metallischen Verbindungen entstehen, ist abhängig von

den Bedingungen der Bodenbildung.

Die Zufuhr von kolloiden organischen Komponenten aus den Bodenhorizonten durch deszen-

dente Lösungen könnte dazu geführt haben, dass die Feinfraktion der Kaoline in der Regel an

Kohlenstoff angereichert ist.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

4 Der Stoffbestand der Kaolintone

Die vollständigen Analysedaten der Proben können dem Anhang entnommen werden.

4.1 Wetroer Kaolinton

Die Ergebnisse der Analysen des Oberen und des Unteren Wetroer Tons wurden getrennt

voneinander ausgewertet.

4.1.1 Granulometrische Zusammensetzung

Die granulometrische Zusammensetzung der Wetroer Tone ist sehr einheitlich. Sie sind fein-

körnig und besitzen ein Korngrößenmaximum im Bereich der Korngrößenfraktion <2 µm

(Abb. 55). Mehr als 95 % der Wetroer Tone bestehen aus dieser Korngröße.

Abb. 55: Korngrößenzusammensetzung des Oberen Wetroer Tons (n=4) und des Wetroer Haupttons (Unterer

Ton / n= 18)

Der Untere Wetroer Ton ist durchschnittlich ein wenig feinkörniger als der Obere Wetroer

Ton ausgebildet. Die in den Tonen enthaltenen faserigen Braunkohlereste (Xylite) sind weni-

ge Millimeter bis einige Zentimeter groß und unregelmäßig in den Tonen verteilt.

4.1.2 Mineralogische Zusammensetzung

Die beiden Wetroer Tone sind qualitativ identisch zusammengesetzt. Sie bestehen zu mehr als

90 % aus Kaolinit und Illit/Muskovit. Eine Unterscheidung zwischen Illit und Muskovit war

nicht möglich. Aufgrund der geringen Korngröße und des zu vermutenden hohen Degradati-

onsgrads des Illit/Muskovits ist es wahrscheinlich, dass ausschließlich Illit in den Proben

vorliegt. Als Akzessorien enthalten die Wetroer Tone Quarz und Anatas. Beide Minerale

konnten röntgendiffraktometrisch qualitativ nachgewiesen werden, jedoch keine freien Fe-

Phasen. Die Braunkohleführung und der gute Erhaltungszustand der Xylite der Tone weist auf

reduzierende Bedingungen nach der Ablagerung hin, somit ist anzunehmen, dass Pyrit oder

Markasit akzessorisch als Fe-Phasen in den Proben enthalten sind. Die Konzentrationen sind

nach der Berechnung des Pyrit-Gehalts aus der Röntgenfluoreszenzanalyse sehr gering (Tab.

36). Es ist zu beachten, dass Dreischichtsilikate und fehlgeordnete Kaolinite nach Vogt &

Vogt (2004) bis 2 % Fe2O3 enthalten können. Aus diesem Grunde könnte ein noch geringerer

Anteil des Fe an Pyrit/Markasit gebunden sein, als hier berechnet. Die Konzentration dieser

Phasen in den Proben ist damit weit geringer als 1 %. Der Quarzgehalt liegt im Bereich der

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Nachweisgrenze. Eine quantitative röntgendiffraktometrische Auswertung der Gesamtproben

konnte daher nicht vorgenommen werden (Tab. 36).

Der Obere Ton ist kaolinitreicher und illit/muskovitärmer als der Untere Ton, außerdem führt

er deutlich mehr Braunkohlereste. Daher ist der Gehalt an organischem Kohlenstoff höher als

im Unteren Ton (Tab. 36).

Tab. 36: Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben und der Fraktion <2 µm der Wetroer Tone (ge-

messene Werte ohne Quantifizierung der Ti- und Fe-Phasen)

Ton Wetro

Oberer Ton (n=4) Unterer Ton (n=18)

Gesamtproben Fraktion <2 µm Gesamtproben Fraktion <2 µm

berechnet

(XRF)

berechnet

(XRF)

gemessen

(XRD)

berechnet

(XRF)

berechnet

(XRF)

gemessen

(XRD)

Kaolinit % 83 (1,6) 79,2 (2,9) 96,5 (2,3) 73,5 (3,3) 70,5 (2,3) 83,3 (3,9)

Illit/Muskovit % 9 (0,9) 8,4 (0,8) 3,5 (2,3) 20,2 (2,5) 19 (1,4) 16,7 (3,9)

Smektite % <<2 <5 <5 <<2 <5 <5

Quarz % <2 <2 - <2 <2 -

Pyrit/Markasit % <<1 <1-2,4 (0,3) - <<1 <1-2 -

Anatas % <2 <2 - <2 1,5 (0,2) -

Rest (u.a. Corg) % 5,9 5,8 (1,2) - 3,7 4 (0,5) -

Die Korngrößenfraktion <2 µm gleicht mineralogisch den Gesamtproben. Die zuvor genann-

ten Unterschiede zwischen dem Oberen und dem Unteren Wetroer Ton sind auch hier zu

beobachten. Röntgendiffraktometrische Analysen (XRD) glykolisierter Texturpräparate bele-

gen, dass die Proben geringe Anteile eines quellfähigen Tonminerals enthalten. Dessen Anteil

liegt nahe oder unterhalb der Nachweisgrenze. Es wurde als „Smektit-Gruppen-Mineral“ be-

zeichnet und mit einem durchschnittlichen Anteil <5 % an den Proben bewertet (Tab. 36).

Dies stimmt mit Beobachtungen von Lasch (1973) überein, der von Montmorillonit- und Mi-

xed-Layer-Mineralen in den Wetroer Tonen berichtet, die demnach einen Anteil von ca. 10 %

an der Gesamtprobe besitzen.

Aufgrund der geringen durchschnittlichen Korngröße ist die Feinfraktion der Wetroer Tone

nahezu identisch wie die Gesamtprobe zusammengesetzt. Es ist wiederum zu vermuten, dass

nur wenig Fe in freien Fe-Phasen gebunden ist. Die aus den Ti-Werten berechneten

Anatasgehalte gleichen denen der Gesamtproben. Vergleicht man die berechneten Werte aus

der Röntgenfluoreszenzanalyse (XRF) mit den gemessenen Werten der

röntgendiffraktometrischen Analyse (XRD), so weisen die gemessenen Werte erhöhte

Kaolinit- und geringere Illit/Muskovit-Gehalte auf. Zu beachten ist, dass die gemessenen

Werte nur die Minerale Kaolinit und Illit/Muskovit berücksichtigen. Für die vergleichende

mineralogische Analyse (Kap. 5.2) wurde daher für alle Lagerstätten die berechnete

Gesamtzusammensetzung der Tone aus den Ergebnissen der Röntgenfluoreszenzanalyse

(XRF) verwendet.

4.1.3 Chemische Zusammensetzung

Die chemische Zusammensetzung der Gesamtproben und der Korngrößenfraktion <2 µm der

Tone kann den Abbildungen 56 und 57 entnommen werden. Das Elementspektrum ist in

massebezogenen Daten wiedergegeben. Die Tone sind SiO2- und Al2O3-reich, die

Nebenelemente besitzen Gehalte <2 %. Nur wenige Spurenelemente weisen Konzentrationen

auf, die oberhalb der Nachweisgrenze liegen. Spurenelemente deren Gehalte sich

überwiegend unterhalb der Nachweisgrenze befinden, wurden in den Abbildungen nicht

berücksichtigt, die Daten können Anhang 3 entnommen werden. Durch die besondere

Feinkörnigkeit der Tone sind die Anteile der chemischen Komponenten in der Gesamtprobe

nahezu identisch mit denen der Korngrößenfraktion <2 µm. Bemerkenswert ist eine geringe

Zunahme des Cr-Gehalts sowie des Glühverlustes (L.O.I.) in der Feinfraktion. Die Elemente

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Mg, Ti, Ba, Ga, La, Nb und Sr weisen in dieser Fraktion hingegen etwas geringere Anteile auf

als in den Gesamtproben. Organischer Kohlenstoff ist aufgrund des erhöhten Anteils an

faserigen Braunkohleresten im Oberen Ton deutlich angereichert und aus diesem Grunde in

Abbildung 56 gemeinsam mit den anorganischen Komponenten abgebildet.

Abb. 56: Chemische Zusammensetzung des Oberen Wetroer Tons (Ges=Gesamtproben, <2=Korngrößenfraktion

<2 µm, n=4)

Die Ausreißer und Extremwerte (Kreise und Sterne in Abb. 57) der Analysewerte des Unteren

Wetroer Tons sind auf Proben im oberen Bereich des Profils zurückzuführen, die sich am

Übergang zum Braunkohlezwischenmittel befinden. Diese Proben sind gegenüber den

tieferen Partien um ca. 4 bis 5 % an Illit/Muskovit angereichert, was sich darin äußert, dass sie

einen erhöhten Neben- und Spurenelementgehalt aufweisen. Dieser Bereich ist ungefähr 50

cm mächtig, unterscheidet sich makroskopisch jedoch nicht von den anderen Proben des

Unteren Wetroer Tons. Um die durchschnittliche Zusammensetzung des Unteren Tons

objektiv bewerten zu können, wurden diese Proben zur Berechnung der Mittelwerte und zur

statistischen Auswertung mit herangezogen. Bemerkenswert sind die hohen Streubreiten von

K2O, Rb, Ti sowie La und V (Abb. 57).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

Abb. 57: Chemische Zusammensetzung des Unteren Wetroer Tons (Ges=Gesamtproben, <2=Korngrößenfraktion

<2 µm, n=18)

Korrelationsanalysen belegen die Zusammengehörigkeit von K2O, Ba und Rb, Ti und Nb

sowie untergeordnet Cr und V. Die Berechnung der linearen Regression bestätigt dies (Tab.

37).

Tab. 37: Lineare Regressionsanalyse für spezifische Elementpaare (n=22)

Al/Ga Zr/Ti K2O/Rb TiO2/Nb Cr/V

R² R² R² R² R²

Wetro Ton Gesamt 0,333 0,658 0,987 0,927

0,605

Wetro Ton <2 µm 0,083 0,488 0,969 0,894 0,710

Illit/Muskovit ist der Hauptträger des K2O in den Wetroer Tonen. Die Korrelation von Ba und

Rb mit K2O weist darauf hin, dass beide Elemente an Illit/Muskovit gebunden sind. Das Nb

substituiert Ti in Anatas. Cr und V wurden wahrscheinlich gemeinsam über Tonminerale und

Oxide in die Tone umgelagert. Die von Grunge (1999) für die Tone von Wiesa beschriebene

Korrelation von Al2O3 und Ga sowie Zr und TiO2 ist in den Wetroer Tonen nicht zu

beobachten (Tab. 37).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

100

Der Gesamtkohlenstoffgehalt (TC) der Proben kann der Tabelle 38 entnommen werden. Die

Konzentration an Kohlenstoff ist in den Gesamtproben ein wenig höher als in der

Korngrößenfraktion <2 µm. Zudem ist der Tabelle zu entnehmen, dass der Obere Ton

kohlenstoffreicher ist als der Untere Ton. Die Korngrößenfraktion >63 µm ist durch grobe

Xylite wesentlich an Kohlenstoff angereichert und kann Konzentrationen >30 % aufweisen.

Tab. 38: Gesamtkohlenstoffgehalt ausgewählter Proben der Wetroer Tone

Wetro TC Gesamtprobe TC Fraktion <2 µm TC Fraktion > 63 µm

Oberer Ton % % %

We 6 4,04 2,95

We 19 3,02 - 32,6

Unterer Ton

We 3 1,18 1,18

We 22 2,16 1,65

We 24 1,03 1,02

Die kohlepetrographische auflichtmikroskopische Analyse der Braunkohlerelikte der Tone

ergab, dass sie fast ausschließlich aus dem Maceral Huminit bestehen. Gemeinsam mit den

makroskopischen Befunden ist davon auszugehen, dass im Zuge der Inkohlung maximal das

Weichbraunkohlestadium erreicht wurde.

4.1.4 Multivariate statistische Analyse

Wegen der geringen Probenanzahl und aufgrund der großen Ähnlichkeit der Tonproben wur-

den Faktorenanalysen für alle Wetroer Tone gemeinsam durchgeführt. Nicht alle chemischen

Komponenten der Analyse konnten berücksichtigt werden, da ein Teil der Werte unterhalb

der Nachweisgrenze liegt, bzw. einige Elemente einem Kaiser-Meyer-Olkin-Kriterium (MSA)

von >0,5 nicht entsprachen.

Die Faktorenanalysen der Gesamtproben und der Korngrößenfraktion <2 µm ergaben ähnli-

che Ergebnisse. Im Folgenden wird daher einzig die Analyse der Korngrößenfraktion <2 µm

diskutiert. Drei Faktoren können unterschieden werden (Tab. 39). In Faktor 1 laden solche

chemischen Komponenten hoch positiv, die vorwiegend an den Illit gebunden sind, u.a. auch

das Fe. Dies gilt möglicherweise in der Feinfraktion auch für Ti und Nb. Eine Anreicherung

von Anatas gemeinsam mit Illit ist jedoch nicht auszuschließen. Eine negative Ladung weist

Al, das Hauptelement des Kaolinits auf. In diesem Sinne beschreibt Faktor 1, dass die Haupt-

varianz der Proben in ihrem unterschiedlichen Illit- (Anatas-) und Kaolinitgehalt besteht. Die

Varianz zwischen den Proben wird durch eine unterschiedliche Korngrößenverteilung, bzw.

durch ein unterschiedliches Sedimentations- oder Flockungsverhalten der Tonminerale her-

vorgerufen. Somit beruht Faktor 1 auf der hydraulischen Klassierung der Komponenten im

Zuge der Umlagerung, bzw auf einer selektiven Sedimentation der Tonminerale. Fast 45 %

der Varianz der Proben wird durch Faktor 1 erklärt.

Der zweite Faktor ist nicht eindeutig einem spezifischen Prozess zuzuordnen. Möglicherweise

beruht er ebenfalls auf Korngrößenunterschieden. SiO2 und Fe sowie Ni gelangten über Quarz

bzw. Fe-Oxide in unterschiedlichem Maße in die Tone. Negative Werte besitzt das Ca. Es ist

wahrscheinlich dort angereichert, wo verstärkt Smektite sedimentiert wurden. Die umgelager-

ten Mengen der Minerale sind sehr gering, weshalb sich bereits kleine Änderungen in der

Zusammensetzung deutlich auswirken können. Faktor 2 könnte somit auf der unterschiedli-

chen Korngröße der Quarzminerale und Fe-Oxide sowie des Smektits beruhen und auf den

hydraulischen Klassierungsprozess zurückzuführen sein. Eine weitere Interpretationsmöglich-

keit besteht darin, dass Faktor 2 die Zufuhr von Komponenten aus unterschiedlichen Quellen,

bzw. von unterschiedlichen Zonen des gleichen Kaolins verdeutlicht.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

101

Die Metalle Zn, Ga, Cr und V bilden den dritten Faktor. Nach Darbinjan (1989) reichern sich

Cr und V durch Reduktion in den liegenden Bereichen der Braunkohlen der Lausitzer

Flözhorizonte an. Dies legt nahe, dass dieser Prozess ebenfalls zu einer Bindung der Elemente

in den Tonen führen könnte. Zn kann zudem durch mikrobielle Sulfatreduktion als Sulfid in

Sedimenten angereichert werden (Darbinjan 1989). Aus Faktor 3 ist zu schließen, dass die

Metalle nicht nur in und an Tonminerale gebunden sind, sondern auch über andere Quellen in

die Tone gelangten. Die Zufuhr der Metalle erfolgte wahrscheinlich auch über Oxide, die

unter den reduzierenden Bedingungen der frühen Diagenese gelöst wurden und die Metalle

freisetzten. Aus diesem Grunde sind die Metalle rezent an die Tonminerale gebunden, liegen

jedoch auch in reduzierter Form, möglicherweise an Sulfide gebunden, fein verteilt im

Sediment vor. Faktor 3 weist somit auf frühdiagenetische Prozesse innerhalb der Tone hin.

Tab. 39: Faktorenanalyse der chemischen Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone der La-

gerstätte Wetro

Komponenten / MSA = 0,726 / n=22

Variable Faktor 1 Faktor 2 Faktor 3

K2O 0,798

Ba 0,855

Rb 0,800

Sr 0,958

TiO2 0,917

Nb 0,529

Fe2O3 0,649

MgO 0,615

Cr 0,586

V 0,754

Al2O3 -0,758

SiO2 0,833

Fe2O3 0,618

Ni 0,806

Ca -0,832

Zn 0,786

Ga 0,851

Cr 0,666

V 0,564

Eigenwerte 7,194 4,049 2,846

Varianz (%) 44,965 25,304 17,786

Kum. Varianz (%) 44,965 70,269 88,055

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

102

4.2 Guttauer Kaolinton

Die Proben des Oberen und des Unteren Guttauer Tons wurden getrennt voneinander analy-

siert.

4.2.1 Granulometrische Zusammensetzung

Die Guttauer Tone sind sehr feinkörnig. In den Unteren Guttauer Tonen ist die Korngrößen-

fraktion <2 µm mit Ausnahme zweier Proben zu >90 % angereichert. Der Obere Guttauer Ton

ist etwas grobkörniger als der Untere Ton ausgebildet (Abb. 58). Der Anteil der Korngrößen-

fraktionen >2 µm ist im Unteren Ton mit Gehalten <10 % sehr gering.

Abb. 58: Korngrößenzusammensetzung der Guttauer Tone (Oberer Ton n=29 / Unterer Ton n=12)

4.2.2 Mineralogische Zusammensetzung

Die Guttauer Tone bestehen mineralogisch aus Kaolinit, Illit/Muskovit, Smektit sowie Quarz,

Anatas und Pyrit/Markasit. Die Minerale konnten entweder makroskopisch, mikroskopisch

oder durch röntgendiffraktometrische Analysen eindeutig identifiziert werden (Tab. 40).

Anhand der Standardabweichung ist zu erkennen, dass die Gehalte an Kaolinit und

Illit/Muskovit relativ konstant sind, die der anderen Minerale hingegen recht deutlich

variieren. Im Vergleich zu den Wetroer Tonen enthält der Guttauer Ton erhöhte Smektit-

Gehalte. Der Quarzgehalt ist sehr gering.

Pyrit/Markasit ist in pyritisierten Xyliten angereichert, die mehrere Zentimeter groß sind und

sich unregelmäßig verteilt im Unteren Ton befinden. Diese pyritisierten Pflanzenreste

mussten aufgrund ihrer Größe von mehreren Zentimetern getrennt von den Tonproben

analysiert werden. Röntgendiffraktometrische Untersuchungen ergaben, dass sie

ausschließlich aus Pyrit und Markasit bestehen. An der Oberfläche sind zudem

Oxidationserscheinungen in Form von Fe-Sulfaten zu erkennen. Der Gehalt an Pyrit/Markasit

ist im Unteren Ton daher weit höher, als in Tabelle 40 ausgewiesen, er kann jedoch nicht

genau quantifiziert werden. Die Zellstrukturen des pflanzlichen Materials sind durch die

Pyritisierung konserviert worden und im Anschliff zu erkennen. Es ist wiederum zu

bedenken, dass ein Teil des Fe, möglicherweise bis 2 %, in den Tonmineralen gebunden ist.

Somit enthält der Obere Guttauer Ton mindestens 2,5 % Pyrit/Markasit (Tab. 40). Im Unteren

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

103

Guttauer Ton befindet sich das Fe demnach überwiegend in Form von Pyrit/Markasit in den

grobkörnigen verkiesten Xyliten oder ist an die Tonminerale gebunden (Tab. 40).

Tab. 40: Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben und der Fraktion <2 µm der Guttauer Tone (ge-

messene Werte ohne Quantifizierung der Ti- und Fe-Phasen)

Ton Guttau

Oberer Ton Unterer Ton

Gesamtproben

(n=26)

Fraktion <2 µm

(n=29)

Gesamtproben

(n=10)

Fraktion <2 µm

(n=10)

berechnet

(XRF)

berechnet

(XRF)

gemessen

(XRD)

berechnet

(XRF)

berechnet

(XRF)

gemessen

(XRD)

Kaolinit % 68,6 (2,8) 69,1 (3,3) 81,2 (4,6) 66,7 (1,7) 64,1 (2,1) 76,9 (4,5)

Illit/Muskovit % 10,2 (1,4) 12,4 (2,6) 10,1 (3,5) 15,6 (1) 18,4 (1,5) 17,2 (2,5)

Smektite % 7 (1,7) 7,4 (4,7) 8,6 (4,8) 2,7 (1,5) 6,6 (2,3) 5,9 (2,7)

Quarz % <3 3,2 (1,3) - 3,7 (1,2) 4,2 (1,3) -

Pyrit/Markasit % 2,5-4,6 (1,5) 1,5-2,9 (1,2) - <1,8 (ohne Xylite) <1 (ohne Xylite) -

Anatas % 1,7 (0,4) 1,7 (0,3) - 2 (1,2) 1,9 (0,3) -

Rest (u.a. Corg) % 4,9 3,2 (1,4) - 7,5 3,9 (1,2) -

Die Korngrößenfraktion <2 µm ist ähnlich zusammengesetzt wie die Gesamtproben (Tab. 40).

Dies ist auf die Feinkörnigkeit der Tone zurückzuführen. Eine geringe Anreicherung der

Tonminerale ist erkennbar. Aus der Berechnung der mineralogischen Zusammensetzung geht

hervor, dass sowohl Quarz als auch der Pyrit/Markasit und der Anatas teilweise recht feinkör-

nig ausgebildet sind. Subtrahiert man den vermutlichen Fe-Gehalt von 1-2 % der in den

Tonmineralen gebunden ist, so befindet sich im Unteren Guttauer Ton in der Feinfraktion

kaum Pyrit/Markasit, im Oberen Guttauer Ton hingegen ca. 1,5 % (Tab. 40).

4.2.3 Chemische Zusammensetzung

Die chemische Zusammensetzung der Guttauer Tone weist eine hohe Streuung auf. Im Ge-

gensatz zu den Wetroer Tonen sind zahlreiche Spurenelemente in erhöhten Anteilen

enthalten.

Die Ausreißer und Extremwerte (Kreise und Sterne in Abb. 59 und 60) der statistischen Ana-

lyse sind bei nahezu jedem chemischen Element auf die gleichen Proben zurückzuführen.

Daher wurden zwei Proben des Unteren Tons bei der Berechnung der mittleren mineralogi-

schen und chemischen Zusammensetzung nicht berücksichtigt sowie drei Gesamtproben des

Oberen Tons.

Chemisch dominieren SiO2 und Al2O3 die Zusammensetzung der Tone. Der Gehalt des Fe

liegt in den Oberen Tonen bei 2,5 bis 4,5 %, im Unteren Ton sind die Gehalte mit ca. 2,5 %

etwas geringer. Es ist zu beachten, dass ein großer Teil des Fe in den Unteren Tonen an die

pyritisierten Xylite gebunden ist. Das in den Xyliten gebundene Fe ist in Abbildung 60 nicht

berücksichtigt.

Ti ist in den Guttauer Tonen mit Werten >1,5 % deutlich angereichert, K2O liegt in Konzent-

rationen zwischen 1 und 2 % vor. Die Spurenelemente Ba, Rb, Sr, V und Zr weisen eine hohe

Streubreite und verglichen mit den Wetroer Tonen teilweise deutlich erhöhte Konzentrationen

auf.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

104

Abb. 59: Chemische Zusammensetzung des Oberen Guttauer Tons (Ges=Gesamtproben, <2=Korngrößenfraktion

<2 µm, n=29)

Die Unterschiede zwischen den Elementgehalten der Gesamtproben und der Korngrößenfrak-

tion <2 µm sind für die meisten chemischen Komponenten nicht sehr ausgeprägt. Eine

geringe Anreicherung von Al2O3, CaO, Ba, Sr, V und Zn ist in der Korngrößenfraktion <2 µm

zu beobachten, die Konzentrationen der anderen Elemente, vor allem von Cr, Nb, Y und Zr,

sind in dieser Fraktion hingegen geringer als in der Gesamtprobe. Ähnlich wie die Wetroer

Tone enthalten die Guttauer Tone erhöhte Konzentrationen Ni, Pb und Zn.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

105

Abb. 60: Chemische Zusammensetzung des Unteren Guttauer Tons (Ges=Gesamtproben, <2=Korngrößenfraktion

<2 µm, n=12)

Korrelationsanalysen und lineare Regressionsrechnungen ergaben keine eindeutigen Abhän-

gigkeiten der Elemente. Elementpaare, die in Tonen ansonsten häufig miteinander verknüpft

sind, weisen in den Guttauer Tonen keine Korrelation auf (Tab. 41). Ein hohes Bestimmt-

heitsmaß von R²>0,75 besitzt nur das Elementpaar K2O/Rb. Dies deutet darauf hin, dass das

Rb bevorzugt in der Korngrößenfraktion <2 µm an die Hauptkaliumkomponente des Tons,

den Illit/Muskovit gebunden ist.

Tab. 41: Lineare Regressionsrechnung für spezifische Elementpaare (n=39)

Al/Ga Zr/Ti K2O/Rb TiO2/Nb Cr/V

R² R² R² R² R²

Guttau Ton Gesamt 0,404 0,593 0,561 0,443 0,664

Guttau Ton <2 µm 0,151 0,419 0,865 0,421 0,658

Der Gesamtkohlenstoffgehalt der Guttauer Proben liegt bei ca. 0,1 bis 1 %. Wesentliche Un-

terschiede zwischen den Gesamtproben und der Korngrößenfraktion <2 µm existieren nicht

(Tab. 42). Es ist somit anzunehmen, dass der Kohlenstoff sowohl an grobkörnige Xylite ge-

bunden ist, als auch fein verteilt in der Korngrößenfraktion <2 µm vorliegt.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

106

Tab. 42: Gesamtkohlenstoffgehalt (Total Carbon) ausgewählter Tonproben der Lagerstätte Guttau

Guttau TC Gesamtprobe TC Fraktion <2 µm

Oberer Ton % %

Gu 11 0,36 0,33

Gu 29 0,13 0,22

Unterer Ton

Gu 21 0,96 0,73

4.2.4 Multivariate statistische Analyse

Fünf Proben konnten aufgrund ihrer chemischen Zusammensetzung für die Faktorenanalyse

nicht verwendet werden. Zudem wurden nicht alle analysierten Elemente in der Faktorenana-

lyse berücksichtigt, da sich einige Werte unterhalb der Nachweisgrenze befinden. Andere

Elemente entsprachen nicht dem intern gesetzten Standard eines Kaiser-Meyer-Olkin-

Kriteriums (MSA) >0,5.

Die Faktorenanalyse der chemischen Zusammensetzung der Guttauer Gesamtproben charak-

terisiert die mineralogische Zusammengehörigkeit und die Korngrößenabhängigkeit der

chemischen Elemente (Tab. 43).

Tab. 43: Faktorenanalyse der chemischen Zusammensetzung der Gesamtproben der Lagerstätte Guttau (Oberer

Ton n=26 / Unterer Ton n= 10)

MSA=0,653 / n=36

Variable Faktor 1 Faktor 2 Faktor 3 Faktor 4

TiO2 0,914

Nb 0,833

Ce 0,896

Nd 0,900

Y 0,808

Sr 0,762

Zr 0,823

SiO2 0,616

Fe2O3 0,826

Ni 0,637

Cr 0,815

V 0,697

CaO 0,740

K2O -0,880

Rb -0,853

Ga -0,581

Ba 0,857

Al2O3 -0,700

SiO2 -0,566

Pb 0,760

Zn 0,712

Ni 0,586

Eigenwerte 6,697 5,685 1,751 1,741

Varianz 33,486 28,423 8,753 8,703

Kum. Varianz (%) 33,486 61,909 70,662 79,365

Faktor 1 erklärt 33,5 % der Varianz der Proben. In diesem Faktor sind solche Elemente zu-

sammengefasst, die in Mineralen der gröberen Korngrößen gebunden sind. Sie sind

Bestandteile der Minerale Quarz und Anatas, der SEE-Phosphate und Zirkon. Faktor 1 kann

daher als Schwermineral- oder Korngrößenfaktor bezeichnet werden. Er weist auf den bedeu-

tenden Einfluss des hydraulischen Klassierungsprozesses in Hinblick auf die

Zusammensetzung des Guttauer Tons hin.

In Faktor 2 laden CaO, Fe und die siderophilen Spurenelemente Cr, Ni und V hoch positiv.

Den Komponenten ist gemeinsam, dass sie in Festgesteinen bevorzugt an basische Minerale,

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

107

so z.B. Biotit, Amphibol und Pyroxen gebunden sind. In der Verwitterungskruste können die

Elemente Ca, Ni, Cr und V dann beispielsweise sorptiv an Goethit gebunden sein. Vermutlich

ist das Ca auch verstärkt in Smektiten fixiert. Negativ laden in diesen Faktor die Elemente K

und Rb sowie Ga, deren Herkunft aus intermediären bis sauren Mineralen abgeleitet werden

kann. Faktor 2 ist somit auf das unterschiedliche petrologische Edukt der chemischen Elemen-

te zurückzuführen. Er weist darauf hin, dass in Guttau nicht nur Detritus des Lausitzer

Granodiorits, sondern auch ein Fe-, Ni, Cr-, V- und Ca-reicher Verwitterungsdetritus basi-

scher Gesteine zur Ablagerung gelangte. Diese Annahme äußerte bereits Lasch, der 1969 die

Umlagerung basaltischer Verwitterungsrelikte in die Guttauer Tone vermutete.

Faktor 3 verdeutlicht den Gegensatz zwischen den Gehalten an Dreischichtsilikaten und Kao-

linit in den Guttauer Proben. Die Dreischichtsilikate enthalten bevorzugt Ba. Das Ba ist

wahrscheinlich nicht nur an Illit/Muskovit gebunden, sondern an verschiedene Dreischichtsi-

likate unterschiedlicher Herkunft, weshalb es sich nicht wie das K verhält. Al2O3 und SiO2

laden negativ in diesen Faktor, da sie die Hauptbestandteile des Kaolinits sind. Da die Kaoli-

nite in den Guttauer Tonen vermutlich im Durchschnitt grobkörniger ausgebildet sind als die

Dreischichtsilikate, ist Faktor 3 mit hoher Wahrscheinlichkeit auf den hydraulischen Klassie-

rungsprozess im Zuge der Umlagerung zurückzuführen. Würde Faktor 3 einen selektiven

Sedimentationsprozess beschreiben, so müssten neben Ba auch K und Rb hoch positiv in die-

sen Faktor laden.

Die Elemente Pb, Zn und Ni laden hoch positiv in Faktor 4. Diese Elemente sind keinem der

Hauptminerale zuzuordnen, weil die Metalle vermutlich gleichermaßen über Tonminerale und

Oxide in die Tone gelangten. Sie liegen rezent in den Tonen sowohl gebunden an Tonminera-

le und vermutlich auch in sulfidischer Bindung vor. Neben den verkiesten Xyliten weist

Faktor 4 somit darauf hin, dass eine Reihe von Metallen über Oxide in den Guttauer Ton um-

gelagert wurde. Aufgrund der Zersetzung der Oxide unter reduzierenden Bedingungen der

frühen Diagenese erfolgte anschließend eine sulfidische Fixierung der Metalle im Sediment.

Faktor 4 ist somit auf die Zufuhr von Fe-Oxiden nicht granodioritischen Ursprungs und auf

früdiagenetische Reduktionsprozesse zurückzuführen. Insgesamt erklären die Faktoren 2 bis 4

zwischen 28,4 und 8,7 % der Varianz der Proben.

Die Faktorenanalyse für die Korngrößenfraktion <2 µm ergänzt die bisherigen Aussagen

(Tab. 44). Der erste Faktor kann wiederum als Klassierungsfaktor bezeichnet werden. Der

Klassierungsprozess führte zu einer unterschiedlichen Verteilung der Schwerminerale Anatas,

SEE-Phosphate und Zirkon sowie der Fe-Phasen in der Fraktion <2 µm der Guttauer Tonpro-

ben. Da auch Cr und V in diesen Faktor positiv laden, ist zu vermuten, dass sie überwiegend

an die Ti- und Fe-Phasen der Tone gebunden sind. Der Unterschied in der Korngrößenvertei-

lung erklärt ca. 41 % der Varianz der Proben.

Faktor 2 ist wiederum Ausdruck des Gegensatzes zwischen Elementen, die bevorzugt an basi-

sche Gesteine und solchen, die an intermediäre bis saure Gesteine gebunden sind. Zu den an

basische Gesteine gebundenen Elementen gehören Fe, Ni und das Ca. Sie gelangten über Fe-

Oxide und Smektite in die Feinfraktion der Guttauer Tone. Negativ in Faktor 2 laden die E-

lemente K, Ba und Rb. Sie sind vermutlich überwiegend an den Illit/Muskovit gebunden.

Während der Illit/Muskovit dem verwitterten Lausitzer Granodiorit zuzuordnen ist, stammen

die Fe-Oxide und die Smektite vermutlich aus den verwitterten tertiären Basalten, die sich nur

wenige Kilometer entfernt von der Lagerstätte befinden. Damit beruht Faktor 2 auf der unter-

schiedlichen Herkunft des Verwitterungsdetritus.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

108

In Faktor 3 laden Pb und Zn hoch positiv, Al2O3, SiO2 und Ga weisen hingegen negative Wer-

te auf. Sie sind an den Kaolinit der Tone gebunden. Wie bereits bei der Analyse der

Gesamtproben dargelegt, sind die Buntmetalle keinem Tonmineral zuzuordnen. Eine eindeu-

tige sorptive Bindung, bzw. eine Substitution von Elementen in spezifischen Tonmineralen ist

damit nicht nachvollziehbar. Möglicherweise drückt dieser Faktor aus, dass metallische Kom-

ponenten nicht über Kaolinit in die Tone gelangten. Wurden die Elemente bevorzugt über

Smektite und möglicherweise Fe-Oxide des Basaltzersatzes eingetragen, ist zu vermuten, dass

Proben, die erhöhte Gehalte dieser Elemente aufweisen, geringere Anteile an Kaolinit enthal-

ten. Faktor 3 beruht somit wahrscheinlich auf der Herkunft des Materials.

Tab. 44: Faktorenanalyse der chemischen Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone der La-

gerstätte Guttau (Oberer Ton n=26 / Untere Ton n=10)

MSA=0,799 / n=36

Variable Faktor 1 Faktor 2 Faktor 3

TiO2 0,747

Nb 0,848

Fe2O3 0,628

Cr 0,739

V 0,901

Ce 0,947

Nd 0,923

Y 0,789

Sr 0,875

Zr 0,893

Fe2O3 0,586

Ni 0,620

CaO 0,620

K2O -0,819

Ba -0,824

Rb -0,827

Pb 0,888

Zn 0,884

SiO2 -0,645

Al2O3 -0,791

Ga -0,554

Eigenwerte 8,157 4,339 3,863

Varianz 40,785 21,694 19,317

Kum. Varianz (%) 427857 62,479 81,797

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

109

4.3 Vergleich der Wetroer und Guttauer Tone mit dem Granodiorit-

Kaolin von Caminau

Nach Lasch (1969, 1970) ist der Wetroer Ton das Umlagerungsprodukt des Lausitzer Grano-

diorit-Kaolins. Der Guttauer Ton enthält zudem geringe Anteile des Detritus eines

nahegelegenen verwitterten Basalts. Durch den Vergleich der Tone mit dem Granodiorit-

Kaolin von Caminau soll im Folgenden geklärt werden, welche Übereinstimmungen und wel-

che Unterschiede zwischen der potentiellen Quelle und den umgelagerten Produkten bestehen.

Dieses Vorgehen sollte es ermöglichen, den Einfluß unterschiedlicher Prozesse auf die Tonla-

gerstättenbildung zu bewerten.

4.3.1 Granulometrie und Mineralogie

Die Tone von Wetro und Guttau sind gleichermaßen feinkörnig und enthalten nur wenige

Prozentanteile der Korngrößenfraktion >63 µm. Im Gegensatz dazu ist der Kaolin von Cami-

nau als Verwitterungsprodukt weit grobkörniger ausgebildet, da er grobkörnigen Quarz und

Sideritkonkretionen enthält (Tab. 45).

Tab. 45: Vergleich der Korngrößenverteilung des Caminauer Kaolins und der Tone von Wetro und Guttau

Kaolin Caminau Ton Wetro Ton Guttau

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton

>63 µm % 46,5 1,4 0,3 2,6 0,8

20–63 µm % 6,7 0,6 0,1

6,3–20 µm % 11

1,2 0,4

1,6 0,6

2-6,3 µm % 18,9 2,1 0,9 2,7 1,7

<2 µm % 17 95,3 98,4 92,6 96,8

Die Kaoline und Tone sind mineralogisch qualitativ ähnlich zusammengesetzt. Neben dem

dominierenden Kaolinit enthalten sie Illit/Muskovit, Quarz und akzessorische Minerale wie

Anatas. Das Fe, das im Granodiorit-Kaolin als Siderit gebunden ist, liegt in den Tonlagerstät-

ten in sulfidischer Bindung vor (Tab. 46). In Guttau ist zudem Smektit enthalten. Da Smektit

in den Kaolinen des Lausitzer Granodiorits nur in den tieferen Verwitterungszonen auftritt, ist

die Zufuhr eines smektitreichen Basaltzersatzes, auch aufgrund der erhöhten Pyrit/Markasit-

Gehalte, in den Guttauer Tonen sehr wahrscheinlich (Tab. 46). Die SEE-Gehalte weisen auf

geringe Anteile an SEE-Phosphaten sowohl im Kaolin als auch in den Tonen hin. Aus Tabelle

46 geht hervor, dass die Tonminerale im Zuge der Umlagerung effektiv von Quarz und Siderit

getrennt wurden, weshalb der Quarz eine geringe Konzentration <4 % in den Tonen aufweist.

Tab. 46: Vergleich der mineralogischen Zusammensetzung der Gesamtproben und der Fraktion <2 µm der Kao-

line der Lagerstätte Caminau und der Tone der Lagerstätten Wetro und Guttau (Berechnet aus Werten der XRF-

Analyse)

Kaolin Caminau Ton Wetro Ton Guttau

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton

Gesamt-

probe

Fraktion

<2 µm

Gesamt-

probe

Fraktion

<2 µm

Gesamt-

probe

Fraktion

<2 µm

Gesamt-

probe

Fraktion

<2 µm

Gesamt-

probe

Fraktion

<2 µm

Kaolinit % 47,1 75,5 83 79,2 73,5 70,5 68,6 69,1 66,7 64,1

Illit/Muskovit % 9,4 24,5 9 8,4 20,2 19 10,2 12,4 15,6 18,4

Smektite - - <2 <5 <2 <5 7 7,4 2,7 6,6

Quarz % 39,5 <2 <2 <2 <2 <2 <3 3,2 3,7 4,2

Fe-Minerale

% Siderit

<1-19,5

Siderit

Pyrit

<<1

Pyrit

<1-2,4

Pyrit

<<1

Pyrit

<1-2

Pyrit

2,5-4,6

Pyrit

1,5-2,9

Pyrit

<1,8

Pyrit

Anatas % <1 <1 <2 <1 <2 1,5 1,7 1,7 2 1,9

Rest

(u.a.Corg)

% -

5,9

5,8

3,7

4,9

3,3 9,7 3,9

Vergleicht man die mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm der

Tone und des Caminauer Kaolins miteinander, so bestehen nur geringe Unterschiede (Tab.

46). Der Caminauer Kaolin ist ein wenig illitreicher als die Tone. In Guttau ist zudem Smektit

in der Korngrößenfraktion <2 µm deutlich angereichert. In den Tonen der Lagerstätte Wetro

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

110

ist Smektit enthalten, jedoch liegt der Gehalt im Bereich der Nachweisgrenze und kann nicht

eindeutig quantifiziert werden. Die Tone besitzen im Gegensatz zum Kaolin erhöhte Anteile

an organischem Kohlenstoff, häufig in Form grobkörniger Xylite. Die unregelmäßige Vertei-

lung der organischen Komponenten in den Tonen lässt darauf schließen, dass sie allochthonen

Ursprungs sind und gemeinsam mit den anorganischen Komponenten umgelagert wurden.

Der Inkohlungsgrad des organischen Materials entspricht dem Weichbraunkohlestadium.

Der Ton enthält keinen Siderit und weist weit geringere Gehalte an Quarz auf als der Kaolin.

Gegenüber diesem ist er an Tonmineralen und organischen Substanzen angereichert und das

Fe liegt in sulfidischer Bindung vor.

4.3.2 Morphologie, Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite

Um die Ausbildungsform des Kaolinits in den Kaolinen und den Tonen miteinander verglei-

chen zu können, wurden rasterelektronmikroskopische Untersuchungen (REM) an fünf

Proben des Caminauer Kaolins sowie an jeweils drei Proben der Tonlagerstätten durchge-

führt.

Der Kaolinit der Lagerstätte Caminau besitzt eine Größe, die von <2 µm bis ca. 200 µm

reicht. Der größte Teil der Kaolinite ist mit einer Größe von <5 µm sehr feinkörnig und zu-

dem plättchenförmig ausgebildet. Die Plättchen sind meist unregelmäßig begrenzt und häufig

parallel zur Basis miteinander verwachsen (Bildtafel 1, Bild 1). Die Verwitterung von Kali-

feldspat führte nach Störr (1983) zur Entstehung dieses Kaolinit-Typs.

Einige der Kaolinite sind jedoch weit grobkörniger ausgebildet als die zuvor beschriebenen.

Sie sind wie die Blätter eines Buches übereinander gestapelt. Diese Ausbildungsform wird im

angelsächsischen Raum als “vermiform“ oder “booklet-type-kaolinite“ bezeichnet (Bildtafel

1, Bilder 2, 3). Diese Kaolinite besitzen meist noch eine angedeutete pseudohexagonale Form

und sind damit regelmäßiger begrenzt als die plättchenförmigen Kaolinite. Nach Störr (1983)

bilden grobkörnige Kaolinite >20 µm Pseudomorphosen nach Biotit, aus dem sie entstanden

sind. Zusätzlich unterscheidet Störr (1983) einen weiteren, mittelkörnigen Kaolinit der Korn-

größe 2 bis 20 µm. Seine Entstehung ist auf die Degradation der Smektite zurückzuführen.

Die Kaolinite der Wetroer und Guttauer Tone sind sich sehr ähnlich. Sie sind im Mittel deut-

lich feinkristalliner als die des Caminauer Kaolins (Bildtafel 1, Bilder 4, 5, 6). Die

plättchenförmigen Kaolinite sind unregelmäßig begrenzt und besitzen meist eine Korngröße

<2 µm. Zwischen den Kaoliniten befinden sich gröbere, wenige µm große Quarzkörner (Bild-

tafel 1, Bilder 4, 5).

Die Ausbildungsform der Kaolinite des Kaolins und der Tone stimmt weitgehend überein.

Insgesamt sind die Kaolinitpartikel der Tone jedoch feinkörniger und unregelmäßiger

begrenzt als die des Kaolins. Vermiforme Kaolinite treten nach eigenen Untersuchungen in

den Tonen nicht auf. Lasch (1973) beobachtete bei der mikroskopischen Untersuchung der

Lausitzer Tone sehr selten auftretende, buchförmig gestapelte Kaolinite, die er als

“Wurmkaolinite“ bezeichnet. Nach Vikulova (1964) ist die Bildung solcher Kaolinite im

Sediment ein Hinweis auf diagenetische Prozesse.

Neben der Morphologie wurden die strukturelle Fehlordnung und die Einlagerungsfehlord-

nung des Kaolinits der Kaoline und Tone miteinander verglichen (Tab. 47). Da ausschließlich

Kaolinite der Korngrößenfraktion <2 µm analysiert wurden, konnte der Einfluss des Korngrö-

ßeneffekts auf die Untersuchungen deutlich minimiert werden. Der Kristallinitätsgrad des

Kaolinits der Fraktion <2 µm von Caminau ist mit einer durchschnittlichen Halbwertsbreite

von 0,52 °2Theta für einen in-situ-Kaolin sehr gering. Die Kaolinite der Tone weisen einen

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

111

etwas geringeren bis nahezu identischen strukturellen Fehlordnungsgrad auf. Bemerkenswert

ist die geringe prozentuale Standardabweichung der Halbwertsbreite der Kaolinite der Tone

(2,53 bis 4,14 %). Sie ist im in-situ-Kaolin etwas höher (7,8 %). Möglicherweise beruht der

geringe Unterschied der Halbwertsbreite auf einer Umlagerung spezifischer Zonen des Kao-

lins, deren Kaolinite eine etwas geringere Kristallinität aufwiesen, als die Kaolinite des hier

untersuchten Caminauer Kaolins (vgl. Kap. 3.5.1.1).

Tab. 47: Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits der Fraktion <2 µm der Kaoline der Lagerstät-

te Caminau und der Tone der Lagerstätten Wetro und Guttau

Kaolin Caminau Ton Wetro Ton Guttau

(n=25)

Oberer Ton

(n=4)

Unterer Ton

(n=18)

Oberer Ton

(n=29)

Unterer Ton

(n=12)

Kristallinität

(Halbwertsbreite)

°2Theta 0,52 (0,04) 0,43 (0,01) 0,43 (0,01) 0,52 (0,02) 0,48 (0,01)

Einlagerungsfehlordnung

(Aufweitung mit DMSO)

% (n=24)

96,1 (2,6)

10,78 (10,4)

(n=16)

47,2 (17,3)

33 (18,6)

48,7 (17,6)

Im Gegensatz zur Halbwertsbreite der Kaolinite unterscheidet sich die

Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite sehr deutlich voneinander. Der Anteil

einlagerungsfehlgeordneter Kaolinite des in-situ-Kaolins liegt bei einem Wert von <5 % (Tab.

47). Der Kaolinit der Korngröße <2 µm des Kaolins ist demnach hoch reaktiv und geht mit

polaren organischen Verbindungen zu >95 % eine Verbindung ein. Im Gegensatz dazu weiten

lediglich 10 bis 50 % der Kaolinite der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone mit DMSO auf.

Sie sind damit weit weniger reaktiv als die des Kaolinits. Zwischen 50 und 90 % der Kaolinite

der Tone weisen folglich eine Einlagerungsfehlordnung auf. Vor allem die Kaolinite des

Oberen Wetroer Tons sind deutlich einlagerungsfehlgeordnet. Der Wert für die mittlere

Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite der Unteren Tone der Lagerstätten Wetro und Guttau

sind nahzu identisch und weit geringer. Es ist bemerkenswert, dass die prozentuale

Standardabweichung der Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite des Caminauer Kaolins mit

2,76 % sehr gering ist, die der Tone mit Werten zwischen 96,02 % (Oberer Wetroer Ton) und

36,26 % (Unterer Guttauer Ton) hingegen sehr hoch.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

112

Bildtafel 1 (REM-Aufnahmen / Lagerstätten Caminau, Wetro und Guttau)

Bild 1: Plättchenförmiger Kaolinit der Lagerstätte

Caminau

Bild 2: Vermiformer Kaolinit umgeben von kleineren,

plättchenförmigen Kaoliniten aus der Lagerstätte

Caminau

Bild 3: Detailaufnahme eines vermiformen Kaolinits

aus der Lagerstätte Caminau

Bild 4: Kaolinit in den Tonen der Lagerstätte Wetro

(Rechts oben ist ein Quarzkorn erkennbar)

Bild 5: Kaolinit in den Tonen der Lagerstätte Wetro

(Im Zentrum ist Quarz erkennbar)

Bild 6: Kaolinit im Unteren Ton der Lagerstätte Gut-

tau

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

113

Die Ergebnisse aus der Analyse der Kristallinität und der Einlagerungsfehlordnung der

Kaolinite weisen darauf hin, dass beide Größen voneinander unabhängig sind. Der

unterschiedliche Grad der Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite des in-situ-Kaolins und der

Tone verdeutlicht, dass im Anschluss an die Genese des Kaolinits der Verwitterungskruste,

vor, während oder nach der Umlagerung des kaolinitischen Detritus Prozesse wirksam waren,

die zu einer Erhöhung der Anzahl einlagerungsfehlgeordneter Kaolinite der Fraktion <2 µm

im Tonsediment führten. Die Beobachtung der zunehmenden Bildung von feinkörnigen

einlagerungsfehlgeordneten Kaoliniten in tertiären Bodenhorizonten durch Felix-Henningsen

(1990, 1995, 2000) könnte darauf hinweisen, dass die Kaolinite der Guttauer und Wetroer

Tone verstärkt Bodenhorizonten entstammen. Eine umfassende Diskussion der Ergebnisse

erfolgt in Kapitel 5.2.2.

4.3.3 Chemie

Elementpaare, die in Tonsedimenten häufig korreliert sind, wurden anhand von Streudia-

grammen graphisch analysiert. Sie geben Aufschluss über gleich- und verschiedenartige

Elementbeziehungen in den Kaolinen und Tonen.

Abb. 61a (links) und b (rechts): Streudiagramm Al2O3/Ga für die Proben der Lagerstätten Caminau und Wetro

sowie Caminau und Guttau (Ges=Gesamtprobe)

In Tonen sind Al2O3 und Ga häufig positiv korreliert, da das Ga das Al in Kaolinit, jedoch vor

allem in Smektit substituieren kann (Martin et al. 1998).

Der Ga-Gehalt der Tone ist etwas höher als die Konzentration in den Kaolinen. Dies gilt auch

für die Korngrößenfraktion <2 µm (Abb. 61a und b). In den Tonmineralen substituiert das Ga

das Al, möglicherweise ist es in der Gesamtprobe zusätzlich an weitere akzessorische

Minerale, möglicherweise an Sulfide gebunden. In der Fraktion <2 µm dominiert jedoch die

Bindung des Ga an Tonminerale, weshalb der Gehalt in dieser Fraktion in den Tonen ein

wenig abnimmt. Die Umlagerung von Zonen der Verwitterungskruste des Lausitzer

Granodiorit-Kaolins, die ein anderes Al2O3/Ga-Verhältnis aufweisen als der zum Vergleich

verwendete Caminauer Kaolin, kann ebenfalls nicht ausgeschlossen werden.

Das K2O ist in den Kaolinen und Tonen im Wesentlichen an das Mineral Illit/Muskovit ge-

bunden, untergeordnet ist es auch in den anderen Tonmineralen zu vermuten. Die

weitgehende Übereinstimmung des Element-Verhältnisses von K2O und Rb sowohl in den

Kaolin- als auch in den Tonproben weist darauf hin, dass neben K auch das Rb an Il-

lit/Muskovit gebunden ist. Somit ist zu vermuten, dass der Illit/Muskovit der Wetroer und

Guttauer Tone dem Lausitzer Granodiorit-Kaolin entstammt (Abb. 62a, b).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

114

Abb. 62a (links) und b (rechts): Streudiagramm K2O/Rb für die Proben der Lagerstätten Caminau und Wetro

sowie Caminau und Guttau (Ges=Gesamtproben)

Die Rb-Gehalte der Fraktion <2 µm des Caminauer Kaolins sind etwas geringer als die der

Gesamtproben (Abb. 62a, b). Möglicherweise besitzt der Illit dieser Korngröße aufgrund des

Degradationsprozesses ein etwas anderes K2O/Rb-Verhältnis, als die gröberen Korngrößen.

Da die Elemente Ti und Nb im Kaolin überwiegend an den Anatas gebunden sind, ist es

möglich, die Herkunft des Anatas der Tone über einen Vergleich des Ti/Nb-Verhältnisses des

Kaolins abzuschätzen. Das Ti/Nb-Verhältnis der Wetroer Tone entspricht dem der Caminauer

Kaoline. Die Umlagerung von Anatas der kaolinitischen Verwitterungskruste des Lausitzer

Granodiorit-Massivs in die Wetroer Tone ist damit sehr wahrscheinlich (Abb. 63a).

Abb. 63a (links) und b (rechts): Streudiagramm TiO2/Nb für die Proben der Lagerstätten Caminau und Wetro

sowie Caminau und Guttau (Ges=Gesamtproben)

Das Ti/Nb-Verhältnis der Guttauer Tone ist weit variabler als das der Caminauer Kaoline

(Abb. 63b). Der Obere und der Untere Ton von Guttau weisen ein unterschiedliches Element-

Verhältnis auf. Der Nb-Gehalt ist im Oberen Guttauer Ton deutlich höher als in den Unteren

Guttauer Tonen. Während die Korngrößenfraktion <2 µm und die Gesamtproben des Oberen

Guttauer Tons ein nahezu identisches Element-Verhältnis besitzen, unterscheidet sich die

Korngrößenfraktion <2 µm des Unteren Guttauer Tons deutlich von der Zusammensetzung

der Gesamtproben (Abb. 63b). Insgesamt ist das Element-Verhältnis im Unteren Ton dem

Caminauer Granodiorit-Kaolin ähnlicher als das des Oberen Tons.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

115

Während das Ti/Nb-Verhältnis der Korngrößenfraktion <2 µm aus dem Lausitzer

Granodiorit-Kaolin abgeleitet werden kann, ist eine veränderte Zufuhr in den Gesamtproben

des Unteren Guttauer Tons und vor allem im Oberen Guttauer Ton zu beobachten.

Möglicherweise beruht diese Veränderung auf einer zunehmenden Schüttung von Ti-

führenden Mineralen aus dem nahen Basaltzersatz. Auf eine solche Zufuhr weisen die

erhöhten Smektit-Gehalte des Oberen Guttauer Tons hin.

Die Elemente Cr und V sind siderophil und können an Fe-Minerale, jedoch auch an die

Tonminerale der in-situ-Kaoline gebunden sein. Nach Krumb (1998) ist das V in den

Kaolinen der Lagerstätte Caminau überwiegend in Illit fixiert. Vergleicht man das Cr/V-

Verhältnis des Wetroer Tons mit dem des Caminauer Kaolins, so sind sie sich ähnlich (Abb.

64a). Dies ist ein Hinweis darauf, dass beide Elemente dem Lausitzer Granodiorit-Kaolin

entstammen und überwiegend mit den Tonmineralen in die Tone gelangten.

Abb. 64a (links) und b (rechts): Streudiagramm Cr/V für die Proben der Lagerstätten Caminau und Wetro sowie

Caminau und Guttau (Ges=Gesamtproben)

In den Gesamtproben der Lagerstätte Guttau stimmt das Cr/V-Verhältnis ebenfalls gut mit

dem des Lausitzer Granodiorit-Kaolins überein, in der Feinfraktion ist die V-Konzentration

jedoch deutlich erhöht (Abb. 64b). Vergleicht man dieses Ergebnis mit den Faktorenanalysen

(Tab. 43, 44) so wird deutlich, dass Cr und V in Guttau sowohl über Tonminerale, als auch

über Fe-Phasen des Basaltzersatzes in die Tone gelangten. Der veränderte V-Gehalt in der

Feinfraktion könnte somit darauf hinweisen, dass feinkörniges Fe- bzw. V-reiches basisches

Material im Sediment fixiert wurde.

Die chemische Zusammensetzung untermauert die Herkunft der Wetroer Tone aus Lausitzer

Granodiorit-Kaolin. Eine Zufuhr von Material aus einer anderen Quelle ist nicht erfolgt. Die

Elementgehalte der Guttauer Tone variieren teilweise recht deutlich. Somit verdichten sich

die Hinweise darauf, dass der Guttauer Ton neben Material des Lausitzer Granodiorit-Kaolins

zusätzlich Komponenten eines verwitterten basischen Gesteins enthält.

Das An- und Abreicherungsverhalten der chemischen Elemente der Tone von Wetro und

Guttau im Zuge der Umlagerung wurde durch Kalibrierung auf die Elementgehalte des in-

situ-Granodiorit-Kaolins von Caminau überprüft (Tab. 48). Werte <1 bedeuten eine Abreiche-

rung, Werte >1 eine Anreicherung der chemischen Komponenten.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

116

Tab. 48: An- und Abreicherungsverhalten der chemischen Elemente in den Tonlagerstätten Wetro und Guttau,

normiert auf Caminauer Kaolin

Caminau Gesamtprobe Caminau Korngrößenfraktion <2 µm

Guttau Guttau Wetro Wetro Guttau Guttau Wetro Wetro

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton

SiO2 0,7 0,7 0,7 0,7 1,04 1,07 0,97 1,02

Al2O3 1,5 1,5 1,6 1,6 0,95 0,95 0,99 0,98

Fe2O3 1,2 0,9 0,6 0,7 1,27 0,94 0,58 0,71

MgO 1,9 1,9 1,3 1,8 0,78 0,71 0,56 0,76

CaO 1,9 1,6 3,8 3,0 1,31 1,13 2,23 1,83

K2O 1,4 1,9 0,8 1,8 0,55 0,80 0,36 0,78

TiO2 4,4 4,9 2,2 3,9 13,41 15,65 7,08 12,24

P2O5 4,5 3,1 1,0 1,0 0,45 0,29 0,18 0,17

As 3,6 1,0 1,0 1,0 0,40 0,40 1,00 1,00

Ba 6,3 6,2 3,7 7,5 2,80 3,23 1,59 3,40

Bi 1,7 1,7 1,7 1,7 6,10 6,00 1,00 1,00

Ce 3,5 2,5 1,4 1,4 2,17 1,63 0,45 0,45

Co 1,0 1,0 1,0 1,0 2,44 1,22 1,00 1,00

Cr 5,0 3,2 2,7 3,9 1,14 0,39 1,73 2,30

Cu 10,3 2,0 4,0 2,0 7,24 1,00 4,50 2,00

Ga 2,1 2,3 2,4 2,6 1,04 1,14 1,21 1,34

La 21,4 18,6 6,8 10,1 3,32 3,16 6,15 6,26

Mo 2,0 2,0 2,0 2,0 2,28 2,36 1,00 1,00

Nb 5,0 4,1 2,1 3,0 11,20 9,37 6,42 8,50

Nd 3,0 2,4 1,0 1,2 2,19 1,74 0,42 0,95

Ni 5,2 3,3 3,9 4,5 5,49 3,23 3,58 3,92

Pb 2,8 2,7 2,0 2,9 2,94 2,57 1,00 2,22

Pr 3,9 3,8 1,0 1,8 0,63 0,63 1,00 1,00

Rb 1,6 2,2 0,8 1,8 0,76 1,06 0,40 0,89

Sc 2,5 1,9 1,0 1,7 1,75 1,40 1,00 1,00

Sm 2,7 2,3 1,0 1,0 2,60 2,19 1,00 1,00

Sr 34,7 18,8 14,1 19,2 15,93 10,27 4,90 6,88

V 4,4 3,5 2,7 3,8 2,90 2,44 1,69 2,12

Y 0,8 0,8 0,1 0,1 1,41 1,13 0,25 0,25

Zn 7,2 4,7 3,0 3,8 5,29 1,35 1,15 1,54

Zr 0,8 0,4 0,1 0,1 2,7 1,6 0,6 0,6

Einige Trends sind zu erkennen. SiO2, Y und Zr weisen in den Gesamtproben der Tone, bis

auf die Korngrößenfraktion <2 µm der Tone von Guttau, eine deutliche Abnahme der Kon-

zentration auf. Möglicherweise ist die Zunahme in der Feinfraktion der Guttauer Tone ein

Hinweis darauf, dass sie feinschluffige Komponenten enthalten. Das Verhalten von SiO2, Y

und Zr ist im Allgemeinen mit der Klassierung der groben Komponenten Quarz und Zirkon

sowie spezifischer Phosphate wie Xenotim im Zuge des Umlagerungsprozesses zu erklären.

Da Quarz in der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone kaum mehr auftritt, ist dort das SiO2 an

die feinkörnigen Tonminerale gebunden. Daher weisen die Tone in dieser Fraktion SiO2-

Konzentrationen auf, die ähnlich denen des Kaolins sind.

Die SE-Elemente der Kaoline sind im Regelfall an SEE-Phosphate gebunden (Krumb 1998).

Die Elemente Ce, La, Nd, Pr und Sm sind in den Guttauer Tonen gegenüber den Kaolinen aus

Caminau deutlich angereichert. Es ist zu vermuten, dass Inhomogenitäten innerhalb des Aus-

gangsgesteins, eine unterschiedliche Korngröße der SEE-Minerale sowie die Zufuhr von SE-

Elementen aus einer weiteren Quelle Ursache dieser Anreicherung sind. Die Gesamtproben

der Wetroer Tone weisen SEE-Gehalte auf, die ähnlich sind wie die des Kaolins. In der Korn-

größenfraktion <2 µm ist hingegen eine deutliche Abreicherung der Elemente Ce und Nd zu

verzeichnen. Möglicherweise sind beide bevorzugt an Zirkon gebunden, weshalb die Abnah-

me der Konzentration in der Feinfraktion auf den Klassierungsprozess zurückzuführen ist. La,

Pr und Sm weisen hingegen ähnliche Werte auf wie in den Gesamtproben. Das An- und Ab-

reicherungsverhalten der SE-Elemente ist damit sehr variabel und nicht eindeutig einem

spezifischen Prozess zuzuordnen.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

117

Das TiO2 ist in den Tonen sowohl in den Gesamtproben als auch in der Korngrößenfraktion

<2 µm deutlich angereichert. Ein ähnlicher Trend ist für das Nb zu verfolgen, das bereits in

den Kaolinen eine hohe Affinität zu Ti aufweist (Lasch 1970, 1973, Kumb 1998, Grunge

1999). Als Ti-Phase wurde Anatas in den Proben sicher nachgewiesen. Nach Lasch (1969,

1970) und Störr (1983) besitzt der Anatas des Lausitzer Granodiorit-Kaolins eine Korngröße,

die deutlich geringer ist als 2 µm. Daher wird er gemeinsam mit den Tonmineralen

umgelagert, was zu einer Anreicherung des TiO2 in den Tonen und dort in der

Korngrößenfraktion <2 µm führt (Abb. 65). Zudem können Illite bis 1,4 % Ti enthalten (vgl.

Daten in Lorenz & Gwosdz 1997).

Abb. 65: Anatas in der Korngrößenfraktion <2 µm des Wetroer Tons

Die Gesamtproben und die Korngrößenfraktion <2 µm der Wetroer Tone enthalten geringere

Fe-Konzentrationen als die Kaoline. Hierfür gibt es zwei Erklärungen. In den Kaolinen liegt

das Fe meist in karbonatischer Bindung als Siderit vor. Der Siderit der Kaoline ist recht

grobkörnig, weshalb er mit hoher Wahrscheinlichkeit im Zuge der Umlagerung durch

Klassierung aussortiert wurde. Aus diesem Grunde weisen die Wetroer Tone geringere Fe-

Gehalte auf, als der Caminauer Kaolin. Zudem ist die Oxidation des Siderits während des

Transportvorgangs zu vermuten. Wurde der Siderit jedoch in den oberflächennahen Zonen der

kaolinitischen Verwitterungskruste bereits weitgehend oxidiert (Störr 1983, Krumb 1998), so

erfolgte die Umlagerung des Fe in Form von Fe-Oxiden.

In Guttau wurde vermutlich deutlich mehr Fe-Oxid umgelagert als in der Lagerstätte Wetro.

In den Unteren Tonen ist der Pyrit/Markasit überwiegend an pyritisierte Xylite gebunden, in

den Oberen Tonen liegt der Pyrit/Markasit hingegen verstärkt fein verteilt im Sediment vor.

Hierfür sind die zersetzten Platintiegel im Zuge der Probenpräparation der Guttauer Tone für

die Röntgenfluoreszenzanalyse ein Beleg. Die Fe-Oxide der Guttauer Tone entstammen

vermutlich dem nahegelegenen Basaltvorkommen. Nach der Umlagerung in die Tone erfolgte

die Reduktion der Fe-Oxide und die Bildung von Fe-Sulfiden innerhalb des Tonsediments. Da

die verkiesten Xylite des Guttauer Tons zu groß sind, um sie gemeinsam mit den Tonen zu

beproben, entsteht durch die Mittelwertbildung der Eindruck, die Unteren Guttauer Tone

seien Fe-ärmer als der Kaolin (Tab. 48).

Die chemischen Komponenten Al2O3, MgO, CaO und K2O sind an die Tonminerale Kaoli-

nit, Illit/Muskovit und Smektit gebunden. Ihre Anreicherung in den Gesamtproben ist auf die

hydraulische Klassierung im Zuge der Umlagerung zurückzuführen (Tab. 48). Grobkörnige

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

118

Komponenten wurden entfernt und die Tonminerale angereichert. In der Korngrößenfraktion

<2 µm ist eine solche Anreicherung mit Ausnahme des CaO nicht zu beobachten. Der Gehalt

an Al2O3 entspricht dem der Kaoline. K2O und MgO weisen eine deutliche Abnahme der

Konzentrationen in der Feinfraktion auf. Hauptträger dieser chemischen Komponenten ist der

Illit/Muskovit. Die Caminauer Kaoline enthalten mehr Illit/Muskovit als die Tone. Dies ist auf

die inhomogene Verteilung, bzw. auf die unterschiedliche Korngrößenverteilung der Minerale

innerhalb der kaolinitischen Vewitterungskruste zurückzuführen. Daher ist beim Vergleich

der Granodiorit-Kaoline mit den Guttauer und Wetroer Tonen eine Abreicherung der beiden

Komponenten in der Korngrößenfraktion <2 µm zu beobachten. Das überwiegend an die

feinstkörnigen Smektite gebundene CaO wird durch Umlagerung und Klassierung in der

Korngrößenfraktion <2 µm der Tone deutlich angereichert. Möglicherweise wurde es zusätz-

lich sorptiv gebunden an Fe-Oxide in die Tone umgelagert In der Lagerstätte Guttau ist davon

auszugehen, dass die Smektite und Fe-Oxide aus dem nahegelegenen Basaltzersatz zugeführt

wurden.

Na2O ist bereits in den intensiv verwitterten Caminauer Kaolinproben nicht mehr nachzuwei-

sen. Es wurde in der kaolinitischen Verwitterungskruste bereits weitgehend gelöst und

abgeführt (Krumb 1998). Daher erfolgte keine Umlagerung in die Tone, weshalb die Na2O-

Gehalte der Tonproben unterhalb der Nachweisgrenze liegen.

Die Konzentration der Spurenelemente ist bis auf wenige Ausnahmen in den Tonen sowohl in

den Gesamtproben als auch in der Korngrößenfraktion <2 µm deutlich erhöht. Tonminerale

sind in der Lage, Spurenelemente sorptiv zu binden, zudem können die Spurenelemente

Hauptelemente im Kristallgitter der Tonminerale substituieren. In den Tonen ist eine Anrei-

cherung der Spurenelemente Ba, Rb, Sr und Ga sowie der Metalle Cr, V, Ni, Pb, Cu und Zn

zu verzeichnen.

In den Tonen der Lagerstätten Wetro und Guttau substituiert das Ga das Al in den Tonmine-

ralen und ist vermutlich auch an Sulfide gebunden. Rb, Ba und Sr substituieren in den

Dreischichtsilikaten im Wesentlichen das K. Cr und V zeigen in den Faktorenanalysen eine

Affinität zu Fe. Eine Bindung an die Tonminerale und Fe-Phasen der Kaoline und Tone ist

wahrscheinlich. In Wetro ist eine weitere Bindung der beiden Elemente an den Illit der Tone

zu vermuten. Die Metalle Pb, Zn und Ni können sorptiv an Tonminerale und Fe-Phasen der

Tone gebunden sein und wurden gemeinsam mit diesen umgelagert. Die Faktorenanalysen

weisen darauf hin, dass sie eigene, wahrscheinlich sulfidische Mineralphasen in den Tonse-

dimenten bilden. Das Cu ist in Guttau deutlich angereichert, da es vermutlich mit den Fe-

Oxiden des Basaltzersatzes umgelagert wurde, jedoch nicht an Tonminerale gebunden ist.

Hf, Th, As, Bi, Mo und Co liegen in den Kaolinen und Tonen meist in Konzentrationen vor,

die in der Nähe der Nachweisgrenze bzw. darunter liegen, weshalb eine Aussage zum Verhal-

ten dieser Elemente nicht erfolgen kann.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

119

4.3.4 Zusammenfassung

Die Schlussfolgerungen zur Genese der Wetroer und Guttauer Tone sind in Abbildung 66

schematisch zusammengefasst.

• Die chemische und mineralogische Zusammensetzung des Wetroer Tons ist aus der

kaolinitischen Verwitterungskruste des Lausitzer Granodiorits gut herzuleiten. In Gut-

tau ist vermutlich ein in der Nähe befindlicher Basaltzersatz, der dem Ton

überwiegend smektitische Komponenten und Fe-Oxide zuführte, am Aufbau der Tone

beteiligt. Unterschiede zwischen dem Oberen und dem Unteren Guttauer Ton beruhen

wahrscheinlich auf der unterschiedlichen Mischung der Komponenten beider Quellen.

• Die gute Sortierung der Tone könnte auf Fernschüttungen hinweisen. Die Beteiligung

des nahen Basaltzersatzes am Aufbau der Guttauer Tone widerspricht jedoch dieser

These. Die feinkörnigen Tonminerale und der grobkörnige Quarz wurden während der

kurzstreckigen Umlagerung des Lausitzer Granodiorit-Kaolins effektiv voneinander

getrennt.

• Die Faktorenanalysen belegen, dass die Zusammensetzung der Tone überwiegend auf

einem hydraulischen Klassierungsprozess beruht, im Zuge dessen Schwerminerale und

grobkörnige Komponenten weitgehend aussortiert wurden. Feinkörnige Tonminerale

und der Anatas der Verwitterungskruste reicherten sich an. Über diese Minerale er-

folgte der Eintrag der Spurenelemente Ba, Rb, Sr, Ga, Nb, Cr, V, Pb, Zn und Ni in die

Tone. Die Spurenelemente substituieren die Hauptelemente des Kristallgitters oder

sind sorptiv an die Minerale gebunden.

• Die Kristallinität und die Morphologie der Kaolinite der Korngrößenfraktion <2 µm

der Tone ist ähnlich wie die des Lausitzer Granodiorit-Kaolins. Eine Umlagerung der

Kaolinite der Verwitterungskruste in die Tone ist hieraus abzuleiten. Die Einlage-

rungsfehlordnung der Kaolinite der Tone ist hingegen wesentlich höher. Dies könnte

darauf hinweisen, dass ein Teil der Kaolinite aus den Bodenhorizonten der Verwitte-

rungskruste stammt, dies insbesondere in den Oberen Tonen der Lagerstätten Wetro

und Guttau.

• Organisches Material der Bodenhorizonte und des Ablagerungsraums wurde im Zuge

der Umlagerung den anorganischen Komponenten beigefügt und gemeinsam mit die-

sen sedimentiert.

• Eine diagenetische Überprägung der Tone ist nachweisbar. Die organischen Kompo-

nenten besitzen einen Inkohlungsgrad, der dem des Weichbraunkohlestadiums

entspricht.

• Neben der Kompaktion der Tone sind mehrere Zentimeter große pyritisierte Braun-

kohlenhölzer in den Guttauer Tonen ein weiteres Indiz für diagenetische Prozesse.

Neben Fe sind die Metalle Pb, Zn, Ni und untergeordnet auch Cu, Cr und V in den

Guttauer Tonen deutlich angereichert. Da die Guttauer Tone auch erhöhte Pyritanteile

aufweisen, ist die Umlagerung großer Mengen Fe-Oxide zu vermuten, die dem basi-

schen Basaltzersatz entstammen. Sorptiv an die Oxide gebundene Metalle wurden

durch deren Lösung unter reduzierenden Bedingungen während der Diagenese freige-

setzt und möglicherweise wie das Fe in sulfidischer Form im Sediment fixiert. In den

Wetroer Tonen wurden weit weniger Fe-Oxide umgelagert, weshalb der Pyritgehalt

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

120

und die Metallanreicherung in den Wetroer Tonen geringer sind als in den Guttauer

Tonen.

Abb. 66: Genese der Wetroer und Guttauer Tone

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

121

4.4 Wiesaer Kaolinton

Die Zusammensetzung der Wiesaer Tone wurde anhand von 5 Einzelproben ermittelt. Für die

multivariate statistische Analyse wurden die mit dem gleichen Analysegerät an der TU Berlin

erhobenen chemischen Daten solcher Proben von Grunge (1999) herangezogen, die von die-

sem lithologisch als „Tone“ klassifiziert wurden. Eine Clusteranalyse der chemischen

Elementkonzentrationen der 5 Einzelproben mit den 22 Proben von Grunge (1999) ergab,

dass die Ähnlichkeit der Proben sehr hoch und eine gemeinsame Auswertung möglich ist.

4.4.1 Granulometrische Zusammensetzung

Die Tone der Lagerstätte Wiesa sind im Vergleich zu den Wetroer und Guttauer Tonen grob-

körniger ausgebildet und daher schluffreich. Der Anteil der Korngrößenfraktion <2 µm ist mit

ca. 37,5 % relativ gering (Abb. 67).

Abb. 67: Korngrößenzusammensetzung der Wiesaer Tone (n=5)

4.4.2 Mineralogische Zusammensetzung

Der Wiesaer Ton enthält ca. 45 bis 50 % Quarz. Der aus der röntgendiffraktometrischen Ana-

lyse (XRD) graphisch ermittelte Quarzgehalt ist deutlich höher (Tab. 49). Neben 30 bis 40 %

Kaolinit enthalten die Wiesaer Tone durchschnittlich ca. 20 % Illit/Muskovit. Anatas konnte

röntgendiffraktometrisch qualitativ sicher nachgewiesen werden. Eine sulfidische Bindung

des Fe in den braunkohlereichen Tonlagen ist zu vermuten. In einigen der grobkörnigen Par-

tien ist eine oxidische Bindung des Fe, beispielsweise als Goethit, nicht auszuschließen.

Tab. 49: Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben und der Fraktion <2 µm der Tone der Lagerstätte

Wiesa (gemessene Werte ohne Quantifizierung der Ti- und Fe-Phasen)

Ton Wiesa (n=5)

Gesamtprobe Fraktion <2 µm

berechnet

(XRF)

gemessen

(XRD)

berechnet

(XRF)

gemessen

(XRD)

Kaolinit %32,9 (6,7) 16,4 (5,2) 72,6 (2,3) 66,3 (17,6)

Illit/Muskovit %19,5 (2,7) 9,9 (2,4) 21,3 (4,2) 33,7 (17,6)

Quarz %46,1 (9,1) 73,7 (6,4) 2 (1,4) -

Pyrit/Markasit %<1 - ca. 1 -

Anatas %ca. 1 - ca. 1 -

Rest (u.a.Corg) %ca. 0,1 - 2,1 (1,3) -

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

122

In der Korngrößenfraktion <2 µm ist der Quarzgehalt deutlich vermindert. Der Illit/Muskovit-

Gehalt der Korngrößenfraktion <2 µm entspricht dem der Gesamtproben. Damit ist ein be-

trächtlicher Teil des Illit/Muskovits an die gröberen Korngrößenfraktionen gebunden. Dies

lässt darauf schließen, dass nicht nur feinkörniger Illit, sondern auch relativ grobkörnige

Muskovitrelikte umgelagert wurden (Tab. 49). Die Pyrit/Markasit- und die Anatasgehalte sind

in der Feinfraktion gegenüber den Gesamtproben nicht wesentlich erhöht und im Allgemeinen

sehr gering.

4.4.3 Chemische Zusammensetzung

Die Tone bestehen überwiegend aus SiO2 und Al2O3. Nur ein kleiner Teil der Spurenelemente

ist in Konzentrationen enthalten, die oberhalb der Nachweisgrenze liegen (Abb. 68).

Abb. 68: Chemische Zusammensetzung der Wiesaer Tone (Ges=Gesamtproben, <2=Korngrößenfraktion <2 µm, n=5)

Eine Abnahme der Gehalte an SiO2 und Zr ist in der Korngrößenfraktion <2 µm zu verzeich-

nen. Die Konzentration von TiO2, Nb und Y bleibt weitgehend konstant. Die Gehalte der

anderen chemischen Komponenten nehmen in der Korngrößenfraktion <2 µm deutlich zu.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

123

Die Elementkonzentrationen weisen in den Wiesaer Tonen aufgrund der geringen Probenzahl

eine geringe Streubreite auf. Ausnahmen bilden hier der SiO2-Gehalt der Gesamtproben, die

Fe2O3- und Zn-Gehalte sowie die Konzentrationen des K2O und des Ba in der Korngrößen-

fraktion <2 µm. Sie sind auf variable Gehalte an Quarz und Zirkon in den Gesamtproben und

Illit/Muskovit in der Feinfraktion zurückzuführen. Die hohe Variabilität der Fe-Gehalte der

Wiesaer Tone beschreibt bereits Grunge (1999). Die Bindung des Fe ist nicht eindeutig zu

klären.

Korrelationsanalysen und die Berechnung der linearen Regression für spezifische Element-

paare sind nur für die Gesamtproben durch die Daten von Grunge (1999) statistisch gesichert.

In den Gesamtproben ist eine Bindung des Ga an Al und somit an den Kaolinit der Tone deut-

lich abzuleiten. Die gute lineare Regression für das Elementpaar K2O/Rb weist zudem darauf

hin, dass das Rb an den Illit/Muskovit der Tone gebunden ist (Tab. 50). Die Korrelation von

Cr und V ist darauf zurückzuführen, dass beide Elemente in gemeinsamen Mineralphasen

fixiert sind.

Tab. 50: Lineare Regressionsrechnung für spezifische Elementpaare (Geamtproben n=27 / Fraktion <2 µm n=5)

Al/Ga Zr/Ti K2O/Rb TiO2/Nb Cr/V

R² R² R² R² R²

Wiesa Ton Gesamt 0,719 0,158 0,778 0,367 0,720

Wiesa Ton <2 µm - 0,633 0,843 0,359 0,016

Abgesehen von großen Stubben von Taxodioxyon sequoianum Gothan und faserigen Braun-

kohlenholzrelikten in den oberen Partien der Sedimentabfolge weist der Ton nur geringe

Mengen an organischen Komponenten auf. Unterschiede im Gesamtkohlenstoffgehalt der

Proben sind darauf zurückzuführen. Die Probe Wiesa 3 enthält beispielsweise faserige Braun-

kohlenholzrelikte, weshalb sie einen Kohlenstoffgehalt von 11,75 % besitzt (Tab. 51). Da

oberflächennahe Oxidationsprozesse in dieser Probe zu beobachten sind, wurde sie und zwei

weitere Proben nicht für die statistische Auswertung verwendet. Die Wiesaer Tone sind

durchschnittlich recht kohlenstoffarm. Sie enthalten ca. 0,2 bis 0,5 % Kohlenstoff.

Tab. 51: Gesamtkohlenstoffgehalt in ausgewählten Tonproben der Lagerstätte Wiesa

Wiesa TC Gesamtprobe TC Fraktion <2 µm

Oberer Ton % %

Wi 3 11,75 4,47

Wi 5 0,18 0,52

Das organische Material der Tone kann als Weichbraunkohle bezeichnet werden. Es besteht

überwiegend aus dem Maceral Huminit. Das organische Material der geringmächtigen Kohle-

flöze, bzw. die Kohletonlagen innerhalb der sedimentären Abfolgen und die in den oberen

Tonen befindlichen Stubben von Taxodioxyon sequoianum Gothan sind mit hoher Wahr-

scheinlichkeit autochthonen bis parautochthonen Ursprungs. In den tieferen Zonen ist

aufgrund der unregelmäßigen Verteilung der grobkörnigen organischen Substanzen zu vermu-

ten, dass diese allochthonen Ursprungs sind.

4.4.4 Multivariate statistische Analyse

Eine Faktorenanalyse konnte nur für die Gesamtproben durchgeführt werden, da die Anzahl

der Proben der Korngrößenfraktion <2 µm für eine solche Analyse zu gering ist. Neben den

fünf eigenen Tonproben wurden die Analysen der 22 Proben von Grunge (1999) mit in die

Berechnung einbezogen. Die Gesamtzahl der Proben liegt somit bei 27.

Faktor 1 der Faktorenanalyse erklärt 50 % der Varianz der Proben (Tab. 52). In diesen Faktor

laden solche Elemente hoch positiv, die an Tonminerale gebunden sind. Hierzu gehören ne-

ben Al2O3 und K2O auch Spurenelemente wie Ga, Ba, Rb, Cr, V und Ni. Da Ti und Nb positiv

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

124

in Faktor 1 laden, ist davon auszugehen, dass der Anatas des Tons eine sehr geringe Korngrö-

ße besitzt. Im Gegensatz dazu laden solche Elemente negativ in Faktor 1, die in der

Grobfraktion angereichert sind. Hierzu gehören SiO2, Hf und Zr. Diese Elemente sind an

Quarz und Zirkon gebunden.

Tab. 52: Faktorenanalyse der chemischen Zusammensetzung der Gesamtproben der Tone der Lagerstätte Wiesa

(Eigene Daten und Daten nach Grunge 1999).

Komponenten / MSA=0,672 / n=27

Variablen Faktor 1 Faktor 2 Faktor 3 Faktor 4

Al2O3 0,912

Ga 0,870

TiO2 0,686

Nb 0,733

K2O 0,911

Ba 0,926

Rb 0,817

Sr 0,669

Cr 0,895

Ni 0,690

V 0,849

SiO2 -0,893

Hf -0,804

Zr -0,752

MgO 0,765

CaO 0,553

Mo 0,892

Ce 0,913

Nd 0,922

Fe2O3 0,941

Eigenwerte 9,900 2,905 2,311 1,634

Varianz (%) 49,502 14,524 11,554 8,170

Kum. Varianz (%) 49,502 64,025 75,579 83,750

Faktor 1 kann somit als Klassierungsfaktor betrachtet werden, der darauf zurückzuführen ist,

dass während der Umlagerung des Verwitterungsdetritus der kaolinitischen Verwitterungs-

kruste durch die Strömung gröbere, fluviatil abgelagerte Quarze und Zirkone von den

flachlimnisch sedimentierten Tonmineralen sowie Anatas getrennt wurden. Da Cr und V in

diesen ersten Faktor laden ist zu vermuten, dass sie sorptiv an die Tonminerale gebunden

sind.

In Faktor 2 laden MgO und CaO hoch positiv, die innerhalb der Tonproben an Dreischichtsi-

likate, in Wiesa an den Illit/Muskovit gebunden sind. Der Faktor könnte auf die Mischung

unterschiedlicher Quellen, möglicherweise der Lausitzer Grauwacken- und Granodiorit-

Kaoline hinweisen. Dies würde erklären, weshalb Mg und Ca nicht gemeinsam mit K2O einen

Faktor bilden. Eine weitere Möglichkeit besteht darin, dass Faktor 2 geringe Mengen eines

Smektits repräsentiert, der röntgendiffraktometrisch in den Wiesaer Tonen nicht nachzuwei-

sen ist, da der Gehalt unterhalb der Nachweisgrenze liegt.

Faktor 3 kann als SE-Element-Faktor bezeichnet werden. Positiv laden hier die Elemente Ce

und Nd. Da sie keine negative Ladung in Faktor 1 aufweisen, ist die Varianz dieses Faktors

nicht eindeutig auf die hydraulische Klassierung von SEE-Phosphaten zurückzuführen. Mög-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

125

licherweise besitzen die SEE-Phophate eine variable Korngröße oder entstammen unter-

schiedlichen Quellen.

In Faktor 4 befindet sich als einzige Komponente das Fe2O3. Der Faktor deutet auf eine unter-

schiedliche Verteilung des Fe in den Tonproben hin. Neben der Bindung an Tonminerale

erscheint eine Fixierung des Fe an freie Fe-Phasen wahrscheinlich. Aufgrund der geringen

Konzentration des Fe in den Tonen konnte die Bindungsform jedoch nicht eindeutig geklärt

werden. Nach Grunge (1999) ist die Fe-Verteilung innerhalb der Lagerstätte Wiesa ebenfalls

nicht homogen, sondern sie nimmt nach NE hin zu. Die Migration saurer Lösungen aus über-

lagernden Torfmooren führte nach Buchwald (1971) zu einer Bleichung der Kaoline in der

Nähe der Tone. Die Fe-Verteilung wäre somit auf einen sekundären Prozess zurückzuführen,

der im NE der Lagerstätte zu einer Anreicherung des Fe führte. Grunge (1999) beobachtete

zusätzlich, dass in schluffig-sandigen Lithologien, an der Grenze zu weißem Kaolin, das Fe in

besonderem Maße angereichert ist.

Faktor 4 ist auf die hohe Mobilität des Fe in den Wiesaer Sedimenten zurückzuführen. Ver-

mutlich wurde das Fe lokal angereichert, in anderen Zonen jedoch auch abgeführt. Daher ist

es in den grobkörnigen Partien der sedimentären Abfolge vermutlich eher als Oxid, in den

feinkörnigen, organikreichen Sedimenten hingegen vermehrt als Sulfid gebunden. Die Ände-

rungen der Eh/pH-Bedingungen könnten auch zu einer selektiven Lösung von SEE-Phophaten

beigetragen haben (vgl. Krumb 1998). Möglicherweise beruht hierauf Faktor 3.

Die Faktoren 2-4 erklären jeweils zwischen 8 und 14,5 % der Gesamtvarianz der Proben. Die

Hauptvarianz beruht jedoch eindeutig auf einem hydraulischen Klassierungseffekt.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

126

4.5 Vergleich des Wiesaer Tons mit den Kaolinen von Cunnersdorf und

Wiesa

Nach Lasch (1969, 1973) gibt es zwei Quellen für die mineralischen Komponenten des Wie-

saer Tons, den Lausitzer Granodiorit-Kaolin und den Lausitzer Grauwacken-Kaolin.

4.5.1 Granulometrie und Mineralogie

Vergleicht man den Granodiorit-Kaolin von Wiesa mit den Grauwacken-Kaolinen von Cun-

nersdorf (Daten nach Krumb 1998), so sind Unterschiede in der Korngrößenverteilung, der

Chemie und der Mineralogie zu verzeichnen. Der Grauwacken-Kaolin ist feinkörniger als der

Granodiorit-Kaolin. Neben der Korngrößenfraktion <2 µm ist auch die Schlufffraktion deut-

lich angereichert (Tab. 53). Der Wiesaer Ton ist wesentlich feinkörniger als die Kaoline. Er

besitzt jedoch ebenfalls einen erhöhten Schluff- und Sandanteil (Tab. 53).

Tab. 53: Vergleich der Korngrößenverteilung des Wiesaer und des Cunnersdorfer Kaolins mit den Tonen von

Wiesa (Daten des Cunnersdorfer Kaolins nach Schellenberg & Kleeberg 1997)

Cunnersdorf Wiesa

Kaolin Kaolin Ton

>63 µm %27 59 8,6

20–63 µm %9,7 16,7

6,3–20 µm %13,8 22,4

2-6,3 µm %

8,2 14,7

<2 µm %20 9,4 37,6

Die Grauwacken-Kaoline sind illitreicher jedoch kaolinitärmer als der Granodiorit-Kaolin von

Wiesa. Die Quarzgehalte liegen zwischen 36 und 48 % (Tab. 54). Der hohe Quarzgehalt von

ca. 46 % der Wiesaer Tone beruht vermutlich auf der Umlagerung von Quarz der Schlufffrak-

tion der Kaoline. Der Wiesaer Ton ist daher ähnlich zusammengesetzt wie die schluffige

Fazies des Grauwacken-Kaolins (Tab. 54).

Tab. 54: Vergleich der mineralogischen Zusammensetzung der Gesamtproben der Wiesaer und Cunnersdorfer

Kaoline mit den Wiesaer Tonen (Berechnete Werte aus der XRF-Analyse / Daten des Anatas der Cunnersdorfer

Kaoline nach Störr 1983)

Kaolin Cunnersdorf Wiesa

tonige Fazies schluffige Fazies Kaolin Ton

Kaolinit % 24 30 59 32,9

Illit/Muskovit % 40,5 19 1,5 19,5

Quarz % 34,9 48,4 36,3 46,1

Fe-Minerale

% Goethit

0,6

Goethit

2,6

Siderit

ca. 1

Pyrit

Anatas % <1 <1 <1 1

Rest (u.a.Corg) % - - 1,6 <1

Somit hat Lasch (1969, 1973) neben Granodiorit-Kaolin eine wesentliche Beimischung eines

Grauwacken-Kaolins in den Tonen der Lagerstätte Wiesa postuliert. Die Zufuhr quarzreichen

Materials des Lausitzer Grauwacken-Kaolins erscheint plausibel. Die paläogeographische

Lage der Lagerstätte unterstützt diese These, da sie sich an der Grenze des Lausitzer Granodi-

orits zum Verbreitungsgebiet der Lausitzer Grauwacke befindet. Beide Lausitzer Kaoline

enthalten jedoch Quarz der Schlufffraktion, somit ist nicht abschließend zu klären, woher der

Quarz des Tons im einzelnen stammt.

Illit/Muskovit ist im Wiesaer Granodiorit-Kaolin nach eigenen Analysen in Anteilen von ca. 2

% enthalten. Die Werte der Analysen von Störr (1983) und Grunge (1999) für den Wiesaer

Kaolin variieren hingegen zwischen 4 und 15 %. Dies weist darauf hin, dass der Granodiorit-

Kaolin von Wiesa sehr inhomogen zusammengesetzt ist. Aussagen über die Quelle des Wie-

saer Tons, die auf dem Illit/Muskovit-Gehalt der Proben basieren, sind demnach mit großer

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

127

Vorsicht zu treffen. Ein hoher Anteil sehr feinkörnigen Illit/Muskovits, wie ihn Lasch (1969)

analysierte, konnte in den vorliegenden Tonproben nicht identifiziert werden.

Die granulometrische Analyse und die mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben

der Wiesaer Tone weist darauf hin, dass die Umlagerung des Materials der kaolinitischen

Verwitterungskruste zu einer Anreicherung der feineren Korngrößenfraktionen in Wiesa führ-

te, jedoch keine umfassende Trennung von Tonmineralen und Quarz bewirkte.

Betrachtet man die Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm, so wird deutlich, dass

diese Fraktion des Wiesaer Tons eine mineralogische Zusammensetzung besitzt, die mit der

des Granodiorit-Kaolintons von Wetro und Guttau nahezu identisch ist (Tab. 55). Ein starker

Einfluss des Granodiorit-Kaolins auf diese Korngrößenfraktion ist daher zu vermuten.

Tab. 55: Vergleich der mineralogischen Zusammensetzung der Fraktion <2 µm des Wiesaer Tons mit dem Wie-

saer Kaolin und den Oberlausitzer Tonen (Berechnete Werte aus der XRF-Analyse)

Wiesa Wetro Guttau

Kaolin Ton Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton

Kaolinit % 90,5 72,6 79,2 70,5 69,1 64,1

Illit/Muskovit % 3,4 21,3 8,4 19 12,4 18,4

Smektite - - <5 <5 7,4 6,6

Quarz % <2 <2 <2 <2 3,2 4,2

Fe-Minerale

% Siderit

ca. 1

Pyrit

<1-2,4

Pyrit

<1-2

Pyrit

1,5-2,9

Pyrit

Anatas % 2 ca. 1 <1 1,5 1,7 1,9

Rest (u.a.Corg) % 2,8 2,1 5,8 4 3,3 3,9

Innerhalb der Wiesaer Kaoline treten auch grobkörnige Quarze auf, die gelegentlich Lösungs-

erscheinungen aufweisen können. Ähnliche Erscheinungen findet man auch in einigen

Quarzen des Wiesaer Tons. Der Quarz ist in der Regel kantengerundet, teilweise auch eckig

(Abb. 69).

Abb. 69: Korngrößenfraktion >63 µm des Wiesaer Tons - Quarz und Zirkon erkennbar (Lange Bildkante 0,7mm/

gekreuzte Polarisatoren/ Dünnschliff)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

128

4.5.2 Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite

Neben dem Mineralbestand wurde der Fehlordnungsgrad der Kaolinite der Korngrößenfrakti-

on <2 µm der Wiesaer Kaoline und Tone ermittelt. In Tabelle 56 ist die Kristallinität und die

Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite der Wiesaer Kaoline und Tone zusammengefasst.

Die Kristallinität des Kaolinits der Korngrößenfraktion <2 µm des Wiesaer Tons ist nahezu

identisch mit der des Wiesaer Kaolins. Die Streuung der Werte ist in den Kaolinen nur wenig

gegenüber der des Tons erhöht. Die identische strukturelle Fehlordnung des Kaolinits der

Fraktion <2 µm der Kaoline und Tone könnte darauf hinweisen, dass die Kaolinite des Tons

dem Lausitzer Granodiorit-Kaolin entstammen.

Die Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite ist in den Tonen hingegen weit größer als in den

Kaolinen und die Streubreite ebenfalls deutlich erhöht. Sie ist nahezu identisch mit der der

Kaolinite der Tone von Wetro und Guttau. Es ist daher wiederum zu vermuten, dass die Kao-

linite teilweise aus Bodenhorizonten stammen (vgl. Felix-Henningsen 1990, 1995). Eine

umfassende Analyse erfolgt in Kapitel 5.2.2.

Tab. 56: Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits der Fraktion <2 µm der Kaoline und Tone der

Lagerstätte Wiesa

Wiesa

Kaolin

(n=4)

Ton

(n=3)

Kristallinität

(Halbwertsbreite)

°2Theta 0,41 (0,02) 0,42 (0,01)

Einlagerungsfehlordnung

(Aufweitung mit DMSO)

% 87,8 (0,5) 37,27 (16)

4.5.3 Chemie

Zur spezifischen Bestimmung der Herkunft der Minerale des Wiesaer Tons wurde das Ver-

hältnis ausgewählter Elementpaare im Vergleich zu dem der potentiellen Quellen

(Grauwacken-Kaolin und Granodiorit-Kaolin) mittels Streudiagrammen untersucht. Hierzu

wurden die chemischen Analysen der Tonlagerstätte Wiesa, des Cunnersdorfer Grauwacken-

Kaolins und des Wiesaer Granodiorit-Kaolins verwendet. Von den Cunnersdorfer Kaolinen

existieren ausschließlich Daten für die Gesamtproben nach Krumb (1998).

Abb. 70: Streudiagramm Al2O3/Ga für die Kaoline und Tone der Lagerstätten Wiesa (Eigene Daten und Daten

nach Grunge 1999) und Cunnersdorf (Daten nach Krumb 1998)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

129

Das Verhältnis von Al2O3 zu Ga in den Tonen und den Wiesaer und Cunnersdorfer Kaolinen

ist Abbildung 70 zu entnehmen. Sowohl die Kaoline als auch die Tone weisen ein ähnliches

Al2O3/Ga-Verhältnis auf. Das Ga ist somit überwiegend an den Kaolinit gebunden. Die Her-

kunft der Kaolinite der Wiesaer Tone ist aus dem Al2O3/Ga-Verhältnis nicht herzuleiten, es

erweist sich als unabhängig vom Ausgangsmaterial.

Die Kaoline aus Wiesa und Cunnersdorf sowie die Wiesaer Tone weisen ein ähnliches Ver-

hältnis von TiO2 zu Nb auf (Abb. 71). Eine Bindung des Nb an den Anatas der Proben ist

hieraus abzuleiten. Wiederum ist das Elementverhältnis nicht auf einen spezifischen Aus-

gangskaolin zurückzuführen.

Abb. 71: Streudiagramm TiO2/Nb für die Kaoline und Tone der Lagerstätten Wiesa (Eigene Daten und Daten

nach Grunge 1999) und Cunnersdorf (Daten nach Krumb 1998)

Die Korrelation der Spurenelemente Ba und Rb mit dem K2O-Gehalt der Wiesaer Kaolin- und

Tonproben ist ein Hinweis auf die Bindung der Elemente an den Illit/Muskovit der Proben

(Abb. 72, 73).

Abb. 72: Streudiagramm K2O/Ba für die Kaoline und Tone der Lagerstätten Wiesa (Eigene Daten und Daten

nach Grunge 1999) und Cunnersdorf (Daten nach Krumb 1998)

Das Verhältnis der Elemente K, Rb und Ba (Abb. 72-74) weist darauf hin, dass der Il-

lit/Muskovit der Tone dem Lausitzer Granodiorit-Kaolin entstammt. Das Element-Verhältnis

in den Cunnersdorfer Grauwacken-Kaolinproben weist eine weit höhere Streuung auf.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

130

Abb. 73: Streudiagramm K2O/Rb für die Kaoline und Tone der Lagerstätten Wiesa (Eigene Daten und Daten

nach Grunge 1999) und Cunnersdorf (Daten nach Krumb 1998)

Abb. 74: Streudiagramm Ba/Rb für die Kaoline und Tone der Lagerstätten Wiesa (Eigene Daten und Daten nach

Grunge 1999) und Cunnersdorf (Daten nach Krumb 1998)

Ein weiteres Indiz für die überwiegende Herkunft des detritischen Materials der Wiesaer Tone

aus Lausitzer Granodiorit-Kaolin ist das Cr/V-Verhältnis (Abb. 75). Während die Cunners-

dorfer Kaoline eine höhere Streubreite aufweisen, ist das Verhältnis der Elemente in den

Gesamtproben des Wiesaer Tons und des Wiesaer Kaolins nahezu identisch. Wie bereits in

den Tonen von Guttau zu beobachten, nimmt der V-Gehalt in der Korngrößenfraktion <2 µm

der Tone gegenüber der Gesamtprobe deutlich zu. Der Cr-Gehalt nimmt hingegen in gerin-

gem Maße ab. Möglicherweise verändert sich das Cr/V-Verhältnis der Tonminerale in der

Feinfraktion. Zudem ist zu vermuten, dass die Cr- und V-Gehalte der Proben auch von der

Konzentration akzessorischer Fe-Phasen abhängig sind. Da der Cr-Gehalt der Feinfraktion des

Wiesaer Kaolins unterhalb der Nachweisgrenze liegt, kann über das Cr/V-Verhältnis keine

Aussage getroffen werden.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

131

Abb. 75: Streudiagramm Cr/V für die Kaoline und Tone der Lagerstätten Wiesa (Eigene Daten und Daten nach

Grunge 1999) und Cunnersdorf (Daten nach Krumb 1998)

Das Ce/Nd-Verhältnis deutet darauf hin, dass die Cunnersdorfer Kaoline durchschnittlich Nd-

reicher sind als die Wiesaer Kaoline und Tone. Somit ist davon auszugehen, dass andere SEE-

Minerale in den Cunnersdorfer Kaolinen vorliegen, als in den Kaolinen und Tonen von Wie-

sa. Da Ce und Nd in den Tonen meist an SEE-Phosphate gebunden sind, wurden sie

gemeinsam mit diesen umgelagert. Das ähnliche Ce/Nd-Verhältnis der Wiesaer Kaoline und

Tone (R²=0,837) weist deutlich auf eine Herkunft der Phosphate aus Lausitzer Granodiorit-

Kaolin hin (Abb. 76).

Abb. 76: Streudiagramm Ce/Nd für die Kaoline und Tone der Lagerstätten Wiesa (Eigene Daten und Daten nach

Grunge 1999) und Cunnersdorf (Daten nach Krumb 1998)

Die chemische Zusammensetzung der Wiesaer Tone ist eher mit der Herkunft der Minerale

aus Lausitzer Granodiorit-Kaolinen vereinbar. Eine Beimischung vor allem der Schlufffrakti-

on des Grauwacken-Kaolins ist jedoch wahrscheinlich.

Neben der Analyse ausgewählter Elementpaare wurde das An- und Abreicherungsverhalten

der chemischen Elemente der Wiesaer Tone im Zuge des Umlagerungsprozesses durch Nor-

mierung der Werte auf Wiesaer Granodiorit-, bzw. Cunnersdorfer Grauwacken-Kaolin

bestimmt (Tab. 57).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

132

Da die Wiesaer Tone schlecht sortiert und quarzreich sind, erfolgte in den Tonen keine we-

sentliche Verringerung der SiO2-Konzentration. Die Tonminerale wurden im Zuge des

Umlagerungsprozesses nur in geringem Maße angereichert. Fe wurde zum Teil sekundär in

den Tonen fixiert. Während ein großer Teil der chemischen Elemente in Bezug auf den Cun-

nersdorfer Kaolin eine Abnahme aufweisen, sind sie in Bezug auf den Wiesaer Kaolin

angereichert (Tab. 57). Aus der Analyse der Wetroer und Guttauer Tone geht hervor, dass im

Zuge der Umlagerung im Allgemeinen eine Anreicherung der meisten chemischen Kompo-

nenten in den Tonen erfolgt. Daher weist die Anreicherungstendenz der Elemente des Wiesaer

Tons im Vergleich mit dem Wiesaer Granodiorit-Kaolin darauf hin, dass der Ton verstärkt

dem Lausitzer Granodiorit-Kaolin entstammt und Material des Lausitzer Grauwacken-Kaolins

in weit geringerem Maße in die Tone gelangte (Tab. 57). Die variable Zusammensetzung der

Kaoline von Wiesa und Cunnersdorf macht es jedoch unmöglich, die Herkunft der meisten

Komponenten der Wiesaer Tone sicher einem der Ausgangskaoline zuzuordnen.

Tab. 57: An- und Abreicherungsverhalten der chemischen Elemente der Tonlagerstätte Wiesa normiert auf Cun-

nersdorfer Grauwacken-Kaolin, bzw. Wiesaer Granodiorit-Kaolin

Kaolin Cunnersdorf Gesamtproben

Kaolin Wiesa

Gesamtproben

Kaolin Wiesa

<2 µm

Wiesa

Ton

Wiesa Ton

(Grunge 1999)

Wiesa

Ton

Wiesa Ton

(Grunge 1999)

Wiesa

Ton

SiO2 1,10 1,11 1,12 1,13 1,06

Al2O3 1,09 1,00 0,78 0,71 0,94

Fe2O3 0,15 0,18 1,27 1,52 1,26

MgO 0,38 0,24 4,08 2,64 5,28

CaO 1,37 1,08 2,80 2,20 0,95

Na2O 2,73 0,13 20,33 1,00 0,52

K2O 0,75 0,71 11,76 11,10 6,16

TiO2 1,47 1,37 1,44 1,33 0,45

P2O5 0,05 0,05 0,50 0,50 0,46

As 1,00 1,92 1,00 1,92 1,00

Ba 1,08 1,02 8,19 7,73 4,27

Bi 5,80 0,27 1,39 0,07 1,03

Ce 0,46 0,69 2,79 4,23 0,72

Co 0,35 0,14 1,00 0,40 3,70

Cr 0,06 1,09 0,23 4,00 9,56

Cu 1,00 5,36 1,00 5,36 1,00

Ga 1,03 1,04 0,89 0,91 0,91

Hf 1,31 1,28 1,03 1,01 1,66

La 0,13 0,22 1,00 1,62 0,51

Mo 2,10 3,98 2,10 3,98 0,88

Nb 1,16 1,26 1,44 1,55 0,40

Nd 0,29 0,42 2,90 4,26 0,78

Ni 0,73 0,73 2,70 2,70 3,32

Pb 0,38 0,57 1,00 1,51 0,39

Pr 0,31 0,19 1,60 1,00 0,61

Rb 0,53 0,50 4,29 4,07 2,48

Sc 0,48 0,24 1,00 0,50 2,64

Sm 1,00 1,00 1,00 1,00 0,90

Sr 0,91 0,71 2,05 1,59 1,30

Th 0,63 0,63 1,00 1,00 0,37

V 0,88 0,95 2,51 2,68 1,53

Y 0,40 0,51 0,92 1,19 3,72

Zn 0,12 0,33 1,00 2,74 1,39

Zr 1,15 1,28 1,04 1,15 5,7

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

133

4.5.4 Zusammenfassung

Die Entstehung des Wiesaer Tons ist in Abbildung 77 schematisch zusammengefasst.

• Die Zusammensetzung des Wiesaer Tons kann auf die hydraulische Klassierung des

Lausitzer Granodiorit-Kaolins und untergeordnet des Lausitzer Grauwacken-Kaolins

zurückgeführt werden. Grobkörnige Komponenten wurden klassiert und feinkörnige

Tonminerale der Tonfraktion sowie Quarz der Schlufffraktion angereichert. Die nahe-

zu identische Kristallinität des Kaolinits der Korngrößenfraktion <2 µm und das

gleichartige K2O/Ba/Rb-Verhältnis weist darauf hin, dass die Tonminerale überwie-

gend den Lausitzer Granodiorit-Kaolinen entstammen.

• Eine Umlagerung von Anatas erfolgte in den Wiesaer Tonen ebenso wie in den

Wetroer und Guttauer Tonen. Fe-Oxide wurden vermutlich lokal und in geringen

Mengen zugeführt.

• Die Umlagerung der Tone erfolgte kurzstreckig. Dies ist aus der im Gegensatz zu den

Tonen von Wetro und Guttau schlechteren Sortierung der Tone zu schließen. Mit der

Umlagerung der Tonminerale erfolgte der Eintrag von Spurenelementen, die entweder

Hauptelemente der Tonminerale substituieren oder sorptiv an die Tonmineraloberflä-

chen gebunden sind. Hierzu gehören die Spurenelemente Ga, Ba, Rb und Sr sowie die

Metalle Cr, V, Ni, Pb und Zn. Eine genauere Zuordnung ist aufgrund der unterschied-

lichen Quellen des Tons nicht möglich.

• Die Zu- bzw. Abfuhr des Fe kann in Wiesa nicht abschließend geklärt werden. Das

mobile Verhalten des Fe in der Lagerstätte kann sowohl auf die lokale sekundäre Blei-

chung der Tone hinweisen, als auch die Zufuhr von Fe-reichen Lösungen aus den

hangenden Torfmooren bedeuten. Aufgrund der gut erhaltenen organischen Reste in

den Tonen ist von reduzierenden Bedingungen und neben der Bindung an Tonminera-

le von einer bevorzugten sulfidischen Fixierung des Fe auszugehen. Eine

untergeordnete lokale oxidische Bindung des Fe ist jedoch in den grobklastischen Ab-

folgen nicht auszuschließen.

• Allochthones organisches Material der Bodenhorizonte der Verwitterungskruste wurde

gemeinsam mit den anorganischen Komponenten in den Tonen gebunden. Die Fixie-

rung kurzstreckig umgelagerter parautochthoner organischer Komponenten ist in den

oberen Partien der Lagerstätte wahrscheinlich.

• Die Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite der Korngrößenfraktion <2 µm der Wie-

saer Tone ist gegenüber denen des Wiesaer Kaolins deutlich erhöht. Die Werte sind

ähnlich wie in den Wetroer und Guttauer Tonen. Dies könnte darauf hinweisen, dass

neben tieferen Zonen der Verwitterungskruste auch Bodenhorizonte umgelagert wur-

den.

• Diagenetische Prozesse sind durch die Inkohlung der organischen Substanz der Wie-

saer Tone nachweisbar. Der Inkohlungsgrad entspricht dem Weichbraunkohlestadium.

• Es gibt, bis auf eine geringe Kompaktion des Tonsediments, keine Hinweise auf dia-

genetische Prozesse, die anorganische Komponenten betroffen haben.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

134

Abb. 77: Genese des Wiesaer Tons

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

135

4.6 Roßbacher Kaolinton

Aus den Ergebnissen der Analytik geht hervor, dass die drei bei der Probenahme unterschie-

denen Roßbacher Tone und der Kohleton zwei Gruppen ähnlicher Zusammensetzung

zugeordnet werden können (vgl. Abb. 34). Die erste Gruppe bilden die Roßbacher Tone 1 und

3, die zweite der Kohleton gemeinsam mit dem Roßbacher Ton 2.

4.6.1 Granulometrische Zusammensetzung

Die Tone besitzen ein Maximum im Bereich der Korngrößenfraktion <2 µm (Abb. 78).

Abb. 78: Korngrößenverteilung der Roßbacher Tone (Ton 1 und 3 n=20 / Kohleton und Ton 2 n=4)

Der Ton 2 und der Kohleton sind deutlich feinkörniger als die Tone 1 und 3. Diese sind

schluffreich und enthalten ca. 50 % Komponenten, die eine Korngröße >2 µm besitzen.

Der zwischen Ton 1 und dem Kohleton befindliche Schluff besteht zu 82 % aus Korngrößen

zwischen 2 und 63 µm. Er enthält nur geringe Anteile der Korngrößenfraktion >63 µm (ca. 8

%) und der Fraktion <2 µm (ca. 10 %).

4.6.2 Mineralogische Zusammensetzung

Die Roßbacher Tone bestehen aus Quarz, den Tonmineralen Kaolinit, Illit/Muskovit und ei-

nem Illit-Smektit-Wechsellagerungsmineral, das zu 70 bis 80 % aus Illit und zu 20 bis 30 %

aus Smektit besteht (Tab. 58). Die Analyse der Zusammensetzung des Mixed-Layer-Minerals

wurde nach Moore & Reynolds (1989) durchgeführt. Im Roßbacher Kohleton konnten zudem

geringe Mengen eines Smektits nachgewiesen werden. In einer Schluffprobe befindet sich

neben Anatas auch Rutil. Pyrit tritt sehr selten auf. Eine geringe Anzahl rötlich-brauner Ver-

färbungen in den Tonen weisen auf die Oxidation des Pyrits hin. In einigen Tonen sind des

Weiteren bis mehrere Zentimeter große faserige Braunkohleholzrelikte unregelmäßig in den

Tonen verteilt. Stedingk et al. (2005) beschreiben eine Probe in den Roßbacher Tonen, in der

Feldspatreste in der Größenordnung von ca. 1 % analysiert wurden. In der vorliegenden Un-

tersuchung wurde in keiner der Proben Feldspat nachgewiesen.

Da die Roßbacher Proben Illit/Muskovit und Illit/Smektit-Mixed-Layer-Minerale enthalten,

ist nicht zu entscheiden, welcher Anteil des K dem jeweiligen Mineral zuzuordnen ist. Um die

Zusammensetzung trotzdem aus der chemischen Analyse berechnen zu können, wurde der

durchschnittliche Gehalt des aus der Röntgendiffraktometrie ermittelten Wertes des Mixed-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

136

Layer-Minerals als Basis genommen, auf dessen Grundlage die weiteren Minerale der Ge-

samtproben berechnet werden konnten. Für die Korngrößenfraktion <2 µm wurden die

Anteile der Tonminerale ausschließlich über die Röntgendiffraktometrie bestimmt. Die Be-

rechnung der Restgehalte an Quarz, Anatas und Fe-Minerale erfolgte anschließend aus den

chemischen Analysedaten der Röntgenfluoreszenzanalyse. Nach Auswertung und Abgleich

der Ergebnisse erscheint diese Vorgehensweise für die Berechnung der mineralogischen Zu-

sammensetzung der Roßbacher Proben als vertretbar und sinnvoll.

Tab. 58: Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben und der Fraktion <2 µm der Tone von Roßbach

(gemessene Werte ohne Berücksichtigung der Ti- und Fe-Phasen).

Roßbach Tone 1 und 3 (n=22) Roßbach Kohleton und Ton 2 (n=4)

Gesamtproben Fraktion <2 µm Gesamtproben Fraktion <2 µm

berechnet

(XRF)

gemessen

(XRD)

gemessen

(XRD)

berechnet

(XRF)

gemessen

(XRD)

gemessen

(XRD)

Kaolinit % 29,8 (5,1) 29,4 (7,8) 68,1 (6,7) 46 (3,6) 51,4 (5,7) 67,9 (2,7)

Illit/Muskovit % 13,2 (2,7) 15,5 (3) 27,3 (6,6) 20,8 (4) 18,4 (2,5) 22,9 (4,1)

I/Sm-

Mixed-Layer

3 (0,9)

4,6 (2,2) <5 6,4 (1,4) 6,4 (3,2)

Smektit % - - - - <5 4,3 (n=2)

Quarz

50,5 (7,4)

52,2 (8,2)

ca. 1

(berechnet) 21,3 (2,1) 23,9 (4,6)

(berechnet)

Pyrit/Markasit

ca. 0,5

- max. 1

(berechnet) ca. 0,5 -

max. 1

(berechnet)

Anatas/Rutil

ca. 1

- max. 1

(berechnet) ca. 1 -

max. 1

(berechnet)

Rest (Corg) % <2 - - 7,5 (7,2) - -

Quarz dominiert mit einem Anteil von >50 % die Zusammensetzung der Tone 1 und 3. Der

Kaolinitgehalt liegt bei ca. 30 % und der Illit/Muskovit-Anteil bei ca. 15 %. Das Illit/Smektit-

Wechsellagerungsmineral ist mit weniger als 5 % in den Proben enthalten (Tab. 58).

Kaolinit ist das Hauptmineral des Ton 2 und des Kohletons. Diese Tone sind damit deutlich

kaolinitreicher und quarzärmer als die Tone 1 und 3 (Tab. 58). Neben Kaolinit enthalten sie

ca. 18 bis 20 % Illit/Muskovit und 5 bis 7,5 % Illit/Smektit-Mixed-Layer-Minerale. Der Koh-

leton enthält zusätzlich Anteile eines Smektits, dessen Gehalt in der Gesamtprobe analytisch

unterhalb der Nachweisgrenze liegt. Der Ton 2 und die Kohletone weisen infolge der Kohle-

führung der Proben erhöhte Restgehalte auf (Tab. 58).

Abb. 79: Quarz der Korngrößenfraktion >63 µm des Ton 1 der Lagerstätte Roßbach (Lange Bildkante 1,8 mm/

gekreuzte Polarisatoren/ Dünnschliff)

Die Konzentrationen des Anatas und der Fe-Minerale (max. 1 %) sind in allen Roßbacher

Tonproben im Vergleich zu den Lausitzer Kaolintonen sehr gering (Tab. 58). Das Fe ist ü-

berwiegend an die Tonminerale gebunden. In den organikreichen Proben des Ton 2 und im

Kohleton dürfte das Fe zunehmend sulfidisch fixiert sein.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

137

In der Fraktion <2 µm dominieren die Tonminerale die Zusammensetzung (Tab. 58). Der

Quarzgehalt liegt im Bereich der Nachweisgrenze. Die Korngrößenfraktion <2 µm aller Roß-

bacher Tone weist eine nahezu identische Zusammensetzung auf. Eine gemeinsame Herkunft

des Detritus kann hieraus abgeleitet werden.

Die qualitative Zusammensetzung der Fraktion >63 µm wurde exemplarisch anhand von

Dünnschliffen dreier Proben der Tone 1 und 3 untersucht. Die Zusammensetzung der Proben

wird dominiert durch Quarz. Die Korngröße des Quarz reicht bis max. 0,5 mm, sie ist jedoch

sehr variabel. Die Quarze sind eckig bis rund, meist jedoch eckig bis kantengerundet (Abb.

79). Als akzessorische Minerale treten in der Grobfraktion Zirkon und Rutil auf. Organische

Komponenten sind nur selten vertreten.

4.6.3 Chemische Zusammensetzung

Die Hauptelemente der Tone 1 und 3 zeigen bis auf das SiO2 der Gesamtproben eine sehr

geringe Streuung (Abb. 80).

Abb. 80: Chemische Zusammensetzung der Roßbacher Tone 1 und 3 (Ges=Gesamtproben, <2=Korngrößenfraktion

<2 µm, n=22)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

138

K2O, Ba und Zr weisen die höchste Streuung auf. Dies ist ein Hinweis darauf, dass die Gehal-

te an Illit/Muskovit und Zirkon in den Proben deutlich variieren können. Die chemischen

Komponenten SiO2, TiO2, Nb, Y und Zr weisen in der Gesamtprobe höhere Gehalte auf, als in

der Korngrößenfraktion <2 µm (Abb. 80). Dies stimmt mit der mikroskopischen Beobachtung

überein, wonach Quarz, Zirkon und Rutil in der Korngrößenfraktion >63 µm angereichert

sind. Eine mitunter deutliche Anreicherung ist demgegenüber für die chemischen Komponen-

ten Al2O3, K2O, Fe2O3, MgO, Ba, Ce, Cr, Ga, Nd, Rb, Sr und V in der Korngrößenfraktion <2

µm zu verzeichnen.

Der Ton 2 und der Kohleton besitzen im Gegensatz zu den Tonen 1 und 3 geringere SiO2- und

Zr-Gehalte. Die Konzentrationen der anderen chemischen Komponenten sind hingegen er-

höht. Die Unterschiede zwischen den Gehalten der Gesamtprobe und der Korngrößenfraktion

<2 µm sind aufgrund der Feinkörnigkeit der Tone weit geringer als in den Tonen 1 und 3

(Abb. 81). Die Streubreite der Werte ist jedoch erhöht. Bemerkenswert ist, dass wiederum

K2O und die Elemente Ba, Rb sowie Sr eine hohe Streubreite aufweisen, ein Hinweis darauf,

dass auch in diesen Tonen Dreischichtsilikate sehr unregelmäßig verteilt sind.

Abb. 81: Chemische Zusammensetzung des Roßbacher Tons 2 und des Kohletons (Ges=Gesamtproben,

<2=Korngrößenfraktion <2 µm, n=4)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

139

Der Glühverlust (L.O.I.) ist in den Kohletonen und im Ton 2 deutlich erhöht (Abb. 81). Der

Kohleton besitzt einen Gesamtkohlenstoffgehalt von ca. 8 %. Die Konzentration ist im Ton 2

deutlich geringer. Dies ist auf die zahlreichen Braunkohlerelikte innerhalb des Kohletons zu-

rückzuführen. Der Kohlenstoffgehalt steigt in der Korngrößenfraktion <2 µm in geringem

Maße an (vgl. Tab. 60). Dies erklärt den erhöhten Glühverlust in der Feinfraktion und mögli-

cherweise auch die hohe Streubreite der organophilen Elemente Cr und V.

Bivariate statistische Analysen weisen auf eine ähnliche Bindung der Elemente hin, wie in

den Oberlausitzer Tonen. Lineare Regressionsrechnungen bestätigen die Bindung des Rb an

K2O und somit an den Illit/Muskovit, bzw. das Mixed-Layer-Mineral der Tone (Tab. 59).

Tab. 59: Lineare Regressionsrechnung für spezifische Elementpaare der Lagerstätte Roßbach (n=26)

Al/Ga Zr/Ti K2O/Rb TiO2/Nb Cr/V

R² R² R² R² R²

Roßbach Ton Gesamt 0,830 0,029 0,932 0,591 0,445

Roßbach Ton <2 µm 0,079 0,462 0,882 0,575 0,808

Wie bereits in einigen Oberlausitzer Tonen zu beobachten, ist eine lineare Beziehung zwi-

schen Al2O3 und Ga für die Gesamtproben und zwischen Cr und V nachzuweisen.

Die Kohlenstoffgehalte der Roßbacher Tone unterscheiden sich sehr deutlich voneinander.

Die Tone 1 und 3 besitzen Gehalte bis max. 0,3 %. Eine geringe Zunahme ist in der

Feinstfraktion zu verzeichnen (Tab. 60). Die Werte des Gesamtkohlenstoffgehalts sind mit 0,1

bis 0,2 % jedoch sehr gering. Sie stimmen mit der Kohlenstoffkonzentration in den Roßbacher

Tonen nach Stedingk et al. (2005) überein. Der Ton 2 und der Kohleton sind aufgrund der

Kohleführung weit kohlenstoffreicher (Tab. 60).

Tab. 60: Gesamtkohlenstoffgehalt ausgewählter Proben der Roßbacher Tone

TC Gesamtprobe TC Probe <2 µm TC Probe >63 µm

Ton 1 + Ton 3 % % %

Ro 16 0,09 0,24 0,17

Ro 29 0,16 0,28

Kohleton + Ton 2

Ro 10 7,96 8,36

Unter dem Raster-Elektronen-Mikroskop (REM) sind in den Proben des Ton 2 und des Koh-

letons Pflanzenreste der Größe <6,3 µm zu beobachten (Abb. 82). Dies stimmt mit der

Beobachtung überein, dass der Kohlenstoffgehalt in den Feinfraktion ansteigt (Tab. 60).

Abb. 82: Pflanzenrest mit poröser Struktur (Bildmitte) sowie Kaolinit im Kohleton der Lagerstätte Roßbach

(REM-Aufnahme)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

140

Die Herkunft der organischen Komponenten ist nicht abschließend zu klären. Die relativ or-

ganik- und kohlearmen Tone 1 und 3 enthalten organisches Material, das mit hoher

Wahrscheinlichkeit allochthonen Ursprungs ist. Die organischen und anorganischen Kompo-

nenten wurden gemeinsam umgelagert. Eine weitere Zufuhr organischen Materials ist aus den

Randzonen der Flüsse und Seen zu erwarten, in denen die Tone zur Ablagerung gelangten.

Die Tone 2 und der Kohleton sind weit kohlereicher. Die Zufuhr von Material aufgearbeiteter

älterer organikreicher Sedimente der tertiären Sedimentabfolge ist zu vermuten, jedoch nicht

zu belegen. Das organische Material der Kohletone ist somit nicht nur allochthonen sondern

vermutlich auch parautochthonen Ursprungs. Hinweise auf autochthone organische Kompo-

nenten in den Tonen existieren nicht.

Neben den oben aufgeführten chemischen Komponenten weisen die Tone Roßbachs nach

Stedingk et al. (2005) auch erhöhte Gehalte an Sulfaten auf. Die Werte reichen von 600

mg/kg Trockensubstanz bis >700 mg/kg Trockensubstanz. In Klebsanden sind demnach bis

ca. 1200 mg Sulfate pro kg Trockensubstanz enthalten. Eigene Untersuchungen wurden nicht

durchgeführt.

4.6.4 Multivariate statistische Analyse

In Tabelle 61 ist das Ergebnis der Faktorenanalyse für 26 Gesamtproben der Tone der Lager-

stätte Roßbach dargestellt.

Tab. 61: Faktorenanalyse der chemischen Zusammensetzung der Gesamtproben der Lagerstätte Roßbach

Komponenten / MSA=0,721 / n=26

Variable Faktor 1 Faktor 2 Faktor 3 Faktor 4

Al2O3 0,884

Ga 0,786

K2O 0,782

MgO 0,894

Ba 0,875

Rb 0,922

Sr 0,625

Fe2O3 0,926

<2 µm 0,738

SiO2 -0,730

Zr -0,898

20-63 µm -0,845

>63 µm -0,739

CaO 0,913

Cr 0,834

V 0,867

L.O.I. 0,907

Ce 0,755

Nd 0,904

Sm 0,910

TiO2 0,939

Nb 0,921

6,3-20 µm 0,599

Eigenwerte 9,427 5,846 2,901 2,715

Varianz (%) 40,986 25,416 12,614 11,806

Kum.Varianz (%) 40,986 66,403 79,016 90,822

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

141

Der prozentuale Anteil der vier unterschiedlichen Korngrößenfraktionen der Tone wurde in

diesem Falle ebenfalls berücksichtigt. Die Faktorenanalyse belegt, dass die Hauptvarianz der

Roßbacher Tonproben (41 %) in ihrer unterschiedlichen Korngrößenzusammensetzung be-

steht (Faktor 1). Die Tone enthalten unterschiedliche Anteile an feinkörnigen Tonmineralen

und grobkörnigem Quarz und Zirkon. Die Einbeziehung der Korngrößenzusammensetzung

der Tone in die Faktorenanalyse verdeutlicht diesen Gegensatz. Alkalien und Erdalkalien so-

wie das Fe sind überwiegend an die Tonminerale gebunden. Das Ga zeigt eine hohe Affinität

zu Al, was auch durch die Regressionsanalyse belegt werden konnte. Die Elemente Si und Zr

dominieren den Korngrößenbereich >20 µm, da hier die Minerale Quarz und Zirkon deutlich

angereichert sind. Sie verhalten sich antagonistisch zur erstgenannten Gruppe, weshalb sie in

Faktor 1 negative Werte besitzen (Tab. 61). Faktor 1 kann somit gesichert als Korngrößen-

oder Klassierungsfaktor bezeichnet werden.

In Faktor 2 sind die chemischen Komponenten CaO, Cr und V zusammengefasst, die bevor-

zugt in den feineren Korngrößen auftreten und an smektitische Tonmineralkomponenten,

möglicherweise an organische Komponenten oder sorptiv an Fe-Oxide gebunden sind. Der

Glühverlust (L.O.I.) ist abhängig von der Konzentration an organischem Kohlenstoff und dem

Tonmineralanteil einer Probe. Daher lädt auch er in Faktor 2 positiv. Der zweite Faktor be-

legt, dass ein Teil der Varianz der Proben durch Unterschiede in den Anteilen an Mixed-

Layer-Mineralen, Smektit- und organischen Komponenten, möglicherweise auch Oxiden her-

vorgerufen wird. In Faktor 2 sind wahrscheinlich die Komponenten gruppiert, die über

pelitischen Detritus und organische Substanzen in den Tonen angereichert wurden. Die Vari-

anz der Proben beruht daher mit hoher Wahrscheinlichkeit wiederum auf der

unterschiedlichen Korngrößenverteilung der Proben und untergeordnet auf der Herkunft des

Materials.

Die Faktoren 3 und 4 sind Schwermineralfaktoren. Sie verdeutlichen den Unterschied der

Proben in Bezug auf den Anteil SEE-Phosphate und Ti-Oxide. Rutil und untergeordnet Ana-

tas sind in der Fraktion 6,3-20 µm bevorzugt angereichert. Das Ti wird durch Nb teilweise

substituiert. Phosphat konnte nicht einzeln ausgewiesen werden, da die Werte in Roßbach

unterhalb der Nachweisgrenze liegen. Faktor 3 kann als SEE-Phosphat- und Faktor 4 als Ana-

tas- und Rutilfaktor bezeichnet werden. Beide Faktoren beruhen auf der Klassierung der

Schwerminerale und belegen die Anreicherung der Minerale in unterschiedlichen Korngrö-

ßenfraktionen. Die Faktoren 3 und 4 beruhen somit auf der hydraulischen Klassierung der

mineralischen Komponenten der Ausgangskaoline.

Aussagen über Buntmetalle sind nicht möglich, da deren Gehalte zu gering sind und sie daher

unterhalb der Nachweisgrenze liegen.

Die Varianz der Roßbacher Tone beruht eindeutig auf der hydraulischen Klassierung der mi-

neralischen Komponenten. Somit sind die Sedimentationsbedingungen maßgeblich

verantwortlich für die quantitative Zusammensetzung dieser Tone. Die Braunkohlerelikte und

die geringen Pyritanteile belegen jedoch die diagenetische Überprägung der Tone nach ihrer

Sedimentation. Eine Faktorenanalyse, beruhend auf der chemischen Analyse der Korngrößen-

fraktion <2 µm der Proben, war nicht möglich, da der Chemismus der Proben in dieser

Fraktion sehr einheitlich ist.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

142

4.7 Vergleich der Roßbacher Tone mit dem Buntsandstein-Kaolin von

Spergau

Nach Valtin & Ullrich (1991) sowie Stedingk et al. (2005) ist der mitteleozäne Ton der La-

gerstätte Roßbach aus dem Detritus eines Buntsandstein-Kaolins entstanden. Die

Paläoflusskarten nach Eissmann (1975) und die Angaben über die Schüttungsrichtung des

klastischen Materials des Geiseltalbeckens im Eozän nach Thomae & Schroeter (1996) wei-

sen darauf hin, dass der Verwitterungsschutt aus östlicher bis südöstlicher Richtung und damit

aus dem Bereich des Unteren bis Mittleren Buntsandstein Sachsen-Anhalts stammt. Somit ist

es naheliegend, den Roßbacher Ton mit den Buntsandstein-Kaolinen der Lagerstätte Spergau

zu vergleichen.

4.7.1 Granulometrie und Mineralogie

Die Kaoline sind weit grobkörniger als die Tone (Tab. 62), daher besitzen sie erhöhte Schluff-

und Sandanteile. Die Roßbacher Tone sind im Vergleich zu den Wetroer und Guttauer Tonen

jedoch sehr schluffreich.

Tab. 62: Vergleich der Korngrößenverteilung der Kaoline der Lagerstätte Spergau mit den Tonen der Lagerstätte

Roßbach

Kaolin Spergau Ton Roßbach

Kaolin 1 Kaolin 2 Ton 1 und 3 Kohleton und Ton 2

>63 µm % 67,3 24,4 5,3 1,1

20–63 µm % 4 9 16,5 1,7

6,3–20 µm % 1,5 15 19,2 3,8

2-6,3 µm % 2,9 13,8 13,8 12,9

<2 µm % 24,3 37,8 45,1 80,6

Die mineralogische Zusammensetzung der Kaoline und Tone ist sehr unterschiedlich (Tab.

63). Die Gesamtproben der Spergauer Kaoline enthalten mehr Quarz, der Kaolinitgehalt ist

jedoch ähnlich. Die Tone besitzen neben Kaolinit erhöhte Anteile Illit/Muskovit und geringe

Konzentrationen eines Illit/Smektit-Mixed-Layer-Minerals. In den Kohletonen ist auch Smek-

tit nachweisbar. Ein großer Teil der Quarzminerale liegt in den Tonen in der Schlufffraktion

vor.

Tab. 63: Vergleich der mineralogischen Zusammensetzung der Gesamtproben und der Fraktion <2 µm der Kao-

line der Lagerstätte Spergau und der Tone der Lagerstätte Roßbach

Kaolin Spergau Ton Roßbach

Kaolin 1 Kaolin 2 Ton 1 und 3 Kohleton und Ton 2

Gesamtprobe

Fraktion

<2 µm Gesamtprobe

Fraktion

<2 µm

Gesamtprobe Fraktion

<2 µm

Gesamtprobe Fraktion

<2 µm

Kaolinit % 22,4 92,6 46 78,8 29,8 68,1 46 67,9

Illit/Muskovit % <3 2 10,8 14,5 13,2 27,3 20,8 22,9

I/Sm-

Mixed-Layer

- - - -

4,6

6,4

Smektit % - - - - - - <5 4,3 (n=2)

Quarz % 75,4 ca. 1 42,8 ca. 1 50,5 <1 21,3 <5

Fe-Minerale

% Goethit

Goethit

ca. 1

Goethit

ca. 0,5

Pyrit

0,5

Pyrit

ca. 1

Pyrit

0,5

Pyrit

ca. 1

Anatas % ca. 0,5 ca. 0,5 ca. 0,5 ca. 1 1 <1 1 <1

Rest (u.a.Corg) % <1 3 <1 4,5 <2 - 7,5 -

Die Korngrößenfraktion <2 µm der Kaoline ist kaolinitreicher als die der Tone. Die Tone sind

hingegen an Dreischichtsilikaten und der Ton 2 und der Kohleton auch an organischen Kom-

ponenten angereichert (Tab. 63). Die Quarz- und Anatas- bzw. Rutilgehalte sind in allen

Gesteinen gleichermaßen gering.

Anatas-Konzentrationen von max. 1 % in Buntsandstein-Kaolinen wurden bereits von Störr

(1983) beschrieben. Der Anatas ist dort in der Schluff- und Tonfraktion angereichert. Glei-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

143

ches gilt für die Fe-Minerale der Kaoline. Nach Störr (1983) ist das Fe in Spergau an die

Tonminerale gebunden, zudem treten in geringem Maße Hämatit und Goethit auf.

Die mineralogische Zusammensetzung der Tone und Kaoline weist darauf hin, dass die Um-

lagerung eines intensiv verwitterten Buntsandstein-Kaolins vom Spergauer Typus nur bedingt

mit der Zusammensetzung der Roßbacher Tone kompatibel ist. Ton- und Schluffsteine der

Thüringer Buntsandsteinfolgen weisen häufig erhöhte Gehalte an Dreischichtsilikaten auf

(vgl. Tab. 29, 39). Aufgrund der bereits bestehenden höheren Degradation der mineralischen

Komponenten dieser pelitischen Abfolgen, unterlagen diese Gesteine während der oberkreta-

zisch-tertiären Verwitterung nur noch einer geringen Degradation. Feldspat verwitterte zu

Kaolinit, die Dreischichtsilikate blieben hingegen weitgehend stabil (Störr 1983). Es ist somit

anzunehmen, dass sich neben Relikten der kaolinitischen Verwitterungskruste der Buntsand-

steine und Arkosesandsteine zusätzlich Verwitterungsdetritus der pelitischen Gesteine der

Thüringer Buntsandsteinfolgen in den Roßbacher Tonen befinden, weshalb sie z.T deutlich

erhöhte Konzentrationen an Smektiten und Illit/Smektit-Mixed-Layer-Mineralen aufweisen.

Die unregelmäßige Verteilung des organischen Materials der Tone weist darauf hin, dass es

überwiegend allochthonen Ursprungs ist. Es wurde gemeinsam mit den anorganischen Kom-

ponenten umgelagert. Die geringen Anteile an Fe-Oxiden wurden nach ihrer Sedimentation

im Zuge der frühen Diagenese unter reduzierenden Bedingungen gelöst und gemeinsam mit

dem Schwefel der Sulfatreduktion in Pyrit fixiert.

Die Herkunft des Sulfats der Tone ist nicht abschließend zu klären. Im Zuge der Pyritverwit-

terung entsteht beispielsweise Sulfat. Da Sulfat nach Stedingk et al. (2005) weit verbreitet ist

und die Tone nur wenig Pyrit enthalten, ist nicht auszuschliessen, dass zusätzlich eine Zufuhr

von Sulfaten aus den Salinaren des Oberen Buntsandsteins in die Roßbacher Tone, in einer

frühen diagenetischen Phase, erfolgt sein könnte.

4.7.2 Morphologie, Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite

Der Kaolinit von Spergau liegt meist blättchenförmig vor. Diese Ausbildungsform wird im

angloamerikanischen Raum als „flakes“ bezeichnet. Diese „flakes“ sind pseudohexagonal,

häufig jedoch auch unregelmäßig begrenzt. Die Korngröße der Kaolinite ist häufig geringer

als 2 µm (Abb. 83a).

Nach Henning (1975) liegt das Korngrößenmaximum des Kaolinits von Spergau im Bereich

<0,4 µm. In ungestörten Proben ummantelt der Kaolinit Quarz, bzw. füllt die Porenräume

zwischen den Quarzen aus (vgl. auch Störr 1983).

Abb. 83a (links) und b (rechts): REM-Aufnahme des Kaolinits der Kaolinlagerstätte Spergau (links) und des

Kaolinits des Tons von Roßbach (rechts)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

144

Die REM-Analyse des Kaolinits der Roßbacher Tone beweist, dass er ebenfalls blättchenför-

mig ausgebildet ist. Die Kristalle sind unregelmäßig begrenzt, in seltenen Fällen ist eine

regelmäßige Begrenzung und eine pseudohexagonale Form zu beobachten. Die Kaolinite sind

sehr feinkörnig, häufig kleiner als 1 µm und selten grobkörniger als 6,3 µm (Abb. 83b). Die

Kaolinite sind parallel zu ihrer Basis verwachsen und bilden gröbere Aggregate. Die REM-

Aufnahmen belegen, dass die Kaolinite des Buntsandstein-Kaolins und des Roßbacher Tons

ähnlich ausgebildet sind.

Neben der Morphologie wurde die Kristallinität des Kaolinits der Korngrößenfraktion <2 µm

der Kaoline und Tone untersucht. Die Kristallinität des Kaolinits der beiden Spergauer Kaoli-

ne weist keinen bedeutenden Unterschied auf (Tab. 64). Die durchschnittliche

Halbwertsbreite des Kaolinits des Kaoline liegt bei 0,45 bzw. 0,43°2Theta. Die Halbwerts-

breite des Kaolinits der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone von Roßbach liegt recht

einheitlich bei Werten zwischen 0,47 und 0,5°2Theta (Tab. 64). Damit ist er nur wenig stärker

strukturell fehlgeordnet als der Kaolinit des Kaolins. Die prozentuale Standardabweichung der

Halbwertsbreite der Kaolinite des Kaolin 1 ist gegenüber den Tonen deutlich erhöht. Die Kao-

linite der Roßbacher Schluffprobe besitzen eine Halbwertsbreite, die mit denen der Kaolinite

der Tone nahezu identisch ist (Tab. 64). Daraus ist zu schließen, dass sie einer gemeinsamen

Quelle entstammen. Bei Behandlung der Kaolinite der Korngrößenfraktion <2 µm mit DMSO

weiten zwischen 77 und 100 % der Kaolinite der Kaoline und Tone auf. Die Kaolinite dieser

Korngrößenfraktion sind damit sowohl in den Kaolinen als auch in den Tonen sehr reaktiv

und weisen nur eine geringe Einlagerungsfehlordnung auf (Tab. 64). Die Einlagerungsfehl-

ordnung der Kaolinite der Tone ist jedoch etwas größer als die der Kaoline. Die

Standardabweichung ist mit 7 bis 8 % für Tone sehr gering.

Tab. 64: Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits der Korngrößenfraktion <2 µm der Kaoline

der Lagerstätte Spergau und der Tone der Lagerstätte Roßbach

Kaolin Spergau Ton Roßbach

Kaolin 1

(n=7)

Kaolin 2

(n=2)

Ton 1 und 3

(n=18)

Kohleton und Ton 2

(n=3)

Kristallinität

(Halbwertsbreite)

°2Theta 0,45 (0,05) 0,43(0,02) 0,48 (0,02) 0,47 (0,01)

Einlagerungsfehlordnung

(Aufweitung mit DMSO)

93,49 (5,8)

97,4 (0,5)

(n=16)

77,6 (5,8)

(n=2)

81,51 (1,8)

Sowohl die Morphologie als auch die Kristallinität des Kaolinits der Fraktion <2 µm der

Buntsandstein-Kaoline und der Roßbacher Tone ist nahezu identisch. Der im Vergleich zu

den Lausitzer Kaolintonen sehr geringe Grad der Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite der

Roßbacher Tone ist möglicherweise darauf zurückzuführen, dass vorwiegend tiefere Zonen

der kaolinitischen Verwitterungskruste umgelagert wurden (vgl. Kap. 5.2.2).

4.7.3 Chemie

Das Verhältnis von Al2O3 zu Ga ist in den Spergauer Proben gegenüber den Roßbacher Tonen

erhöht. Die Unterschiede beruhen auf der unterschiedlichen tonmineralogischen Zusammen-

setzung der Proben.

Während die Bindung des Ga an Al2O3 bzw. an den Kaolinit der Gesamtproben nachzuvoll-

ziehen ist, ist der Ga-Gehalt bei etwa konstanten Al-Gehalten in der Feinfraktion der Proben

erhöht (Abb. 84). Möglicherweise befinden sich akzessorische Minerale in der Feinfraktion,

die zu einer Anreicherung des Ga beitragen.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

145

Abb. 84: Streudiagramm Al2O3/Ga für die Tone der Lagerstätte Roßbach und die Kaoline der Lagerstätte Sper-

gau (Ges=Gesamtproben)

Der Rb-Gehalt des Spergauer Kaolin 2 und des Roßbacher Tons korreliert eindeutig mit dem

K2O-Gehalt der Proben und dies unabhängig von der Korngrößenfraktion. Dies weist wieder-

um auf die Bindung des Rb an Illit/Muskovit hin. Unterschiede zwischen Kaolinen und Tonen

bestehen nicht (Abb. 85). Wegen des geringen Rb-Gehalts des Spergauer Kaolin 1 ist dieser

im Diagramm nicht verzeichnet.

Abb. 85: Streudiagramm K2O/Rb für die Tone der Lagerstätte Roßbach und den Kaolin 2 der Lagerstätte Sper-

gau (Ges=Gesamtproben)

Das TiO2/Nb-Verhältnis der Roßbacher Tone ist aus dem Spergauer Kaolin 2 abzuleiten. Eine

bevorzugte Bindung des Nb an TiO2 ist sehr wahrscheinlich Die Nb-Konzentrationen der Ge-

samtproben des Spergauer Kaolin 1 sind so gering, dass nur die Werte des Kaolin 2 in die

Grafik eingefügt werden konnten. Die Kaoline weisen in der Fraktion <2 µm höhere TiO2 und

variablere Nb-Konzentrationen auf. Möglicherweise ist das Ti in Spergau nicht bevorzugt an

Anatas, sondern zu einem großen Teil an die Tonminerale gebunden, weshalb sich in der

Feinfraktion das Ti/Nb-Verhältnis ändert. In den Tonen überwiegt hingegen die Bindung bei-

der Elemente an Rutil und Anatas, wobei die Konzentration in den Gesamtproben höher ist als

in der Fraktion <2 µm (Abb. 86). Dies weist auf die bevorzugte Anreicherung der Ti-Oxide in

der Schlufffraktion der Roßbacher Tone hin.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

146

Abb. 86: Streudiagramm TiO2/Nb für die Tone der Lagerstätte Roßbach und den Kaolin 2 der Lagerstätte Sper-

gau (Ges=Gesamtproben)

Abb. 87: Streudiagramm Cr/V für die Tone der Lagerstätte Roßbach und die Kaoline der Lagerstätte Spergau

(Ges=Gesamtproben)

Das Cr/V-Verhältnis ist in den Kaolinen und Tonen relativ einheitlich. Während in den Kao-

linen eine Abnahme der Cr- und V-Gehalte in der Korngrößenfraktion <2 µm zu verzeichnen

ist, nimmt die Konzentration beider Elemente in den Tonen und speziell in der Korngrößen-

fraktion <2 µm zu. Ein bevorzugter Eintrag der Elemente über Tonminerale, möglicherweise

auch über organische Substanzen und Fe-Oxide, ist aufgrund der Faktorenanalyse zu vermu-

ten (Abb. 87).

Das An- und Abreicherungsverhalten der chemischen Elemente im Zuge der Umlagerung

wurde durch Normierung der Werte der Roßbacher Tone auf die der Spergauer Kaoline ana-

lysiert. Die Koeffizienten können der Tabelle 65 entnommen werden.

Illit/Smektit-Mixed-Layer-Minerale entstammen mit hoher Wahrscheinlichkeit den peliti-

schen Gesteinen des Thüringer Buntsandsteins. Somit ist anzunehmen, dass in Roßbach

Anteile sehr feiner pelitischer Abfolgen des Thüringer Buntsandsteins umgelagert wurden, die

im Spergauer Kaolin nicht oder nur in geringen Anteilen vorhanden sind. Aus diesem Grunde

ist eine bedeutende Zunahme derjenigen Elemente in den Tonen zu verzeichnen, die an Drei-

schichtsilikate gebunden sind, so z.B. Fe2O3, K2O, CaO, MgO, Ba, Rb und Sr.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

147

Eine Zunahme der Cr- und V-Konzentration sowie des Zn in der Korngrößenfraktion <2 µm

der Roßbacher Tone ist ebenfalls zu verzeichnen. Vermutlich gelangten diese Elemente sorp-

tiv an Tonminerale gebunden in die Tone. Eine wesentliche Anreicherung der metallischen

Komponenten Pb, Cu, Co und Ni erfolgte nicht.

Eine Abreicherung weist das SiO2 in den Gesamtproben auf. Dies ist auf den hydraulischen

Klassierungseffekt zurückzuführen. Ti, Zr, und SE-Elemente weisen je nach Ausgangskao-

lin und Korngröße sehr unterschiedliche An- und Abreicherungstendenzen auf, die auf

unterschiedliche Gehalte an Rutil, Anatas, Zirkon und SEE-Phosphate zurückzuführen sind.

Trotz der Unterschiede zwischen der Zusammensetzung der Spergauer Kaoline und der Roß-

bacher Tone stimmt die An- und Abreicherungstendenz der Elemente der Tone recht gut mit

den Ergebnissen aus der Faktorenanalyse überein. Der Klassierungsprozess eliminierte groben

Quarz und einen Teil der Schwerminerale. Die Tonminerale, Anatas sowie Rutil und Quarz

der Schlufffraktion reicherten sich an. Der geringere Grad der Sortierung der Tone 1 und 3 im

Vergleich mit dem Ton 2 und dem Kohleton führt durchschnittlich zu geringeren Koeffizien-

ten (Tab. 65).

Spurenelemente wie Ba, Rb, Sr, Ga, Cr und V sind an die Tonminerale gebunden und wurden

mit diesen umgelagert. Eine wesentliche Fixierung von Metallen (Co, Ni, Pb, Cu), beispiels-

weise durch Reduktionsprozesse, ist in den Tonen bis auf geringe Fe-Mengen nicht

festzustellen. Das Zn wurde mit den Tonmineralen in die Tone umgelagert.

Tab. 65: An- und Abreicherungsverhalten der chemischen Elemente der Tone von Roßbach, normiert auf Sper-

gauer Kaolin (Spergau 1: grober Kaolin/ Spergau 2: feiner Kaolin)

Kaolin Spergau 1 Gesamt Kaolin Spergau 2 Gesamt Kaolin Spergau 1 <2 µm Kaolin Spergau 2 <2 µm

Roßbach

Ton 1+3

Roßbach

Ton 2

Roßbach

Ton 1+3

Roßbach Ton

1+3

Roßbach

Ton 2

Roßbach Ton

1+3

Roßbach

Ton 2

SiO2 0,88 0,66 1,07 0,81 1,10 1,05 1,11 1,06

Al2O3 1,69 2,65 0,78 1,22 0,84 0,76 0,88 0,79

Fe2O3 4,52 6,20 1,43 1,96 2,27 1,84 1,57 1,27

MgO 2,29 3,81 1,31 2,18 2,35 2,35 1,74 1,74

CaO 3,93 9,85 1,64 4,10 2,00 2,91 1,90 2,77

Na2O 0,10 0,10 0,10 0,10 0,95 0,68 1,46 1,03

K2O 48,64 71,83 1,60 2,37 16,78 15,80 1,97 1,86

TiO2 8,95 8,86 1,82 1,80 5,00 5,63 0,97 1,09

P2O5 1,00 1,00 0,22 0,22 0,80 0,53 1,04 0,70

As 5,81 5,58 3,49 3,35 0,39 0,39 0,17 0,17

Ba 11,86 16,65 1,55 2,17 5,01 5,38 1,22 1,31

Bi 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00

Ce 4,55 5,58 0,56 0,69 1,04 1,39 0,38 0,51

Co 2,00 2,00 1,00 1,00 1,00 0,50 1,00 0,50

Cr 6,75 8,85 1,52 1,99 3,06 3,43 1,56 1,75

Cu 2,00 2,00 1,00 1,00 1,00 1,00 0,50 0,50

Ga 2,86 4,88 1,10 1,88 1,44 1,43 1,19 1,18

Hf 3,18 2,67 3,18 2,67 1,00 1,00 1,00 1,00

La 2,23 3,34 0,57 0,86 3,42 3,25 0,36 0,34

Mo 1,00 2,00 1,00 2,00 1,00 1,00 1,00 1,00

Nb 9,14 8,33 3,05 2,78 6,36 6,25 1,82 1,79

Nd 1,94 2,33 0,59 0,71 0,95 1,06 0,40 0,45

Ni 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00

Pb 1,00 2,85 0,16 0,44 0,32 0,34 0,17 0,18

Pr 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 0,26 0,26

Rb 5,73 8,15 2,07 2,95 10,22 8,93 2,49 2,18

Sc 2,00 2,00 1,00 1,00 1,00 1,88 1,00 1,88

Sm 2,42 2,67 0,73 0,80 0,99 0,93 0,44 0,41

Sr 3,33 5,12 0,44 0,68 1,19 1,23 0,28 0,29

Th 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00 1,00

V 4,57 7,99 1,53 2,67 3,43 3,84 1,66 1,86

Y 6,74 7,80 1,60 1,86 4,91 6,95 0,98 1,39

Zn 2,00 2,00 1,00 1,00 3,35 2,28 3,35 2,28

Zr 1,58 0,87 1,20 0,67 2,8 3,1 1,2 1,2

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

148

Das Fe ist überwiegend an die Tonminerale gebunden, Fe-Oxide wurden kaum umgelagert. Ti

und Nb sind an Rutil und untergeordnet an Anatas gebunden. Eine bedeutende Anreicherung

dieser Elemente, vor allem in der Schlufffraktion der Tone, ist zu beobachten. Auf diageneti-

sche Prozesse weisen die Braunkohlenholzrelikte der Tone hin. Der Inkohlungsgrad entspricht

dem Weichbraunkohlestadium.

Die mineralogische und chemische Zusammensetzung der Roßbacher Tone ist eindeutig

durch die Korngrößenverteilung bestimmt und beruht auf der hydraulischen Klassierung der

Komponenten. Somit könnte man versuchen, nach einer umfassenden Kalibrierung, die mine-

ralogisch-chemische Zusammensetzung der Tonproben über die Korngrößenverteilung zu

bestimmen. Möglicherweise sind hierdurch sogar die Gehalte akzessorischer Minerale in aus-

reichender Genauigkeit zu ermitteln.

4.7.4 Zusammenfassung

Die Schlussfolgerungen zur Genese der Roßbacher Tone sind in Abbildung 88 schematisch

zusammengefasst.

• Die Roßbacher Tone sind aus klastischen Buntsandstein-Kaolinen hervorgegangen.

Neben Derivaten einer psammitischen Verwitterungskruste enthalten die Tone ver-

mutlich auch Verwitterungsreste pelitischer Gesteine.

• Die variable Zusammensetzung der Roßbacher Tone ist auf eine hydraulische Klassie-

rung des Materials der Verwitterungskruste zurückzuführen, die in unterschiedlichem

Maße wirksam gewesen ist. Quarz und ein großer Teil der Schwerminerale wurde im

Ton 2 und im Kohleton effektiv von den feinkörnigen Tonmineralen getrennt und die

Tonminerale angereichert. Die Tone 1 und 3 sind schlechter klassiert und daher erheb-

lich schluffreicher, quarzreicher und tonärmer. Die Zufuhr eines Teils der

Dreischichtsilikate erfolgte wahrscheinlich durch Klassierung des Detritus der peliti-

schen Gesteine des Thüringer Buntsandsteins. Mit den Tonmineralen wurden die

Spurenelemente Ba, Rb, Sr, Cr, V, Ga und Zn in die Tone eingetragen. Eine Affinität

des Nb zu Ti ist zu beobachten.

• Die Roßbacher Tone enthalten sehr geringe Mengen an Fe und Ti. Die geringen Fe-

und Ti-Gehalte der Spergauer Kaoline weisen darauf hin, dass nur wenige Fe- und Ti-

Oxide mit dem Buntsandstein-Kaolin in die Tone umgelagert wurden. Pyrite belegen

die untergeordnete Freisetzung des oxidisch gebundenen Fe nach der Sedimentation

unter reduzierenden Bedingungen. Es wurde anschliessend in Form von Pyrit im Se-

diment fixiert. Somit ist ebenfalls die mikrobielle Sulfatreduktion im Tonsediment zu

vermuten. Die Tone sind teilweise recht schluffreich, daher könnten Wegsamkeiten

für Fluide bestanden haben, die den Ton sekundär bleichten. Hinweise auf eine umfas-

sende Bleichung der Tone durch saure Lösungen aus den überlagernden Torfmooren

existieren jedoch nicht.

• Die Korngrößenfraktion <2 µm aller Roßbacher Tone ist mineralogisch nahezu iden-

tisch zusammengesetzt. Die Tone entstammen somit den gleichen Quellen. Der

unterschiedliche Sortierungsgrad der Tone gibt daher keinen Aufschluss darüber, ob

der Verwitterungsdetritus kurzstreckig umgelagert wurde oder auf Fernschüttungen

zurückzuführen ist.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

149

• Die Tone 1 und 3 sind relativ grobkörnig, quarzreich und arm an organischen Kompo-

nenten. Letztere sind vermutlich allochthonen Ursprungs und gelangten im Zuge der

Umlagerung gemeinsam mit den anorganischen Komponenten in die Tone. Die fein-

körnigen Tone weisen hingegen weit höhere Konzentrationen an organischem

Material auf. In den sehr feinen Kohletonlagen sind neben organischen Komponenten

allochthonen Ursprungs auch solche autochthonen bis parautochthonen Ursprungs zu

vermuten. Mit abnehmender Absenkungstendenz des Roßbacher Sedimentbeckens

nahm vermutlich die Konzentration an Pflanzenresten und der Tonmineralgehalt zu.

• Die Kristallinität der Kaolinite der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone ist nur wenig

geringer als die der Kaoline. Sie besitzen dafür eine etwas erhöhte Einlagerungsfehl-

ordnung. Diese ist jedoch weit geringer als die der Oberlausitzer Tone. Die

Morphologie der Kaolinite der Kaoline und Tone ist sehr ähnlich. Dies ist ein weiterer

Hinweis auf die Herkunft der Tone. Die geringe Einlagerungsfehlordnung deutet dar-

auf hin, dass die Roßbacher Tone vorwiegend detritisches Material der tieferen Zonen

der Verwitterungskruste des Thüringer Buntsandsteins enthalten.

• Die Pflanzenreste der Tone wurden im Zuge der diagenetischen Überprägung zu

Weichbraunkohle umgewandelt.

• Aus den Daten von Stedingk et al. (2005) ist zu schließen, dass Sulfate nicht nur durch

Pyritverwitterung entstanden sind, sondern auch die diagenetische Zufuhr von Sulfa-

ten aus Salinaren des Oberen-Buntsandsteins in die Hangenden Roßbacher Tone

erfolgt sein könnte. Eine Zunahme der Konzentration mit der Korngröße der Sedimen-

te ist zu vermuten.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

150

Abb. 88: Genese der Roßbacher Tone

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

151

5 Bilanzierung der granulometrischen, mineralogischen und chemischen

Veränderungen bei der Umlagerung kaolinitischer Verwitterungspro-

dukte

5.1 Vergleich der granulometrischen Zusammensetzung

In Tabelle 66 ist die mittlere Korngrößenverteilung der im Zuge dieser Arbeit untersuchten

Kaoline und Tone zusammengefasst.

Tab. 66: Korngrößenverteilung der Kaoline und Tone

<2 µm

2-6,3 µm

6,3-20 µm

20-63 µm

>63 µm

Kaolin:

Cunnersdorf

Schellenberg & Kleeberg

(1997)

Grauwacken-Kaolin 20 53 27

Wiesa

Heller Kaolin

Granodiorit-Kaolin 9,40 8,18 13,82 9,65 58,96

Caminau Granodiorit-Kaolin 17,01 18,86 10,95 6,7 46,48

Spergau Kaolin 1 Buntsandstein-Kaolin 24,27 2,87 1,52 4,03 67,32

Spergau Kaolin 2 Buntsandstein-Kaolin 37,78 13,77 15,02 9,02 24,42

Ton:

Wetro

Oberer Ton

Granodiorit-Kaolinton 95,33 2,09 1,19 1,4

Wetro

Unterer Ton

Granodiorit-Kaolinton 98,36 0,91 0,38 0,28

Guttau

Oberer Ton

Granodiorit-Kaolinton

mit Basaltzersatz

92,63 2,65 1,58 0,57 2,58

Guttau

Unterer Ton

Granodiorit-Kaolinton

mit Basaltzersatz

96,76 9,73 0,57 0,08 0,84

Wiesa

Ton

Granodiorit-Kaolinton

(+Grauwacken-Kaolinton)

37,62 14,68 22,4 16,73 8,56

Roßbach

Ton 1 u. 3

Buntsandstein-Kaolinton 45,09 13,83 19,24 16,51 5,33

Roßbach

Ton 2 u. Kohleton

Buntsandstein-Kaolinton 80,55 12,89 3,75 1,67 1,13

Die Kaoline sind generell grobkörniger als die Tone, die ein Korngrößenmaximum im Be-

reich der Fraktion <2 µm besitzen. Im Gegensatz dazu dominiert in den Kaolinen, mit

Ausnahme des feinstkornreichen Spergauer Kaolins (Spergau Kaolin 2) und des schluffrei-

chen Cunnersdorfer Kaolins, die Korngrößenfraktion >63 µm die Zusammensetzung. Dieser

Unterschied zwischen Kaolinen und Tonen ist auf die hydraulische Klassierung der Kaoline

im Zuge des Umlagerungsprozesses zurückzuführen. Während die Wetroer und Guttauer To-

ne sowie der Roßbacher Ton 2 und der Kohleton eine sehr gute Sortierung aufweisen, da die

Korngrößenfraktion <2 µm einen Anteil >80 % an der Gesamtzusammensetzung besitzt, sind

die Roßbacher Tone 1 und 3 und die Wiesaer Tone weit schlechter sortiert. Ihr Schluffanteil

ist wesentlich erhöht.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

152

5.2 Vergleich der mineralogischen Zusammensetzung

5.2.1 Mineralphasen

Die mineralogische Zusammensetzung der Kaoline und Tone kann den Tabellen 67 und 68

entnommen werden. Es wurden, bis auf die Daten für die Lagerstätte Roßbach, die berechnete

Mineralogie aus der Röntgenfluoreszenzanalyse verwendet.

Die Kaoline sind quarzreich, kaolinitreich und enthalten unterschiedliche Anteile an Il-

lit/Muskovit. Sich ändernde Eh/pH-Bedingungen innerhalb eines Kaolinprofils können dazu

führen, dass Fe sowohl oxidisch, karbonatisch als auch sulfidisch in einer Lagerstätte gebun-

den sein kann. Somit kann Fe als Goethit, Hämatit, Siderit oder Pyrit vorliegen. In der Tabelle

ist die bedeutendste freie Fe-Phase in der jeweiligen Lagerstätte angegeben. Der Anatas ist

eine authigene Bildung der Kaolinisierung.

Tab. 67: Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben der Kaoline und Tone (Daten für den Anatas der

Cunnersdorfer Kaoline nach Störr 1983)

Kaolinit

Illit/Muskovit

Smektit

I/Sm-Mixed-

Layer %

Quarz

Anatas

Fe-Minerale

Rest

Kaolin:

Goethit

Cunnersdorf

(Krumb 1998)

Grauwacken-Kaolin

tonige Fazies

24 40,5 - - 34,9 (1,0) 0,6

Cunnersdorf

(Krumb 1998)

Grauwacken-Kaolin

schluffige Fazies

30 19 - - 48,4 (1,0) 2,6

Siderit

Wiesa

Heller Kaolin

Granodiorit-Kaolin 59,0 1,5 - - 36,3 1,0 ca. 1,0 1,6

Caminau Granodiorit-Kaolin 47,1 9,3 - - 39,5 <1 <1 – 19,5

Goethit

Spergau

Kaolin 1

Buntsandstein-

Kaolin

22,4 <3 - - 75,4 0,5 <1

Spergau

Kaolin 2

Buntsandstein-

Kaolin

46,0 10,8 - - 42,8 0,5 <1

Ton: Pyrit/Markasit

Wetro

Oberer Ton

Granodiorit-

Kaolinton

83,0 9,0 - - <2 <1 <<1 5,9

Wetro

Unterer Ton

Granodiorit-

Kaolinton

73,5 20,2 - - <2 <2 <<1 3,7

Guttau

Oberer Ton

Granodiorit-

Kaolinton

mit Basaltzersatz

68,6 10,2 7,0 - <3 1,7 4,6 (ca. 2,5) 4,9

Guttau

Unterer Ton

Granodiorit-

Kaolinton

mit Basaltzersatz

66,7 15,6 2,7 - 3,7 2,0 1,8 (<1) 7,5

Wiesa

Ton

Granodiorit-

Kaolinton

mit Grauwacken-

Kaolinton

32,9 19,5 - - 46,1 1,0 <1 0,1

+ Rutil

Roßbach

Ton 1 u. 3

Buntsandstein-

Kaolinton

29,8 13,2 - <5 50,5 1,0 0,5 1,0

Roßbach

Ton 2 u.

Kohleton

Buntsandstein-

Kaolinton

46,0 20,8 <5 <5 21,3 1,0 0,5 7,5

Die Tone sind ähnlich zusammengesetzt wie die Kaoline. Das Auftreten von Smektit- bzw.

Smektit- und Illit-Smektit-Mixed-Layer-Mineralen deutet darauf hin, dass in den Lagerstätten

Guttau und Roßbach neben den untersuchten Kaolinen weitere Quellen die Zusammensetzung

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

153

bestimmen. Die weniger gut sortierten Roßbacher und Wiesaer Tone weisen erhöhte Quarz-

gehalte auf. Der Quarz ist in der Schlufffraktion angereichert.

Die Umlagerung der kaolinitischen Verwitterungskruste führte in den meisten Tonen zu einer

geringen Anreicherung von feinstkörnigem Anatas. Neubildung von Anatas im Ton als

Hauptprozess der Anatasbildung erscheint unwahrscheinlich. Die Träger des Ti der Protolithe,

die mafischen Minerale, wurden bereits in den Kaolinen weitgehend degradiert. Neben Anatas

wurde in der Lagerstätte Roßbach Rutil in der Schlufffraktion angereichert.

Als freie Fe-Phase befindet sich Pyrit/Markasit in den Tonen. Eine oxidische Bindung des Fe

ist in den grobkörnigen und organikarmen Partien der Tonlagerstätten jedoch ebenfalls nicht

auszuschließen.

Tab. 68: Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm der Kaoline und Tone (Quarz, Ana-

tas und Fe-Minerale der Lagerstätte Roßbach nach Daten der XRF-Analyse)

Kaolinit

Illit/Muskovit

Smektit

I/Sm-Mixed-

Layer %

Quarz

Anatas

Fe-Minerale

Rest

Kaolin:

Siderit

Wiesa

Heller Kaolin

Granodiorit-Kaolin 90,2 3,4 - - 0,7 1,9 1,0 2,7

Caminau Granodiorit-Kaolin 75,5 24,5 - - <2 <1 <2 -

Goethit

Spergau

Kaolin 1

Buntsandstein-Kaolin 92,6 2,0 - - 1,0 0,5 ca. 1,0 3,0

Spergau

Kaolin 2

Buntsandstein-Kaolin 78,8 14,5 - - 0,8 1,0 0,5 4,5

Ton: Pyrit/Markasit

Wetro

Oberer Ton

Granodiorit-

Kaolinton

79,2 8,4 <5 - <2 <1 2,4 5,8

Wetro

Unterer Ton

Granodiorit-

Kaolinton

70,5 19,0 <5 - <2 1,5 2,0 4,0

Guttau

Oberer Ton

Granodiorit-

Kaolinton

mit Basaltzersatz

69,1 12,4 7,4 - 3,2 1,7 2,9 3,2

Guttau

Unterer Ton

Granodiorit-

Kaolinton

mit Basaltzersatz

64,1 18,4 6,6 - 4,2 1,9 ca. 1,0 3,9

Wiesa

Ton

Granodiorit-

Kaolinton

mit Grauwacken-

Kaolinton

72,6 21,3 - - 2,0 1,0 1,0 2,1

Roßbach

Ton 1 u. 3

Buntsandstein-

Kaolinton

68,1 27,3 - 4,6 1,0 1,0 1,0

Roßbach

Ton 2 u.

Kohleton

Buntsandstein-

Kaolinton

67,9 22,9 (4,3

n=2)

6,4 <5 1,0 1,0

Die Korngrößenfraktion <2 µm der Kaoline und Tone ist quarzarm und kaolinit- sowie il-

lit/muksowitreich (Tab. 68). In den Tonen von Guttau, Wetro und Roßbach sind zudem

erhöhte Konzentrationen an Smektiten sowie Illit/Smektit-Mixed-Layer-Mineralen zu beo-

bachten. Der Anatas-Gehalt ist in der Feinstkornfraktion oftmals leicht erhöht, was auf die

feinkörnige Ausbildung dieses Minerals hinweist. Die Gehalte an Fe-Mineralen sind ähnlich

hoch wie in den Gesamtproben. Eine Ausnahme bildet hier der Caminauer Kaolin. Er besitzt

aufgrund des grobkörnigen Siderits erhöhte Fe-Konzentrationen in der Grobfraktion. Daher ist

der Fe-Gehalt in der Korngrößenfraktion <2 µm weit geringer.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

154

Der Kohlenstoff-Gehalt der Kaoline ist sehr gering (<<0,5 %). Neben der Bindung an feinste

Partikel organischer Substanzen ist von einer Fixierung des Kohlenstoffs in Siderit auszuge-

hen. In den Tonen ist der Kohlenstoffgehalt hingegen organischen Ursprungs und abhängig

von der Sortierung des Sediments. Die gut sortierten Tone von Wetro und Guttau weisen hö-

here Gesamtkohlenstoffgehalte auf (0,1-4 %) als die schluffreicheren Roßbacher und Wiesaer

Tone (0,1-0,2 %). In den sehr feinkörnigen Tonen und den Kohletonlagen der Lagerstätten

erreicht der Kohlenstoffgehalt Werte zwischen 8 und 11,75 %. Meist ist eine geringe Zunah-

me des Kohlenstoffgehalts in der Korngrößenfraktion <2 µm zu beobachten. Da sich jedoch

häufig auch grobkörnige Xylite in den Tonen befinden, ist die Korngrößenfraktion >63 µm

der Tone ebenfalls an organischen Komponenten angereichert, beispielsweise in den Tonen

der Lagerstätten Wetro und Guttau.

5.2.2 Vergleich der Kristallinität und der Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite

Über den Vergleich der Kristallinität und der Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite der in-

situ-Kaoline und der umgelagerten kaolinitischen Tone ist es möglich, weitere Erkenntnisse

über die Umlagerungsprozesse der kaolinitischen Verwitterungskruste zu gewinnen.

Die strukturelle Fehlordnung der Kaolinite der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone ist de-

nen der Kaoline sehr ähnlich (Abb. 89). Die Halbwertsbreite der Kaolinite liegt zwischen 0,4

und 0,6 °2Theta, somit sind sowohl die Kaolinite der Kaoline als auch die der Tone in hohem

Maße strukturell fehlgeordnet.

Die ähnliche Kristallinität der Kaolinite der Tone und der Kaoline von Wiesa könnte darauf

hinweisen, dass der Kaolinit des Tons dem nahegelegenen Lausitzer Granodiorit-Kaolin ent-

stammt. Abbildung 89 ist ebenfalls zu entnehmen, dass der strukturelle Fehlordnungsgrad der

Guttauer Tone nicht einheitlich ist. Der Untere Guttauer Ton weist eine geringere Fehlord-

nung auf als der Obere Ton, dessen Werte zudem eine größere Streubreite besitzen. Die

Kristallinität der Guttauer Tone insgesamt entspricht etwa der Streubreite der Caminauer Kao-

linite. Da die Kaolinite der Kaoline innerhalb eines Profils eine unterschiedliche Fehlordnung

aufweisen können (Kap. 3.6.1.1) ist zu vermuten, dass die Kaolinite der Guttauer Tone unter-

schiedlichen Zonen der Verwitterungskruste des Lausitzer Granodiorit-Kaolins entstammen.

Abb. 89: Einlagerungsfehlordnung und Kaolinitkristallinität in der Korngrößenfraktion <2 µm der in-situ-

Kaoline und der kaolinitischen Tone.

Die Wetroer Tone besitzen hingegen eine sehr einheitliche strukturelle Fehlordnung, die den

Kaoliniten des Wiesaer Granodiorit-Kaolins nahezu entspricht, jedoch nicht dem Caminauer

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

155

Kaolinit. Es ist daher die Umlagerung einer Zone des Lausitzer Granodiorit-Kaolins zu ver-

muten, die der des Wiesaer Kaolins ähnlich gewesen ist.

Die Fehlordnung der Kaolinite des Spergauer Kaolins ist sehr unterschiedlich und dies unab-

hängig von der Korngrößenverteilung. Während 7 Proben eine Halbwertsbreite von 0,4 bis

0,45 °2Theta aufweisen, besitzen zwei Proben des Spergauer Kaolin 1 eine Halbwertsbreite

von >0,5 °2Theta. Möglicherweise ist diese Verteilung der Fehlordnung auf die unterschiedli-

che Mischung von alten triassischen Kaoliniten des Buntsandsteins mit neugebildeten

oberkretazisch-tertiären Kaoliniten zurückzuführen. Der Roßbacher Ton besitzt aus diesem

Grunde möglicherweise eine Halbwertsbreite, die auf die Mischung unterschiedlicher Kaoli-

nite des Buntsandsteins zurückzuführen ist (Abb. 89).

Insgesamt weisen die Kaolinite der Korngrößenfraktion <2 µm der Kaoline und der Tone kei-

ne deutlichen Unterschiede in ihrer strukturellen Fehlordnung auf. Es ist jedoch zu vermuten,

dass die Kaolinite der Gesamtproben der Kaoline aufgrund ihrer durchschnittlich deutlich

gröberen Ausbildung eine wesentlich geringere Fehlordnung aufweisen, als die Kaolinite der

Tone. In der Literatur wurde dieser Sachverhalt bereits häufig beschrieben (u.a. Galan et al.

1980, Devaraju et al. 1994). Nach Drummond et al. (2001) gilt dies auch für Kaolinite

kurzstreckig umgelagerter Kaoline, die er als „Bodenkaoline“ bezeichnete.

Brandl (1991) untersuchte die strukturelle Fehlordnung von Kaoliniten unterschiedlicher

Korngrößenfraktionen an ausgewählten in-situ-Kaolinen Bayerns. Er verglich sie mit den

Werten der gleichen Fraktionen der umgelagerten kaolinitischen Tone. Er entdeckte in einem

Falle eine Verringerung der Kristallinität im Sediment, in einem weiteren waren die Werte

unter Berücksichtigung des Klassierungseffekts sehr ähnlich. Brandl (1991) führte die Unter-

schiede auf die mechanische Beanspruchung des Kaolinits des Primärkaolins während des

Transports und damit auf den Umlagerungsprozess zurück. Des weiteren diskutierte er eine

Erhöhung des Fehlordnungsgrads der Kaolinite des Tons durch organische Lösungen.

Nach den vorliegenden Ergebnissen können Unterschiede in der strukturellen Fehlordnung

von Kaoliniten der in-situ-Kaoline und der Tone jedoch auch auf einen anderen Faktor zu-

rückgeführt werden. Da vermutlich nur Teilbereiche eines kaolinitischen Verwitterungsprofils

umgelagert werden, führt dies zu einer Anreicherung von Kaoliniten in korrelaten Sedimen-

ten, die nach der Vergleichmäßigung im Zuge der Umlagerung einen anderen strukturellen

Fehlordnungsgrad aufweisen, als die nicht erodierten Reste des primären Profils, das rezent

der Beprobung zugänglich ist. Die Ergebnisse von Brandl (1991) könnten in diesem Sinne

interpretiert werden. Die Kristallinität ist daher kein geeignetes Kriterium zur Bestimmung

der Herkunft von Kaoliniten in korrelaten Sedimenten.

Auf einen weiteren Aspekt der Untersuchung der Kristallinität von kaolinitischen Tonen sei

an dieser Stelle hingewiesen. Nach Hurst & Pickering Jr. (1997) sind die sedimentären ameri-

kanischen Georgia Kaoline durch diagenetische Prozesse entstanden. Die Neubildung

postsedimentär entstandener, strukturell wenig fehlgeordneter vermiformer Kaolinite ist dort

nachgewiesen (White et al. 1993). In den von White et al. (1993) untersuchten Profilen

schwanken die Hinckley-Indizes zwischen 0,4 und 1,2. Die Variabilität der Werte ist durch

die Mischung der authigenen gut geordneten und der umgelagerten fehlgeordneten Kaolinite

sehr hoch. Die im Gegensatz dazu recht einheitlichen Werte der strukturellen Fehlordnung der

hier untersuchten, nicht diagenetisch entstandenen Kaolinite der Tone weist darauf hin, dass

die diagenetische Überprägung von Kaoliniten in kaolinitischen Sedimenten durch die erhöhte

Variabilität der Fehlordnung des Kaolinits zu erkennen sein könnte.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

156

Die geringe Streuung der Halbwertsbreiten der Kaolinite der in dieser Arbeit analysierten

Tonproben wäre somit ein Beleg dafür, dass keine diagenetische Überprägung der Kaolinite

in den Tonsedimenten stattgefunden hat.

Die Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone ist

meist deutlich höher als die der Kaolinite der Kaoline (Abb. 89). Bemerkenswert ist zudem

die breite Streuung der Werte der Tone. Die Unterschiede in der strukturellen Fehlordnung

und der Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite der Tone und Kaoline weisen darauf hin, dass

die untersuchten Kristalldefekte auf unterschiedlichen Prinzipien beruhen. Folgende Ursachen

der Einlagerungsfehlordnung werden in der Literatur diskutiert:

• Felix-Henningsen (1995) vermutet als eine der Ursachen die isomorphe Substitution

des Al3+ der Kaolinite durch Fe3+ nach Herbillon et al. (1976). Die Substitution könnte

aufgrund des größeren Ionenradius des Fe eine Verkürzung der Bindung und damit er-

höhte Bindungsenergien zwischen den Tetraeder- und Oktederschichten bewirken, die

einem Einbau von DMSO entgegewirken.

• Lagaly (1993) vermutet, dass die organo-mineralische-Komplexierung oder die Fixie-

rung organischer Moleküle in den Kaolinitzwischenschichten eine der Ursachen der

Einlagerungsfehlordnung ist.

• Nach Range et al. (1969) ist die Einlagerungsfehlordnung von Kaoliniten auf einen

tetraedrischen Ersatz von Si durch Al zurückzuführen. Daher besitzen diese Kaolinite

einen Überschuß an negativer Ladung. Sie wird durch die Einlagerung von K+- und

H+-Ionen in den Zwischenschichten ausgeglichen. Die Strukturänderungen blockieren

im Umfeld der Kationen die Einlagerung des DMSO.

Da in der vorliegenden Untersuchung keine signifikante Korrelation zwischen Fe-Gehalt und

Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite besteht, scheint die isomorphe Substitution von Al

durch Fe nicht maßgeblich die Einlagerungsfehlordnung zu dominieren. Es ist jedoch bemer-

kenswert, dass die Fe-reicheren Tone von Guttau und Wetro eine höhere

Einlagerungsfehlordnung aufweisen, als die Fe-ärmeren Wiesaer und Roßbacher Tone.

Die Aufnahme und der Einbau von organischen Molekülen in Kaoliniten kann in Proben, die

primär reich an organischen Substanzen sind, behindert sein. Somit ist es schwierig, Kaolinite

aus Tonen und Kaolinen vollständig aufzuweiten, die einen hohen Anteil an organischer Sub-

stanz besitzen. Möglicherweise ist also die organo-mineralische-Komplexierung oder die

Fixierung von organischen Molekülen in den Kaolinitzwischenschichten für die Blockierung

des Einbaus von DMSO verantwortlich (vgl. Lagaly 1993). Die Bildung einlagerungsfehlge-

ordneter Kaolinite würde mit hoher Wahrscheinlichkeit in den Bodenhorizonten der

Verwitterungskruste erfolgen, da sich in diesen die anorganische mit der organischen Boden-

substanz vermischt. Des Weiteren besteht die Möglichkeit, dass wenig

einlagerungsfehlgeordnete Kaolinite der Verwitterungskruste im Zuge der Umlagerung biolo-

gisch miteinander verkittet werden (vgl. Kap. 6.2.3), weshalb in korrelaten Sedimenten die

Einlagerungsfehlordnung deutlich erhöht sein könnte. Da die feinkörnigen und organikreichen

Roßbacher Tone 2 und der Kohleton jedoch gegenüber den organikärmeren Roßbacher Tonen

1 und 3 keine erhöhte Einlagerungsfehlordnung aufweisen, ist die Blockierung des DMSO

durch organische Komponenten unwahrscheinlich (Abb. 90).

Der Nachweis von einlagerungsfehlgeordneten feinkörnigen Kaoliniten in einem tertiären

Paläo-Acrisol, einem Boden der warmgemäßigt humiden Klimate und der immerfeuchten bis

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

157

wechselfeuchten Subtropen und Tropen, über einem kaolinitischen Saprolith des Rheinischen

Schiefergebirges durch Felix-Henningsen (1990, 1995), weist in eine andere Richtung. Wäh-

rend die Einlagerungsfehlordnung in den Kaoliniten des Saproliths ca. 10 % beträgt, nimmt

der Anteil feinkörniger und einlagerungsfehlgeordneter Kaolinite innerhalb des Bodenhori-

zonts nach oben hin zu. Da der Anteil an Muskovit im Bodenhorizont hingegen abnimmt,

folgerte Felix-Henningsen (1990, 1995), dass der Kaolinit sich auf Kosten des Muskovits neu

gebildet hat. Er vermutet einen Bildungsprozess im Sinne von Range et al. (1969), bei dem

sich Kaolinite und vor allem Muskovite in einem Milieu zersetzten, das an Si untersättigt war.

Es bildeten sich neue feinkörnige Kaolinite, bei denen in der Tetraederschicht das Si durch Al

ersetzt und der negative Ladungsüberschuss durch K+- und H+-Ionen aus den gelösten

Muskoviten ausgeglichen wurde. Die Blockade der Zwischenschichten führte demnach zu

einer Zunahme der Einlagerungsfehlordnung in den feinkörnigen, sekundären neoformierten

Kaoliniten des Bodens. Eine vergleichbare Zunahme der Einlagerungsfehlordnung stellte Fe-

lix-Henningsen (2000) in einem rezenten tropischen Ferralsol fest. Die Hypothese von Melo

et al. (2001), wonach in rezenten brasilianischen Böden Relikte der verwitternden Glimmer in

neugebildeten feinkörnigen Kaoliniten fixiert sind, ist in diesem Zusammenhang sehr interes-

sant. Sie könnte ebenfalls den erhöhten K+-Gehalt und die erhöhte Einlagerungsfehlordnung

der Kaolinite des Bodens erklären.

Abb. 90: Entstehung und Herkunft der Kaolinite der Korngrößenfraktion <2 µm der Kaoline und der kaoliniti-

schen Tone im Untersuchungsgebiet

Alle Erklärungsansätze deuten darauf hin, dass einlagerungsfehlgeordnete Kaolinite den Bo-

denhorizonten der kaolinitischen Verwitterungskruste entstammen. In dieser Zone der

Verwitterungskruste erfolgt die Oxidation des Fe, eine Vermischung von anorganischer und

organischer Bodensubstanz und besteht die Möglichkeit der Neubildung von Al- und K-

reichen Kaoliniten in einem deutlich Si-untersättigten Milieu. Somit beruht die erhöhte Einla-

gerungsfehlordnung der Kaolinite der Tone mit einer hohen Wahrscheinlichkeit auf der

Umlagerung von feinkörnigem Detritus der Bodenhorizonte

In den Tonen befinden sich folglich sowohl Kaolinite der tieferen Zonen als auch der Boden-

horizonte. Je höher der Grad der Einlagerungsfehlordnung ist, desto mehr Kaolinite der

Bodenhorizonte wurden umgelagert. Alle Übergänge sind möglich. Sind die Tone reich an

feinstkörnigen Kaoliniten und in hohem Maße einlagerungsfehlgeordnet, so entstammen sie

teilweise den Bodenhorizonten (Abb. 90). Sind sie hingegen grobkörniger und weisen nur

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

158

eine geringe Einlagerungsfehlordnung auf, so ist es wahrscheinlich, dass sie den tieferen Be-

reichen des kaolinitischen Verwitterungsprofils entstammen.

In Abbildung 90 ist aus diesem Grund der Anteil der Korngrößenfraktion <2 µm der Kaolin-

und Tonproben gegen den Anteil der nicht-einlagerungfehlgeordneten Kaolinite der Proben

aufgetragen. Die Kaolinite der Kaoline weisen demnach eine geringe Einlagerungsfehlord-

nung auf, da sie sich in den tieferen Zonen der Verwitterungskruste bildeten. Als in-situ-

Material unterlagen die Kaoline keiner Klassierung, weshalb ihr Sortierungsgrad sehr gering

ist. Der Abbildung ist des Weiteren zu entnehmen, dass die Kaolinite der Roßbacher Tone

überwiegend den tieferen Zonen der Verwitterungskruste entstammen, hingegen sind am

Aufbau der Oberlausitzer Tone deutlich mehr Kaolinite der Bodenzone beteiligt. Dies gilt in

besonderem Maße für den Oberen Wetroer und den Oberen Guttauer Ton sowie den Wiesaer

Ton. Dieser weist jedoch eine deutlich schlechtere Sortierung auf als die anderen Oberlausit-

zer Tone.

Als weitere Ursache der erhöhten Einlagerungsfehlordnung kann die mechanische Deformati-

on der Kaolinite während des Umlagerungsprozesses nicht vollständig ausgeschlossen

werden. Diese Deformation könnte möglicherweise den Einbau des DMSO behindern. Der

Nachweis einlagerungsfehlgeordneter Kaolinite in Bodenhorizonten durch Felix-Henningsen

(1990, 1995, 2000) und die geringe Korngröße der Kaolinite der Tone spricht jedoch gegen

diese Theorie.

5.2.3 Abschätzung der umgelagerten Kaolinmengen

Über die Rohdichte der Proben und den Gehalt an Kaolinit ist es möglich, das Volumen der

Verwitterungskruste, bzw. des Kaolins abzuschätzen, das umgelagert werden musste, um 1m³

eines kaolinitischen Tons zu bilden. Je nach Kaolinitgehalt der Tone werden 0,7 bis 2,15 m³

in-situ-Kaolin pro m³ Ton benötigt. Die sehr differierenden Werte für die Roßbacher Tone

beruhen auf der variierenden Korngröße und dem unterschiedlichen Kaolinitgehalt der Pro-

ben, sowohl der Kaoline als auch der Tone. Hierdurch entstehen Extremwerte (Tab. 69).

Tab. 69: Abschätzung der für 1 m³ Ton benötigten Menge Kaolin (berechnet auf der Grundlage des Kaolinitge-

halts, normiert auf ausgewählte Kaoline / Rohdichte Caminauer und Cunnersdorfer Kaolin nach Krumb 1998)

Rohdichte Kaolinitgehalt

Spergau-

Kaolin 1

Spergau

Kaolin 2

Caminau

Kaolin

Wiesa

Kaolin

Cunnersdorf

Kaolin

g/cm³ %

m³ Kaolin/m³

Ton

m³ Kaolin/m³

Ton

m³ Kaolin/m³

Ton

m³ Kaolin/m³

Ton m³ Kaolin/m³ Ton

Roßbach

Ton 1+3 1,83 29,8 1,39 0,68

Roßbach Ton 2 +

Kohleton 1,83 46,0 2,15 1,05

Wetro

Oberer Ton 1,38 83,0 1,51

Wetro

Unterer Ton 1,42 73,5 1,37

Guttau

Oberer Ton 1,41 68,6 1,27

Guttau

Unterer Ton 1,41 66,7 1,24

Wiesa Ton 1,9 32,9 0,71 1,53

Durchschnittlich wurden ca.1,25 bis 1,5 m³ Kaolin für 1 m³ Ton umgelagert. Mittelt man die

Werte für den Wiesaer Ton aus den Daten für den Wiesaer und Cunnersdorfer Kaolin, so er-

hält man einen Wert von 1,12 m³. Da überwiegend der feinkörnige Anteil der Kaolinite der

Kaoline in die Tone umgelagert wurde, ist davon auszugehen, dass die hier berechneten Werte

das Minimum des umgelagerten Volumens darstellen.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

159

5.3 Geochemische Dynamik während des Umlagerungsprozesses der Ver-

witterungskruste

Die Umlagerung des Verwitterungsdetritus der kaolinitischen Verwitterungskruste führte zu

einer An- und Abreicherung spezifischer chemischer Elemente in den Tonen. Durch die Nor-

mierung der Elementgehalte der Tone auf die eines Ausgangskaolins, wird das dynamische

Verhalten einzelner Elemente deutlich.

Während in den Lagerstätten Guttau, Wiesa und Roßbach die Beimischung des Detritus einer

weiteren Quelle zu vermuten ist, sind die An- und Abreicherungskoeffizienten für die Lager-

stätte Wetro einzig auf die Umlagerung des Lausitzer Granodiorit-Kaolins zurückzuführen.

Die für Wetro ermittelten Koeffizienten sind damit am besten geeignet, das Verhalten der

Elemente im Zuge der Umlagerung zu beschreiben. Die Koeffizienten der Lagerstätte Wiesa

werden nur dann diskutiert, wenn das Verhalten der Elemente eindeutig zuzuordnen ist.

Die Analyse der Tone weist darauf hin, dass einige der Neben- und Spurenelemente gesichert

spezifischen Mineralen zugeordnet werden können. Ein großer Teil der Elemente ist jedoch in

mehreren Mineralphasen enthalten, bzw. sorptiv gebunden (Tab. 70).

Tab. 70: Neben- und Spurenelemente der in die kaolinitischen Tone umgelagerten Mineralphasen

Minerale Neben- und Spurenelemente

(rel. gesichert zuzuordnen)

Neben- und Spurenelemente

(vermutet)

Quarz - -

Anatas (Rutil) Nb Fe, Cr, V

Kaolinit Ga K, Fe, Ti, Ni, Zn, Pb,

Illit/Muskovit Ca, Rb, V, Cr Ba, Sr, V, Cr

Fe, Ca, Ti, Mg, SE-Elemente

Smektit

(Illit/Smektit-ML-Minerale)

Ca, Mg Fe, Ti, Ba, Rb, Sr, V, Cr

Fe-Oxide Cr, V, Cu, Co Ca, Zn, Ni, Pb, Ga

Zirkon Hf SE-Elemente

SEE-Phosphate SE-Elemente

Im Folgenden wird die geochemische Dynamik einzelner Elemente der kaolinitischen Tone

eingehend analysiert.

5.3.1 Silizium

Das Silizium ist in Form von SiO2 in den Silikaten gebunden. In den hier untersuchten inten-

siv verwitterten Kaolinen und in den Tonen gehören zu dieser Mineralgruppe alle

Tonminerale und der Quarz.

Tab. 71: An- und Abreicherungskoeffizienten der SiO2-Gehalte der Gesamtproben der Tone, normiert auf aus-

gewählte Kaoline

Kaolin Caminau Kaolin Cunnersdorf Gesamt Kaolin Wiesa Gesamt Kaolin Spergau 1 Kaolin Spergau 2

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Wiesa Wiesa Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton (Grunge 1999) Ton Ton (Grunge 1999) Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

SiO2 0,7 0,7 0,7 0,7 1,1 1,1 1,1 1,1 0,9 0,7 1,1 0,8

Die SiO2-Konzentrationen der Gesamtproben der Tone Wetro, Guttau und Roßbach sind im

Vergleich zu denen der Kaoline geringer (Tab. 71). Die Tone der Lagerstätte Wiesa weisen

eine geringe Anreicherung auf, möglicherweise aufgrund der Zufuhr von Quarz der

Schlufffraktion der Lausitzer Granodiorit- und Grauwacken-Kaoline. Die SiO2–Konzentration

der Korngrößenfraktion <2 µm ist hingegen in allen Tonen ähnlich wie die der Kaoline (Tab.

72).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

160

Tab. 72: An- und Abreicherungskoeffizienten der SiO2-Gehalte der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone, nor-

miert auf ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau <2 µm Kaolin Wiesa <2 µm Kaolin Spergau 1 <2 µm Kaolin Spergau 2 <2 µm

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

SiO2 1,0 1,1 1,0 1,0 1,1 1,1 1,0 1,1 1,1

Unter oberflächennahen, oxidischen Bedingungen ist Quarz weitgehend verwitterungsresis-

tent. Daher erfolgt im Zuge der Umlagerung keine chemische Veränderung dieses Minerals.

Durch den Transport wird der Quarz mechanisch aufgearbeitet und zerkleinert. Hieraus resul-

tiert, dass ein Teil der Quarzminerale in der Schlufffraktion vorliegt.

Die Verringerung der SiO2-Konzentration in den Gesamtproben der Tone beruht auf dem

Klassierungsprozess im Zuge der Umlagerung der kaolinitischen Verwitterungskruste. Hier-

durch wurde der grobkörnige Quarz der Kaoline von den feinkörnigen Tonmineralen getrennt.

Aufgrund der guten Sortierung der Guttauer und Wetroer Tone wurde der Quarz dort effekti-

ver von den Tonmineralen getrennt, als in den schluffreichen Wiesaer und Roßbacher Tonen

(Tab. 71). Mit abnehmender Korngröße sinkt daher im Allgemeinen der Quarzgehalt eines

klastischen Sedimentgesteins (Heim 1990).

In der Korngrößenfraktion <2 µm sind die Tonminerale sowohl in den Kaolinen als auch in

den Tonen Hauptträger des SiO2. Daher entspricht die SiO2-Konzentration der Kaoline der

Konzentration in den Tonen und eine wesentliche An- bzw. Abreicherung des SiO2 in den

Tonen ist nicht erkennbar (Tab. 72). Daher ist von einer weitgehenden chemischen Stabilität

der Silikatphasen während des Transports auszugehen.

5.3.2 Aluminium und Gallium

Al und Ga sind in den Kaolinen und Tonen an die Tonminerale gebunden. Eine Anreicherung

beider Elemente im Zuge der Umlagerung ist zu beobachten (Tab. 73). Die Tone der Lager-

stätte Roßbach enthalten geringere Mengen Kaolinit und mehr Dreischichtsilikate als die

Spergauer Kaoline. Da die Kaolinite ca. 46 % Al enthalten, die Dreischichtsilikate hingegen

zwischen 17 und 28 % Al (vgl. Jasmund & Lagaly 1993), bewirkt die unterschiedliche tonmi-

neralogische Zusammensetzung der Kaoline und der Tone variablere An- und

Abreicherungskoeffizienten als in den Tonen der Lagerstätten Wetro und Guttau (Tab. 73). In

der Korngrößenfraktion <2 µm ist dieser Effekt nicht so deutlich ausgeprägt, da die Kaoline

in dieser Fraktion ebenso aus Tonmineralen bestehen wie die Tone (Tab. 74). Beide enthalten

etwa gleiche Anteile Al.

Tab. 73: An- und Abreicherungskoeffizienten der Al- und Ga-Gehalte der Gesamtproben der Tone, normiert auf

ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau Kaolin Cunnersdorf Gesamt Kaolin Wiesa Gesamt Kaolin Spergau 1 Kaolin Spergau 2

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Wiesa Wiesa Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton (Grunge 1999) Ton Ton (Grunge 1999) Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

Al2O3 1,5 1,5 1,6 1,6 1,1 1,0 0,8 0,7 1,7 2,7 0,8 1,2

Ga 2,1 2,3 2,4 2,6 1,0 1,0 0,9 0,9 2,9 4,9 1,1 1,9

Tab. 74: An- und Abreicherungskoeffizienten der Al- und Ga-Gehalte der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone,

normiert auf ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau <2 µm Kaolin Wiesa <2 µm Kaolin Spergau 1 <2 µm Kaolin Spergau 2 <2 µm

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

Al2O3 0,9 0,9 1,0 1,0 0,9 0,8 0,8 0,9 0,8

Ga 1,0 1,1 1,2 1,3 0,9 1,4 1,4 1,2 1,2

Aufgrund einer ähnlichen Elektronenkonfiguration und eines ähnlichen Ionenradius substitu-

iert Ga das Al in den Tonmineralen. Da die Substitution nach Martin et al. (1998) in

Smektiten gegenüber Kaoliniten deutlich erhöht ist, ist der Anreicherungsfaktor des Ga in den

Tonlagerstätten höher, die neben Kaolinit auch Smektit, bzw. Illit/Smektit-Mixed-Layer-

Minerale führen. Dies sind die Tone der Lagerstätten Wetro, Guttau und Roßbach. Neben der

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

161

Substitution des Al in Tonmineralen ist eine untergeordnete Bindung des Ga an Oxide bzw.

Schwerminerale zu vermuten. Al und Ga wurden über den hydraulischen Klassierungsprozess

in den Tonen angereichert und im Sediment fixiert (Tab. 74).

5.3.3 Alkalien und Erdalkalien

Die Träger von Alkalien und Erdalkalien in den Kaolinen und Tonen sind die Dreischichtsili-

kate. Feldspatreste oder Relikte mafischer Minerale wurden in keiner der Proben festgestellt.

Tab. 75: An- und Abreicherungskoeffizienten der Gehalte an Alkalien und Erdalkalien der Gesamtproben der

Tone, normiert auf ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau Kaolin Cunnersdorf Gesamt Kaolin Wiesa Gesamt Kaolin Spergau 1 Kaolin Spergau 2

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Wiesa Wiesa Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton (Grunge 1999) Ton Ton (Grunge 1999) Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

MgO 1,9 1,9 1,3 1,8 0,4 0,2 4,1 2,6 2,3 3,8 1,3 2,2

CaO 1,9 1,6 3,8 3,0 1,4 1,1 2,8 2,2 3,9 9,9 1,6 4,1

K2O 1,4 1,9 0,8 1,8 0,8 0,7 11,8 11,1 48,6 71,8 1,6 2,4

Ba 6,3 6,2 3,7 7,5 1,1 1,0 8,2 7,7 11,9 16,7 1,6 2,2

Rb 1,6 2,2 0,8 1,8 0,5 0,5 4,3 4,1 5,7 8,2 2,1 3,0

Sr 34,7 18,8 14,1 19,2 0,9 0,7 2,1 1,6 3,3 5,1 0,4 0,7

Das Na wird bereits durch den Verwitterungsprozess in den Kaolinen nahezu vollständig ab-

geführt. Deshalb erfolgte keine Umlagerung des Na in die Tone. Die Na2O-Konzentrationen

liegen daher sowohl in den Kaolinen als auch in den Tonen unterhalb der Nachweisgrenze,

weshalb die Werte in Tabelle 75 auch nicht berücksichtigt wurden. In den Tonen ist im Zuge

der Umlagerung in der Regel eine Anreicherung von K und Rb sowie von Erdalkalien zu ver-

zeichnen. Die überwiegende Abreicherungstendenz der Elemente in den Wiesaer Tonen

bezogen auf Cunnersdorfer Kaolin spricht gegen eine Herkunft der Dreischichtsilikate des

Tons aus Lausitzer Grauwacken-Kaolin (Tab. 75).

Das K ist bevorzugt an Illit/Muskovit gebunden. Ca und Mg befinden sich sowohl in Il-

lit/Muskovit als auch in Smektiten sowie Mixed-Layer-Mineralen und wurden über diese

Tonminerale in den Tonen angereichert (Tab. 75 und 76). Ca gelangte wahrscheinlich auch

sorptiv an Fe-Oxide gebunden in die Tone (vgl. Rösler 1991).

Tab. 76: An- und Abreicherungskoeffizienten der Gehalte an Alkalien und Erdalkalien der Korngrößenfraktion

<2 µm der Tone, normiert auf ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau <2 µm Kaolin Wiesa <2 µm Kaolin Spergau 1 <2 µm Kaolin Spergau 2 <2 µm

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

MgO 0,8 0,7 0,6 0,8 5,3 2,3 2,4 1,7 1,7

CaO 1,3 1,1 2,2 1,8 0,9 2,0 2,9 1,9 2,8

K2O 0,5 0,8 0,4 0,8 6,2 16,8 15,8 2,0 1,9

Ba 2,8 3,2 1,6 3,4 4,3 5,0 5,4 1,2 1,3

Rb 0,8 1,1 0,4 0,9 2,5 10,2 8,9 2,5 2,2

Sr 15,9 10,3 4,9 6,9 1,3 1,2 1,2 0,3 0,3

Das häufigste Dreischichtsilikat der hier analysierten Kaoline und Tone ist der Illit/Muskovit.

Die Illitisierung der Glimmer geht mit einer Korngrößenverringerung einher (Lasch 1969,

1970, Heim 1990). Je nach Degradationsgrad sind die Illit/Muskovite daher grob- oder fein-

körniger ausgebildet. Eine Anreicherung dieser Minerale in unterschiedlichen

Korngrößenfraktionen der Kaoline und Tone ist daher sehr wahrscheinlich. Die Abreicherung

des K-Gehalts in der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone von Guttau und Wetro weist darauf

hin, dass ein Teil des Illit/Muskovits der Kaoline eine gröbere Korngröße besessen hat und

während der Umlagerung klassiert wurde (Tab. 76). Smektite und Mixed-Layer-Minerale sind

hingegen sowohl in den Kaolinen als auch in den Tonen an die Feinfraktion gebunden, wes-

halb die Abreicherung des MgO in dieser Fraktion in den Tonen von Guttau und Wetro nicht

ganz so deutlich ist wie für das K.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

162

Die Bindung der Spurenelemente Rb, Ba und Sr ist bis auf die des Rb nicht abschließend zu

klären. Eine überwiegende Anreicherung in den Tonen ist allen drei Spurenelementen ge-

meinsam (Tab. 75, 76). Aus der statistischen Analyse geht hervor, dass das Rb mit K2O

korreliert ist. Eine Bindung des Rb an Illit/Muskovit ist damit sehr wahrscheinlich. Ba und Sr

verhalten sich in Verwitterungsprozessen häufig inkompatibel (Krumb 1998). Eine bevorzug-

te Bindung der beiden Spurenelemente an Dreischichtsilikate ist über die Faktorenanalysen

festzustellen. Das Ba könnte den Tonen auch teilweise über Fe-Oxide zugeführt worden sein.

Eine eindeutige Zuordnung zu einem Hauptelement, bzw. einer Silikatphase ist jedoch nicht

möglich (vgl. auch Krumb 1998). Nach Lasch (1973) ist das Ba in Guttau möglicherweise

sorptiv an den Smektit gebunden. In Wiesa vermutet er hingegen den Einbau des Ba in die

Glimmerphasen. Diese Theorie wird durch die Korrelation von K2O und Ba in den Wiesaer

Tonen bestätigt.

Das Sr ist in den Tonen meist deutlich angereichert (Tab. 75, 76). Eine Bindung an Tonmine-

rale ist wahrscheinlich. In den Guttauer und den Wetroer Tonproben ist eine außerordentlich

hohe Sr-Konzentration zu verzeichnen. Möglicherweise beruhen die erhöhten Werte auf der

Umlagerung Sr-reicher Smektite (Montmorillonite).

5.3.4 Titan und Niob

In den Tonen und Kaolinen liegt Ti überwiegend in oxidischer Form als Anatas vor. In der

Schlufffraktion der Lagerstätte Roßbach konnte zusätzlich Rutil nachgewiesen werden. In den

hier untersuchten Lagerstätten ist die Ti-Affinität des Nb sehr deutlich ausgeprägt. Das An-

und Abreicherungsverhalten der beiden chemischen Komponenten ist in den Gesamtproben

nahezu identisch (Tab. 77). Dies weist darauf hin, dass Ti und Nb gemeinsam über die Mine-

rale Anatas und untergeordnet auch Rutil in den Tonen angereichert wurden. Die

Anreicherung ist auf den hydraulischen Klassierungsprozess im Zuge der Umlagerung zu-

rückzuführen.

Das Schwermineral Anatas konnte gemeinsam mit den Tonmineralen umgelagert werden, da

es in den Kaolinen sehr feinkörnig ausgebildet ist. Nach Störr (1983) ist der Anatas in Bunt-

sandstein-Kaolinen zu ca. 30 bis 65 % in der Korngrößenfraktion <2 µm gebunden. Eine

ähnliche Ausbildung von authigenem Anatas ist in den anderen kaolinitischen Verwitterungs-

profilen zu vermuten. In den Roßbacher und möglicherweise untergeordnet auch in den

Wiesaer Tonen wurde durch die schlechtere Sortierung Anatas, bzw. Rutil der Schlufffraktion

umgelagert. Aus diesem Grunde weist die Feinstfraktion dieser Tone eine geringere Ti- und

Nb-Anreicherung auf als die Gesamtprobe (Tab. 77, 78).

Tab. 77: An- und Abreicherungskoeffizienten der Ti- und Nb-Gehalte der Gesamtproben der Tone, normiert auf

ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau Kaolin Cunnersdorf Gesamt Kaolin Wiesa Gesamt Kaolin Spergau 1 Kaolin Spergau 2

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Wiesa Wiesa Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton (Grunge 1999) Ton Ton (Grunge 1999) Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

TiO2 4,4 4,9 2,2 3,9 1,5 1,4 1,4 1,3 9,0 8,9 1,8 1,8

Nb 5,0 4,1 2,1 3,0 1,2 1,3 1,4 1,6 9,1 8,3 3,1 2,8

Tab. 78: An- und Abreicherungskoeffizienten der Ti- und Nb-Gehalte der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone,

normiert auf ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau <2 µm Kaolin Wiesa <2 µm Kaolin Spergau 1 <2 µm Kaolin Spergau 2 <2 µm

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

TiO2 13,4 15,7 7,1 12,2 0,5 5,0 5,6 1,0 1,1

Nb 11,2 9,4 6,4 8,5 0,4 6,4 6,3 1,8 1,8

In der Korngrößenfraktion <2 µm der Lausitzer Granodiorit-Kaolintonen ist eine deutliche

Zunahme von Ti- und Nb zu verzeichnen (Tab. 78). Der gegenüber Nb erhöhte Anreiche-

rungskoeffizient des Ti geht vermutlich auf eine untergeordnete Fixierung in Tonmineralen

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

163

zurück. Aus den Analysedaten von Illiten und Smektiten (z.B. Jasmund & Lagaly 1993, Lo-

renz & Gwosdz 1997) geht hervor, dass sie bis ca. 1,4 % Ti enthalten können.

5.3.5 Eisen

Nach Lasch (1969, 1973) weist das Fe3+/Fe2+-Verhältnis von ca. 10/1 in den Tonen darauf

hin, dass sich die tertiären Tone der Lausitz in einem stark oxidierenden Milieu bildeten.

Demnach ist ein großer Teil des Fe der Tone primär an oxidische Fe-Minerale wie Goethit

und Hämatit gebunden. Die grobkörnigen Sideritrelikte der Kaoline treten nur in schlecht

klassierten Tonsedimenten auf.

Dies bedeutet, dass überwiegend Goethit- und Hämatitminerale der Verwitterungskruste und

der Bodenhorizonte als Fe-Phasen umgelagert wurden. Der in den tieferen Bereichen des

Verwitterungsprofils auftretende Siderit wurde hingegen in den Tonen nicht angereichert, da

primär oberflächennahe Bereiche erodiert wurden. Der Siderit ist in den Kaolinen außerdem

grobkörnig ausgebildet, weshalb er im Zuge der Klassierung weitgehend aussortiert wurde.

Vergleicht man die Fe-Gehalte der Kaoline mit denen der Tone, so ist in den Granodiorit-

Kaolinen eine Abreicherung des Fe mit Ausnahme des Oberen Tons von Guttau zu beobach-

ten. Die Roßbacher Tone weisen hingegen eine mitunter deutliche Anreicherung der Fe-

Konzentrationen auf (Tab. 79 und 80).

Tab. 79: An- und Abreicherungskoeffizienten des Fe der Gesamtproben der Tone, normiert auf ausgewählte

Kaoline

Kaolin Caminau Kaolin Cunnersdorf Gesamt Kaolin Wiesa Gesamt Kaolin Spergau 1 Kaolin Spergau 2

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Wiesa Wiesa Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton (Grunge 1999) Ton Ton (Grunge 1999) Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

Fe2O3 1,2 0,9 0,6 0,7 0,2 0,2 1,3 1,5 4,5 6,2 1,4 2,0

Tab. 80: An- und Abreicherungskoeffizienten des Fe der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone, normiert auf

ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau <2 µm Kaolin Wiesa <2 µm Kaolin Spergau 1 <2 µm Kaolin Spergau 2 <2 µm

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

Fe2O3 1,3 0,9 0,6 0,7 1,3 2,3 1,8 1,6 1,3

Die Unterschiede der Koeffizienten sind verschiedenen Prozessen zuzuordnen, weshalb die

einzelnen Lagerstätten getrennt voneinander betrachtet werden müssen (Tab. 79, 80).

In den Roßbacher Tonen ist das Fe nahezu ausschließlich an die Tonminerale gebunden und

nur in sehr geringem Maße an Pyrit. Die berechnete Anreicherung beruht auf der Klassierung

und der Beimischung Fe-reicher quellfähiger Dreischichtsilikate aus pelitischen Gesteinen des

Buntsandsteins im Zuge der Umlagerung.

In den Tonen der Lagerstätte Wiesa sind nur wenige Fe-Minerale enthalten. Ihre Gehalte lie-

gen rechnerisch durchschnittlich bei weniger als 1 %. Die berechnete Anreicherung des Fe in

den Wiesaer Tonen (bezogen auf Wiesaer Kaolin) ist daher primär auf die Umlagerung von

Tonmineralen zurückzuführen. Sowohl die lokale sekundäre Zufuhr von Fe, wahrscheinlich

durch saure Lösungen aus den hangenden Torfmooren (vgl. Grunge 1999), als auch die se-

kundäre Bleichung der Tone und die lokale Abfuhr des Fe sind nicht auszuschließen.

Vermutlich ist das Fe rezent überwiegend an Tonminerale und lokal in oxidischer und sulfidi-

scher Form gebunden.

Auf die Klassierung des Siderits des Granodiorit-Kaolins ist die Abnahme der Fe-Gehalte in

den Tonen von Wetro zurückzuführen. Das Fe ist in den Wetroer Tonen überwiegend an die

Dreischichtsilikate und den Kaolinit gebunden. Fe-Oxide wurden nur in geringem Maße um-

gelagert. Aufgrund des recht hohen Anteils an organischer Substanz und dem geringen

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

164

Degradationsgrad der Braunkohlenholzrelikte in den Wetroer Tonen, ist eine Reduktion der

Fe-Oxide unter anaeroben Bedingungen im Zuge der Diagenese anzunehmen. Eine unterge-

ordnete sulfidische Bindung des Fe in den Tonen ist daher zu vermuten.

In den Guttauer Tonen ist das Fe sowohl an die Tonminerale als auch an die bis zu mehrere

cm großen pyritisierten Xylite gebunden. Der Pyrit konnte eindeutig identifiziert werden. Das

pyritisierte Holz ist jedoch nur in den Unteren Tonen von Guttau weit verbreitet, in den Obe-

ren Tonen ist es nicht vertreten. Die analysierte geringe Abnahme des Fe-Gehalts in den

Unteren Guttauer Tonen im Zuge der Umlagerung ist darauf zurückzuführen, dass das Fe in

den mehrere Zentimeter großen pyritisierten Xyliten fixiert ist, die nicht gemeinsam mit den

Tonen beprobt werden konnten. Die Pyritisierung ist ein Beleg dafür, dass große Mengen

feinstkörniger Fe-Oxide der Verwitterungskruste in die Guttauer Tone gelangten. Es ist zu

vermuten, dass die Fe-Oxide dem nahegelegenen Basaltzersatz entstammen. Rötlich gefärbte

Tonpartien innerhalb des Tons weisen zudem auf eine weiterhin bestehende untergeordnete

oxidische Bindung des Fe hin. Die Zunahme der Fe-Konzentration in den Oberen Guttauer

Tonen ist ebenfalls auf die Umlagerung von Fe-Oxiden zurückzuführen. Hier liegt der Pyrit

rezent fein verteilt im Sediment vor.

Ist die Theorie von Krumb (1998) richtig, wonach eine bedeutende Abfuhr des Fe während

der Kaolinbildung erfolgte, so wurden in der Regel nur wenige oxidische Fe-Phasen in den

oberen Horizonten der Verwitterungskruste gebildet und in die Tonlagerstätten umgelagert.

Somit sind nicht gezwungenermaßen umfassende Bleichungsprozesse notwendig, um die

niedrigen Fe-Konzentrationen der meisten hier untersuchten Tone zu erklären. Die Hypothese

einer umfassenden Abfuhr des Fe durch die Migration saurer Lösungen aus überlagernden

Torfmooren (vgl. Buchwald 1971) in einem zumindest teilweise kompaktierten, genug durch-

lässigen Tonsediment, erscheint für die Wetroer und Guttauer Tone sehr fragwürdig. In den

Lagerstätten Wiesa und Roßbach ist aufgrund des erhöhten Schluffgehalts denkbar, dass

Wegsamkeiten bestanden haben könnten, die eine sekundäre Bleichung ermöglichten.

5.3.6 Phosphor, Seltene-Erden-Elemente und Yttrium

P, SE-Elemente und Y sind in den Kaolinen und Tonen gemeinsam an Phosphate, die SE-

Elemente untergeordnet auch an Zirkone gebunden. Insgesamt ist das variable Verhalten der

SE-Elemente innerhalb der von Krumb (1998) untersuchten sächsischen Kaoline auf unter-

schiedliche Eh/pH-Bedingungen zurückzuführen.

Tab. 81: An- und Abreicherungskoeffizienten des P2O5, der SE-Elemente und Y der Gesamtproben der Tone,

normiert auf ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau Kaolin Cunnersdorf Gesamt Kaolin Wiesa Gesamt Kaolin Spergau 1 Kaolin Spergau 2

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Wiesa Wiesa Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton (Grunge 1999) Ton Ton (Grunge 1999) Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

P2O5 4,5 3,1 1,0 1,0 0,1 0,1 0,5 0,5 1,0 1,0 0,2 0,2

Ce 3,5 2,5 1,4 1,4 0,5 0,7 2,8 4,2 4,6 5,6 0,6 0,7

La 21,4 18,6 6,8 10,1 0,1 0,2 1,0 1,6 2,2 3,3 0,6 0,9

Nd 3,0 2,4 1,0 1,2 0,3 0,4 2,9 4,3 1,9 2,3 0,6 0,7

Pr 3,9 3,8 1,0 1,8 0,3 0,2 1,6 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0

Sm 2,7 2,3 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 2,4 2,7 0,7 0,8

Y 0,8 0,8 0,1 0,1 0,4 0,5 0,9 1,2 6,7 7,8 1,6 1,9

Das An- und Abreicherungsverhalten der SE-Elemente im Zuge der Umlagerung ist ebenfalls

nicht eindeutig zu interpretieren (Tab. 81, 82). Je nach Ausgangskaolin dominieren scheinbar

unterschiedliche SEE-Phosphate in den Tonen, weshalb sie in unterschiedlichem Maße an-

und abgereichert wurden. Es scheint, dass die Inhomogenitäten der Kaoline sich in den vari-

ablen Koeffizienten der Tone wiederspiegeln.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

165

In den Guttauer und Wetroer Proben ist eine geringe bis deutliche Anreicherung der SE-

Elemente zu verfolgen, hingegen weisen die Wiesaer und Roßbacher Tone, abhängig vom

Kaolin auf den normiert wurde, eine An- oder Abreicherung dieser Elemente auf (Tab. 81).

SEE-Phophate gehören zu den Schwermineralen. Sie sind chemisch und mechanisch sehr

stabil und besitzen eine Dichte von 4,0 bis 5,5 g/cm³. Die Dichte ist demnach etwa doppelt so

hoch wie die Dichte der Silikate. Die geringeren Gehalte in der Korngrößenfraktion <2 µm

beruhen möglicherweise auf der Probenpräparation. Im Zuge der Sedimentation im Schwere-

feld mit einem Atterberg-Zylinder sinken Schwerminerale bei gleicher Korngröße schneller

zu Boden als die Silikate. Daher reichern sich auch feinkörnige Schwerminerale in den gröbe-

ren Korngrößenfraktionen an (Tab. 81, 82).

Tab. 82: An- und Abreicherungskoeffizienten des P2O5, der SE-Elemente und Y der Korngrößenfraktion <2 µm

der Tone, normiert auf ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau <2 µm Kaolin Wiesa <2 µm Kaolin Spergau 1 <2 µm Kaolin Spergau 2 <2 µm

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

P2O5 0,5 0,3 0,2 0,2 0,5 0,8 0,5 1,0 0,7

Ce 2,2 1,6 0,5 0,5 0,7 1,0 1,4 0,4 0,5

La 3,3 3,2 6,2 6,3 0,5 3,4 3,3 0,4 0,3

Nd 2,2 1,7 0,4 1,0 0,8 0,9 1,1 0,4 0,4

Pr 0,6 0,6 1,0 1,0 0,6 1,0 1,0 0,3 0,3

Sm 2,6 2,2 1,0 1,0 0,9 1,0 0,9 0,4 0,4

Y 1,4 1,1 0,2 0,2 3,7 4,9 7,0 1,0 1,4

Nach Krumb (1998) ist zu schließen, dass die Eh/pH-Bedingungen der Verwitterung darüber

entscheiden, welche Phosphate im Verlaufe des kaolinitischen Verwitterungsprozesses erhal-

ten bleiben. Der hydraulische Klassierungsprozess sorgt im Zuge der Umlagerung für eine

weitere Sortierung aufgrund der unterschiedlichen Korngröße der Phosphatminerale.

5.3.7 Zirkonium und Hafnium

Die chemischen Elemente Zr und Hf sind sowohl in den Kaolinen als auch in den Tonen an

das Mineral Zirkon gebunden.

Tab. 83: An- und Abreicherungskoeffizienten von Zr in den Gesamtproben der Tone, normiert auf ausgewählte

Kaoline

Kaolin Caminau Kaolin Cunnersdorf Gesamt Kaolin Wiesa Gesamt Kaolin Spergau 1 Kaolin Spergau 2

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Wiesa Wiesa Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton (Grunge 1999) Ton Ton (Grunge 1999) Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

Zr 0,8 0,4 0,1 0,1 1,2 1,3 1,0 1,2 1,6 0,9 1,2 0,7

Zirkon wurde im Zuge der Umlagerung des Verwitterungsdetritus sehr effektiv aufgrund der

hydraulischen Klassierung von den Tonmineralen abgetrennt. In den Lagerstätten Wetro und

Guttau ist daher eine deutliche Abreicherung des Zr zu verzeichnen, in den schlechter sortier-

ten Tonen der Lagerstätten Roßbach und Wiesa war die Klassierung des Zirkon hingegen

weniger effektiv (Tab. 83).

Tab. 84: An- und Abreicherungskoeffizienten von Zr in der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone, normiert auf

ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau <2 µm Kaolin Wiesa <2 µm Kaolin Spergau 1 <2 µm Kaolin Spergau 2 <2 µm

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

Zr 2,7 1,6 0,6 0,6 5,7 2,8 3,1 1,2 1,2

In der Korngrößenfraktion <2 µm ist, mit Ausnahme des Wetroer Tons, eine Zunahme des Zr

in den Tonen zu verzeichnen. Diese Anreicherung in der Feinfraktion ist für ein an Schwer-

minerale gebundenes Element ungewöhnlich. In Guttau und Roßbach ist zu bedenken, dass

die Beimischung von Verwitterungsdetritus einer weiteren Quelle erfolgte, welche die Koeffi-

zienten beeinflusste (Tab. 84).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

166

Genaue Aussagen über das Verhalten von Hf im Zuge der Umlagerung sind nur schwer zu

treffen, da in den meisten Lagerstätten die Konzentration des Elements unterhalb der Nach-

weisgrenze liegt und die Werte der Kaoline und Tone damit weitgehend identisch sind. Da Hf

in der Lage ist Zr in Zirkonen zu substituieren, ist zu vermuten, dass das An- und Abreiche-

rungsverhalten des Hf ähnlich dem des Zr ist.

5.3.8 Chrom und Vanadium

Cr und V sind in den hier untersuchten Tonen mit hoher Wahrscheinlichkeit an die Tonmine-

rale, speziell an den Illit/Muskovit gebunden (vgl. Krumb 1998). Daher sind beide Elemente

deutlich in den Tonen angereichert (Tab. 85, 86). Der Eintrag von Cr und V über Ti- und Fe-

Oxide (Lasch 1973), Smektite und organische Substanzen ist ebenfalls nicht auszuschließen.

In Guttau könnte die deutliche Zunahme von Cr und V daher auf die Umlagerung der Fe-

Oxide und des Smektits der basaltischen Verwitterungskruste zurückzuführen sein. Die Fakto-

renanalyse weist in diese Richtung.

Tab. 85: An- und Abreicherungskoeffizienten von Cr und V der Gesamtproben der Tone, normiert auf ausge-

wählte Kaoline

Kaolin Caminau Kaolin Cunnersdorf Gesamt Kaolin Wiesa Gesamt Kaolin Spergau 1 Kaolin Spergau 2

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Wiesa Wiesa Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton (Grunge 1999) Ton Ton (Grunge 1999) Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

Cr 5,0 3,2 2,7 3,9 0,1 1,1 0,2 4,0 6,8 8,9 1,5 2,0

V 4,4 3,5 2,7 3,8 0,9 1,0 2,5 2,7 4,6 8,0 1,5 2,7

In der Korngrößenfraktion <2 µm ist die Zunahme von Cr und V meist geringer als in den

Gesamtproben, da die Tonminerale dieser Fraktion auch in den Kaolinen verstärkt Spuren-

elemente binden (Tab. 86).

Tab. 86: An- und Abreicherungskoeffizienten von Cr und V der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone, normiert

auf ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau <2 µm Kaolin Wiesa <2 µm Kaolin Spergau 1 <2 µm Kaolin Spergau 2 <2 µm

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

Cr 1,1 0,4 1,7 2,3 9,6 3,1 3,4 1,6 1,7

V 2,9 2,4 1,7 2,1 1,5 3,4 3,8 1,7 1,9

Die V-Gehalte in der Korngrößenfraktion <2 µm der Tone von Wiesa und Guttau sind gegen-

über denen des Cr leicht erhöht. Dies könnte ein Hinweis darauf sein, dass verstärkt V-reiches

feinkörniges Material einer weiteren Quelle in die Tone eingetragen wurde. Der Anteil Cr und

V der an Fe-Oxide gebunden war wurde während der Diagenese vermutlich freigesetzt und in

reduzierter Form im Tonsediment wieder fixiert.

5.3.9 Bunt- und Übergangsmetalle

Eine wesentliche Zunahme der Gehalte an Bunt- (Cu, Pb, Zn) und Übergangsmetallen (Co,

Ni) ist in den Guttauer und in geringerem Maße in den Wetroer Tonen zu beobachten (Tab.

87, 88). Die Zunahme beruht auf der Umlagerung von Fe-Oxiden und Tonmineralen, an die

sorptiv Bunt- und Übergangsmetalle fixiert waren. In den Proben der Lagerstätten Roßbach

und Spergau sind die Metallgehalte gleichermaßen gering. Sie liegen meist nahe oder unter-

halb der Nachweisgrenze (Tab. 87, 88).

Die deutliche Anreicherung des Cu in den Guttauer und untergeordnet in den Wetroer Tonen

(Tab. 87, 88) ist ein Indiz dafür, dass Fe-Oxide umgelagert wurden, da Cu in Verwitterungs-

horizonten und Böden meist in oxidischer Bindung vorliegt und nur selten silikatisch

gebunden ist (vgl. Sims 1986).

Die in allen Tonen nachvollziehbare Anreicherung des Zn, speziell in der Korngrößenfraktion

<2 µm, beruht mit einer hohen Wahrscheinlichkeit auf der Bindung des Elements an Oxide,

jedoch auch an Tonminerale, beispielsweise den Kaolinit. Aus diesem Grunde weisen auch

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

167

die Tone von Roßbach und Wiesa, die sonst nur geringe Metallgehalte besitzen, eine deutliche

Zn-Anreicherung auf (Tab. 88).

Tab. 87: An- und Abreicherungskoeffizienten von Cu, Pb, Zn und Co, Ni in den Gesamtproben der Tone, nor-

miert auf ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau Kaolin Cunnersdorf Gesamt Kaolin Wiesa Gesamt Kaolin Spergau 1 Kaolin Spergau 2

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Wiesa Wiesa Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton (Grunge 1999) Ton Ton (Grunge 1999) Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

Cu 10,3 2,0 4,0 2,0 1,0 5,4 1,0 5,4 2,0 2,0 1,0 1,0

Pb 2,8 2,7 2,0 2,9 0,4 0,6 1,0 1,5 1,0 2,9 0,2 0,4

Zn 7,2 4,7 3,0 3,8 0,1 0,3 1,0 2,7 2,0 2,0 1,0 1,0

Co 1,0 1,0 1,0 1,0 0,4 0,1 1,0 0,4 2,0 2,0 1,0 1,0

Ni 5,2 3,3 3,9 4,5 0,7 0,7 2,7 2,7 1,0 1,0 1,0 1,0

Tab. 88: An- und Abreicherungskoeffizienten von Cu, Pb, Zn und Co, Ni in der Korngrößenfraktion <2 µm der

Tone, normiert auf ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau <2 µm Kaolin Wiesa <2 µm Kaolin Spergau 1 <2 µm Kaolin Spergau 2 <2 µm

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

Cu 7,2 1,0 4,5 2,0 1,0 1,0 1,0 0,5 0,5

Pb 2,9 2,6 1,0 2,2 0,4 0,3 0,3 0,2 0,2

Zn 5,3 1,3 1,2 1,5 1,4 3,3 2,3 3,3 2,3

Co 2,4 1,2 1,0 1,0 3,7 1,0 0,5 1,0 0,5

Ni 5,5 3,2 3,6 3,9 3,3 1,0 1,0 1,0 1,0

Da Pb in zweiwertiger Form K, Sr und Ba in Silikaten substituiert, ist anzunehmen, dass es

über die Tonminerale und untergeordnet auch über Oxide in die Tone gelangte. In den Ober-

lausitzer Tonen ist daher eine Anreicherung des Pb zu verzeichnen (Tab. 87, 88).

Das Ni ist in den Lausitzer Tonen ebenfalls deutlich angereichert. Eine eindeutige Zuordnung

zu einer Mineralphase ist jedoch nicht möglich (Tab. 87, 88). Bereits Krumb (1998) konnte

das Ni in sächsischen Kaolinen keiner Mineralphase eindeutig zuordnen. Es ist zu vermuten,

dass es gleichermaßen sorptiv an Oxide und Tonminerale gebunden ist.

Co ist in der Feinfraktion der Guttauer Tone angereichert, da es gemeinsam mit Cu über Fe-

Oxide des Basaltzersatzes in die Guttauer Tone gelangte (Tab. 88). In Silikaten wird Co kaum

fixiert.

Während die an Tonminerale gebundenen Metalle weitgehend im Sediment fixiert wurden, ist

im Anschluss an die Sedimentation zu vermuten, dass sich in einer frühen diagenetischen

Phase rasch reduzierende Bedingungen innerhalb der Tone einstellten, wodurch die Oxide

während der frühen Diagenese instabil wurden. Durch die Zerstörung der Oxide erfolgte die

Freisetzung der an sie gebundenen Metalle. Im Zuge der mikrobiellen Sulfatreduktion ent-

stand H2S wodurch die Metalle in Form sulfidischer Phasen im Sediment fixiert werden

konnten. Die Genese der Metallsulfide ist folglich mit der Bildung des Pyrits vergleichbar,

bzw. geht mit der Pyritbildung einher (vgl. Darbinjan 1989). Nach Rösler (1991) können Pyri-

te geringe Gehalte an Co, Ni, As, Cu und Zn enthalten. Die Mengen dieser Metallsulfide sind

jedoch zu gering, um sie röntgendiffraktometrisch oder mikroskopisch in den Tonproben

nachweisen zu können. In den Guttauer Tonen wurde daher ein Teil der Metalle sulfidisch

gebunden. Inwiefern organische Komponenten oder organo-mineralische-Komplexe an der

Anreicherung der Metalle in den Tonen beteiligt sind, ist nicht zu klären.

Tone sind demnach eine geologische Falle für eine Vielzahl von Metallen. Der Eintrag erfolgt

über Tonminerale, Oxide und organische Substanzen. Eine diagenetische, postsedimentäre

Fixierung der Metalle im Sediment ist in der Lagerstätte Guttau erfolgt. In Wetro kann dieser

Prozess nur vermutet werden. In den Lagerstätten Roßbach und Wiesa wurden Metalle nahezu

ausschließlich über die Tonminerale eingetragen. Eine sulfidische Fixierung durch diageneti-

sche Prozesse ist dort nur untergeordnet zu beobachten.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

168

5.3.10 Kohlenstoff

Da keine Hinweise auf anorganischen Kohlenstoff in den Tonen existieren, ist davon auszu-

gehen, dass der Kohlenstoff organischen Ursprungs ist. Organisches Material ist mit 0,3 bis

10 % in den Tonen angereichert, meist werden Werte von 2 % jedoch nicht überschritten. In

der Korngrößenfraktion <2 µm ist eine geringe Zunahme der Gehalte zu verzeichnen. Die

Konzentration in den Kaolinen ist mit <0,1 % weit geringer als in den Tonen.

Das organische Material der Tone stammt aus Bodenhorizonten der Verwitterungskruste,

bzw. der an die Vorfluter angrenzenden Uferbereiche. Die Tone sind in der Regel organikrei-

cher, je feinkörniger sie sind. Dies ist darauf zurückzuführen, dass bei abnehmender Strömung

eine zunehmende Verlandung der Sedimentbecken erfolgte, wodurch das allochthone und

parautochthone organische Material gemeinsam mit den Tonen abgelagert wurde. Grobkörni-

ges organisches Material ist in den feinkörnigen Tonen weit verbreitet. Es wurde gemeinsam

mit den feinkörnigen Tonmineralen sedimentiert, da es eine geringere spezifische Dichte (<1

g/cm³) aufweist als die anorganischen Komponenten. Somit befinden sich in den Tonen häu-

fig Braunkohlenrelikte, deren Größe mehrere Zentimeter erreichen kann.

Es ist zu vermuten, dass ein Teil der organischen Substanz auch gebunden an Tonminerale

und Oxide in Form von organo-mineralischen- und organo-metallischen-Komplexen umgela-

gert worden ist.

Die pflanzlichen Komponenten der Tone unterlagen nach der Sedimentation der Inkohlung.

Der Inkohlungsgrad der organischen Substanz entspricht dem Weichbraunkohlestadium. Die-

se diagenetische Überprägung erfolgte in allen hier untersuchten Tonlagerstätten.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

169

6 Genetisches Modell der Bildung kaolinitischer Tonlagerstätten in Sach-

sen und Sachsen-Anhalt

6.1 Faktoren der Bildung kaolinitischer Tonlagerstätten

6.1.1 Klima und Vegetation im Tertiär

Das Klima regelt über Temperatur und Niederschlag und die dadurch bedingte Vegetation die

Intensität und die Reaktionsraten der an der Tonlagerstättenbildung beteiligten Prozesse. Fos-

sile Floren sind nach Mai (1995) die besten Indikatoren für die Rekonstruktion des tertiären

Klimas. Sie erlauben beispielsweise Aussagen über die Saisonalität der klimatischen Bedin-

gungen. Im Folgenden werden Klima und Vegetation während des tertiären

Bildungszeitraums der Tonlagerstätten vor dem Hintergrund des Stands der Forschung und

der eigenen Beobachtungen zusammenfassend dargestellt.

Abb. 91: Geschätzte Jahresmittel-Temperaturen und Niederschlagsraten im Tertiär Mitteleuropas (nach Mai

1995 ergänzt)

Das Paläozän ist klimatisch gesehen noch Teil der „mesozoischen Warmzeit“. Im Paläozän

und Eozän ist in Nordamerika nach Wolfe & Poore (1982) eine deutliche Klimafluktuation zu

verfolgen. Dies bestätigen Schwarzbach (1966) und Krutzsch et al. (1992) auch für die altter-

tiären Klimate Europas. Im ausgehenden Eozän verringerte sich dann die durchschnittliche

Temperatur (Abb. 91). Dieser Trend hielt im Oligozän weitgehend an. In den eozänen und

oligozänen Floren des Weißelsterbeckens befinden sich nach Krutzsch et al. (1992) Hinweise

auf zyklische klimatische Schwankungen. Sie beruhen demnach auf wechselnden ariden und

humiden klimatischen Bedingungen. Die Daten zahlreicher Autoren weisen darauf hin, dass

in Mitteleuropa während des unteren Miozäns die Temperaturen wieder zunahmen (Mai

1995). Ihr Maximum erreichten sie dann im mittleren Miozän. Diese „mittelmiozäne Erwär-

mung“ erfolgte vor 18-13 Mio.a (Mai 1995). Hiernach sanken die Temperaturen wieder

deutlich ab. Zagwijn & Hager (1987) ermittelten für das obere Miozän und das Pliozän der

Niederrheinischen Bucht zudem deutliche rhythmisch-zyklische Klimawechsel (Abb. 91).

Hierin deutet sich bereits der höher frequente rhythmische Wechsel von Glazialen und Inter-

glazialen im Quartär an (Mai 1995).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

170

Klimadaten von Schwarzbach (1966) und Zagwijn & Hager (1987) für das tertiäre Mitteleu-

ropa und von Burchardt (1978) für die tertiäre Nordsee sind in Abbildung 91

zusammengefasst. Ein grundlegender Trend einer zunehmenden Abkühlung im Tertiär ist

anhand der Daten unterschiedlicher Autoren zu erkennen (Mai 1995). Die deutlichen Klima-

oszillationen lassen es nach Mai (1995) jedoch nicht zu, eine gleichmäßige

Klimaverschlechterung im mitteleuropäischen Jungtertiär zu postulieren. Zudem belegen die

Klimadaten, dass im europäischen Tertiär zu keiner Zeit ein tropisches Klima bestanden hat

(Knobloch 1975). Nach Mai (1981) ist daher der weit verbreitete Gedanke eines definitiven

tropischen Klimas im europäischen Alttertiär aufzugeben.

Mai (1981, 1995) verwendete zur Rekonstruktion der tertiären Paläoklimate charakteristische

Makroflorengesellschaften, die er zu „zonalen Vegetationstypen“ zusammenfasste. Diese zo-

nalen Vegetationstypen nach Mai (1981) sind einer definierten Klimazone zuzuordnen. Sie

entwickelten sich über alten Böden, und ihre Zusammensetzung ist ausschließlich durch das

Klima bestimmt. In Tabelle 89 sind die wichtigsten tertiären zonalen Vegetationsformen mit

den zugehörigen Klimadaten zusammengefasst.

Tab. 89: Klimatische Grenzwerte für die tertiären zonalen Vegetationsgesellschaften Mitteleuropas (nach Mai

1976 und 1981)

Zeitraum Beispiel Zonaler

Vegetationstyp

Jahres-

mittel

Jahres-

schwankungen

Kältester

Monat

Absolutes

Minimum

Niederschlag Trocken-

zeiten

Bedingungen

T in°C T in°C T in°C T in°C mm/a Monate

Miozän-

Pliozän

Gesamteuropa Buchen-

Eichen-

Hainbuchen-

Mischwälder

10-6 15-30 +2,5- -10 -40 >500-2500 0 (bis3)

Oligozän-

Pliozän

O.-Pfalz,

Maintal

Eichen-

Kastanien-

Hainbuchen-

Mischwälder

13-10 17,5-34 +4 - -8 -30 >500-2500 0 (bis 3)

U.-

Oligozän-

O.-Miozän

N.-Böhmen,

Maar v. Rott

(Wiesa,

Wetro)

Warmgemäßigter

Regenwald

13-9 20-30 >-2 -25 1000-3000 0 (bis 3)

Wärmster

Monat

>15°C,

120-130 mm

Niederschlag

Wärmster

Monat

>20°C;

mit ausge-

prägter, nicht

sehr langer

kalter Jahres-

zeit

M.-

Oligozän-

O.-Miozän

Oberlausitz,

(Guttau)

Niederrhein

Warmgemäßigte

immergrüne

Laubwälder

16,5-13 <27 6-1 -15 1000-3000 0 (bis 4)

M.-Eozän

M.-Oligoz.

Geiseltal-

Mittelkohle

(Roßbach)

Subtropische

Regen- und

Lorbeerwälder

19-15 <24 15-3 -10 1000-1600 0 (bis 4)

M.Paläozän-

U.-M.-

Eozän

Belgien,

Messel

Paratropischer

Regenwald

25-20 <18 19-13 -1,8 >1000 0 (bis 4)

0°-Tages-

minimum,

sehr selten;

trockenster

Monat

>60 mm,

Frost unre-

gelmäßig und

sehr selten

6.1.1.1 Das Klima zu Zeiten der Entstehung der Roßbacher Tone

„Paratropische Regenwälder“ dominierten nach Mai (1995) die paläozäne Vegetation. Der

Begriff stammt von Wolfe (1972), der ihn für eine Vegetation verwendete, die mit dem tropi-

schen Regenwald verwandt ist und sich in Flachländern extratropisch oder in den mittleren

Lagen der tropischen Gebirge befindet (Tab. 89). Nach Mai (1995) gelangen zahlreiche Auto-

ren irrtümlich zu dem Schluss, dass im nachfolgenden Eozän eine Erwärmung stattfand und

tropische Klimate vorherrschten (Abb. 91). Er verdeutlicht jedoch, dass Monatsmitteltempera-

turen unter 16°C und hohe Jahresamplituden von 15-25°C (Cernjavska et al. 1988) gegen eine

solche Einstufung sprechen. Die Sommer waren im Eozän durch beträchtliche Wechsel der

Jahresmitteltemperaturen geprägt, die Winter blieben weitgehend mild. Im oberen Eozän

wurde das Klima zunehmend feuchter und subtropischer.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

171

Die mitteleozäne Mittelkohle des Geiseltals wurde von Mai (1976) eingehend untersucht. Es

ist davon auszugehen, dass die dort analysierten klimatischen Bedingungen durch die zeitliche

und räumliche Nähe zu den Roßbacher Tonen mit den klimatischen Bedingungen der Tonla-

gerstättenbildung weitgehend übereinstimmen. Die „schwarzen Kohlen“ des Geiseltals führen

Makrofloren, die in einem austrocknenden zerfallenden Moor entstanden. Diese sekundäre,

das Moor nach Austrocknung besiedelnde Vegetation ist nach Mai (1976) als lichter Kiefern-

Lorbeerwald zu bezeichnen (Tab. 89). Die Jahresmitteltemperaturen lagen bei ca. 15 bis

19°C. Mit hoher Wahrscheinlichkeit gab es drei wintertrockene Monate und damit eine Phase

der Wachstumsstagnation der Vegetation (Tab. 89). Die Stagnationsphase des Pflanzenwachs-

tums ist nach Mai (1995) mit hoher Wahrscheinlichkeit auf monsunale Ereignisse

zurückzuführen. Frost trat unregelmäßig und sehr selten auf. Die weit ausgedehnte Vermoo-

rung des mitteldeutschen küstennahen Tieflands und die starke Verwitterung (Kaolinisierung)

der Landoberflächen in Mitteleuropa im Eozän sind Zeichen eines großen Niederschlagsreich-

tums und weisen auf semihumide bis humide Bedingungen hin. Es ist daher zu vermuten, dass

die Erosion im Eozän sehr tiefgreifend und in den Sommermonaten stärker gewesen ist als in

den wintertrockenen Monaten.

Zusammenfassend kann festgestellt werden, dass sich die Roßbacher Tone in einem durch das

mitteldeutsche Ästuar geprägten küstennahen Tiefland bildeten (vgl. Kap. 6.1.2), wo unter

semihumiden bis humiden Bedingungen subtropische Regen- und Lorbeerwälder die Vegeta-

tion dominierten.

6.1.1.2 Das Klima zu Zeiten der Entstehung der Oberlausitzer Tone

An der Grenze Eozän/Oligozän erfolgte eine umfassende Meeresregression und eine groß-

räumige Abkühlung in Europa. Das Klima wurde kontinentaler. Im Oligozän sind daher

fallende Jahresmitteltemperaturen zu verzeichen (Abb. 91). Das untere und mittlere Miozän

Europas wurde hingegen durch ein warmgemäßigtes Regenklima geprägt. In einigen Regio-

nen wurden auch subtropische klimatische Bedingungen erreicht. Bereits im Eozän

verbreitete, wärmeliebende paratropische Mastixioideenfloren sind Anzeiger solcher subtropi-

schen Bedingungen (Mai 1995). Sie treten im Tertiär immer dann auf, wenn die klimatischen

Bedingungen für sie optimal sind. Das Klima des Miozäns ist im Allgemeinen jedoch als

weitgehend eintönig zu bezeichnen (Tab. 89). Die Temperaturen lagen im unteren und mittle-

ren Miozän im Jahresmittel bei ca. 10 bis 18°C. Nur äußerst selten wurden Werte unter dem

Gefrierpunkt erreicht. Unterschiede bestanden in den Tiefsttemperaturen sowie in den Jahres-

schwankungen der Temperatur und der Niederschläge (Mai 1995). Im oberen Miozän sanken

die Temperaturen ab und es dominierten zunehmend gemäßigte Klimatypen. Nach Menke

(1975) sind vereinzelt sogar winterkalte Klimate zu verzeichnen.

Die Vegetation Mitteleuropas im Oligozän und Miozän ist durch zwei Floren geprägt, die

einander abwechseln. Der Florenwechsel ist klimatisch bedingt, Standortunterschiede wirkten

sich nicht aus (Mai 1967). Es ist nach Mai (1964, 1967, 1995) ein deutlicher Wechsel zwi-

schen den aus dem Eozän stammenden paläotropischen Floren (u.a. Mastixioideen) und mehr

kontinental geprägten, in kühleren Klimaten beheimateten arkto-tertiären Floren zu verzeich-

nen. Die arkto-tertiäre Flora war eine laubwerfende, sommergrüne Vegetation, die die

subtropischen Waldgemeinschaften durchsetzte. Neben einem Wechsel vermischten sich die

Arten, wobei die Artenvielfalt und die Anzahl der paläotropische Florenelemente sich vom

Alt- zum Jungtertiär fortaufend verringerte (Mai 1964, 1967, 1995).

Die zonalen Vegetationsgesellschaften des Miozäns sind durch die Durchmischung der Floren

sehr zahlreich (Tab. 89). Die oligozänen subtropischen immergrünen Regen- und Lorbeer-

wälder wurden zunehmend durch warmgemäßigte immergrüne Laubwälder, gemischte

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

172

mesophytische Wälder sowie verschiedene Mischwald-Typen abgelöst (Mai 1995). Dies kor-

respondiert mit der durchschnittlichen Zunahme arkto-tertiärer Floren im Zuge des Miozäns

(Mai 1967).

In einigen Florenkomplexen des mittleren Miozäns ist ein stark wechselndes Verhältnis von

paläotropischen und arkto-tertiären Floren zu verzeichnen, so beispielsweise in den oberoli-

gozänen bis miozänen Sedimenten der Lausitz (Mai 1967). Nach eingehender Auswertung der

Daten ermittelte Mai (1967) einen 13-fachen Wechsel der Florendominanz für diesen Zeit-

raum. Auf dieser Grundlage entwickelte er eine biostratigraphische Zonengliederung der

Lausitzer Sedimente, auf Grundlage paläobotanischer, karpologischer Befunde. Gemäß der

Anzahl der Florenwechsel wurden 13 Florenzonen (I-XIII) unterschieden (vgl. Abb. 14).

Das untere Flöz, bzw. der 4. Lausitzer Flözhorizont in der Lagerstätte Guttau entspricht nach

Standtke & Strauss (1991) den Florenzonen III A bis IV des unteren Miozäns nach Mai

(1964, 1967). Es dominieren dort arkto-tertiäre Floren, denen nur wenige paratropische Ele-

mente beigemischt sind (Mai 1964, 1967). In den jüngeren Abfolgen ist eine Zunahme dieser

Elemente zu beobachten. Ein humides, warmgemäßigtes Klima mit kurzen Episoden nahezu

subtropischer Klimate unter Bildung einer Laub- bis Mischwaldvegetation kann daraus abge-

leitet werden (Mai 1967).

Nach Mai (1995) zeichnet sich der Florenkomplex von Eichelskopf-Wiesa, der nach Standtke

& Strauss (1991) dem 2. Lausitzer Flözhorizont zuzuordnen ist, durch eine extreme paläotro-

pische Komponente aus. Arkto-tertiäre Floren treten demnach deutlich zurück und sind an

einigen Fundstellen nahezu völlig verschwunden. Die Vegetation ist als „Mixed Mesophytic

Forest“, somit als warmgemäßigter immergrüner Regenwald zu bezeichnen (Tab. 89). Mai

(1970) ermittelte einen fast isothermen Jahrestemperaturgang und hohe Niederschläge >1000

mm/a, die über das ganze Jahr gleich verteilt waren (Tab. 89). Ähnliche klimatische Bedin-

gungen sind für die ebenfalls im unteren Mittelmiozän entstandenen Tone der Lagerstätte

Wetro zu vermuten.

Nach Störr (1978) ist die Bildung kaolinitischer Verwitterungskrusten unter warm-humiden

Bedingungen bei einer mittleren Jahrestemperatur von 16-18°C und Niederschlagsraten von

>1000 mm besonders intensiv. Diese klimatischen Voraussetzungen sind in Mitteleuropa von

der Oberkreide bis in das mittlere Miozän hinein gegeben. Die mächtigen miozänen Sedimen-

te der Niederlausitz beweisen die Umlagerung des kaolinitischen Detritus. Die weit

verbreiteten Braunkohlenflöze der Niederlausitz belegen zudem die flächenhafte Vermoorung

der Region zu dieser Zeit. Die Moore weisen auf vollhumide Bedingungen hin.

Es ist zu folgern, dass die Oberlausitzer Tonlagerstätten sich in einem warmgemäßigten bis

subtropischen ganzjährig humiden Klima bildeten, weshalb Regenwälder, Laubwälder und

Mischwälder die Vegetation am Übergang des Berglandes der Böhmischen Masse zum nörd-

lich gelegenen küstennahen Tiefland der Niederlausitz dominierten.

6.1.1.3 Bodenbildung in Abhängigkeit von den klimatischen Bedingungen

Während zahlreiche ältere Autoren (u.a. Harrassowitz 1926, Neumann 1954, Buchwald 1971,

Valeton 1983) eine umfassende Lateritbildung (Ferralitisierung) in den Bodenhorizonten der

kaolinitischen Verwitterungskrusten Mitteleuropas vermuten, erfolgte nach Mai (1995) und

Krumb (1998) die Bildung der Kaoline Sachsens unter einem Lessive-artigen (Fahl- oder

Grauerde-artigen) Solum, unter einer dichten Laub- und Mischwaldvegetation mit einer hohen

Humusproduktion. Das Lessive-artige Solum sorgte demnach für reduzierende Verhältnisse

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

173

und schwach saure pH-Bedingungen im Sickerwasser, was eine in die Tiefe fortschreitende

Kaolinisierung sicherstellte.

Die warmgemäßigten bis subtropischen humiden Bedingungen und die mineralogisch-

chemische Zusammensetzung der Kaoline und Tone in Sachsen und Sachsen-Anhalt weist

allerdings darauf hin, dass die Bezeichung der Bodenhorizonte als Fahlerden (Podzoluvisol)

die tertiäre Bodenbildung nur unzureichend kennzeichnet. Fahlerden sind nach Scheffer &

Schachtschabel (1998) dreischichtsilikatreich, kaolinitarm und unter rezenten klimatischen

Bedingungen beispielsweise auch in Europa verbreitet. Aufgrund der klimatischen Bedingun-

gen ist die von vielen Autoren (Harrassowitz 1926, Neumann 1954, Buchwald 1971, Valeton

1983) postulierte flächenhafte Bildung von Ferralsolen (Lateriten) im Tertiär Mitteleuropas

ebenfalls nicht wahrscheinlich. Nach Krumb (1998) erfolgte die regionale Ausbildung lateriti-

scher Krusten über Kaolinen bestenfalls unter subtropischen klimatischen Bedingungen. Die

zur Bildung von mächtigen und weit ausgedehnten Lateritdecken notwendigen tropischen

klimatischen Bedingungen bestanden im Tertiär dagegen zu keinem Zeitpunkt (Mai 1995). Da

weder die Bildung von Fahlerden noch die Lateritisierung die Bodengenese über tertiären

kaolinitischen Verwitterungskrusten befriedigend erklärt, ist eine neue Interpretation der Bo-

dengenese notwendig.

Abb. 92: Merkmale illit- und kaolinitreicher Böden humider gemäßigter bis tropischer Klimate – Bezeichnungen

nach der Klassifikation der FAO (2006) / Abbildung nach Schroeder (1972) und Schwertmann & Niederbudde

(1993) ergänzt

Kaolinit- und illitreiche Böden der humiden gemäßigten Klimate und der immerfeuchten bis

wechselfeuchten Subtropen und Tropen sind in Abb. 92 nach der Nomenklatur der „world

reference base for soil resources“ der FAO (2006) zusammengefasst. In gemäßigten humiden

Klimaten dominieren über quarz- und silikatreichen tonarmen Gesteinen Cambisole, Luvisole

und Podzoluvisole (Braunerden, Parabraunerden und Fahlerden). Mit zunehmender Bodendif-

ferenzierung können sich aus diesen Böden Podzole entwickeln. Die Böden der gemäßigten

Klimate sind meist dreischichtsilikatreich. Bei einer stärkeren Bodenentwicklung können

auch Kaolinite auftreten (Scheffer & Schachtschabel 1998).

Unter wechselfeuchten bis immerfeuchten, subtropischen und tropischen klimatischen Bedin-

gungen entstehen bei gleichem Ausgangssubstrat kaolinitreiche Böden. Während Acrisole

und Alisole neben Kaolinit erhöhte Gehalte an Dreischichtsilikaten führen, ist die Bodenent-

wicklung in den Ferralsolen so weit vorangeschritten, dass im Zuge einer starken

Desilifizierung neben Kaolinit nur noch Fe-Oxide sowie Fe- und Al-Hydroxide und -

Oxihydroxide anzutreffen sind (Scheffer & Schachtschabel 1998).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

174

Auf Grundlage der tertiären klimatischen Bedingungen und der Zusammensetzung der Kaoli-

ne und Tone, ist über den Kaolinen im Süden Ostdeutschlands eine Bodenentwicklung zu

vermuten, die am ehesten mit denen rezenter Acrisole und Alisole zu vergleichen ist. Acrisole

und Alisole sind Böden feuchter Tropen und Subtropen, die auch in warmgemäßigten Klima-

ten verbreitet sind. Während sich Acrisole bevorzugt auf quarzreichem Ausgangssubstrat

befinden, ist das Ausgangssubstrat der Alisole variabler und häufig auch basisch (FAO 2006).

Beide Böden sind reich an Kaolinit, enthalten jedoch auch Anteile von Dreischichtsilikaten.

Sie besitzen eine geringe Basensättigung, weshalb Podsolierung (Fe-, Al- und Humusverlage-

rung vgl. Kap. 6.2.1) häufig auftritt. Tonverlagerung (Lessivierung; vgl. Kap. 6.2.1) ist weit

verbreitet und profilbildend. Unter einem humusreichen Oberboden (Ah) befindet sich daher

ein fahler, heller Eluvialhorizont (Al) und darunter ein meist braun gefärbter tonakkumulierter

(Bt) Anreicherungshorizont (Abb. 93). Typisch ist die Anreicherung von Fe-Oxiden und

Tonmineralen im untersten Bodenhorizont (Bu), weshalb diese Zone eine ockergelbe bis

braunrote Farbe besitzt (vgl. Scheffer & Schachtschabel 1998). Die Böden weisen damit so-

wohl Eigenschaften der Laterite (Ferralsole) als auch der Fahlerden (Podzoluvisole) auf. In

Lateriten ist eine bedeutendere Anreicherung von Fe und in Fahlerden eine stärkere Anreiche-

rung von Ton durch Tonmineralneubildungen (v in Alv und Bvt) zu verzeichnen (Abb. 93).

Abb. 93: Idealisierte schematische Bodenprofile humider gemäßigter und subtropisch bis tropischer Böden (nach

Scheffer & Schachtschabel 1998 und der FAO 2006 ergänzt)

Es ist daher zu vermuten, dass sich in Ostdeutschland in der Regel Acrisole und Alisole als

Bodenhorizonte über den in-situ-Kaolinen befanden. In Zeiten, in denen die klimatischen Be-

dingungen wesentlich gemäßigter waren, verzögerte sich die chemische Verwitterung und es

entwickelten sich regional dreischichtsilikatreiche Luvisole und Podzoluvisole anstelle der

Acrisole und Alisole. Bei zunehmend tropischen Bedingungen verstärkte sich die chemische

Verwitterung und es konnten vermutlich regional Ferralsole (Laterite) entstehen.

6.1.2 Die paläogeographische und -tektonische Entwicklung im Tertiär

Die paläogeographische und tektonische Situation beinflußt die Bildung und Erhaltung von

Verwitterungskrusten und der umgelagerten Tone in hohem Maße. Für ein besseres Verständ-

nis der Umlagerung des kaolinitischen Verwitterungsdetritus in Zeit und Raum ist es daher

notwendig, die paläogeographische und –tektonische Situation im Tertiär im Süden Ost-

deutschlands näher zu betrachten. Die folgenden Ausführungen basieren weitgehend auf der

Arbeit von Störr (1975).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

175

Demnach entwickelte sich bereits in der unteren Kreide eine erste, präcenomane kaolinitische

Verwitterungskruste über den präkretazischen Basementgesteinen in Sachsen-Anhalt, Thürin-

gen und Sachsen, die im Zuge einer Transgression im Cenoman und Turon durch Sedimente

überdeckt, bzw. nahezu vollständig erodiert wurde (Abb. 94).

Abb. 94: Schematische Profildarstellung der tektonischen und morphologischen Entwicklung des NW-

Böhmischen Massivs im Tertiär (nach Störr 1975 und Krumb 1998 ergänzt).

Mit Ende dieser ersten tektonischen Bewegungphase begann in der Oberkreide eine tekto-

nisch weitgehend stabile Phase, die abgesehen von einer Hebungsphase an der Grenze

Eozän/Oligozän, bis in das Miozän hinein reichte (Abb. 94). Das flachwellige Hügelland süd-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

176

lich einer Linie zwischen Helmstedt und Cottbus war in diesem Zeitraum weitgehend konti-

nental geprägt. Die tektonische Stabilität der Region führte unter den humiden gemäßigten bis

subtropischen klimatischen Bedingungen zu einer tiefgründigen Verwitterung und zur Kaoli-

nisierung der Basementgesteine (Störr 1975).

Seit dem unteren Eozän entwickelte sich in Mitteldeutschland inmitten des Hügellandes ein

langgestrecktes, nach Norden entwässerndes Ästuar in einem ausgedehnten Küstentiefland,

über welches die südlich, westlich und östlich gelegenen Festlandsbereiche entwässerten

(Abb. 95). Dieses Küstentiefland erstreckte sich vom Raum Helmstedt über die Leipziger

Tieflandsbucht bis in das Weißelster-Becken (Krutzsch et al. 1992). Im mittleren und oberen

Eozän wurde durch jungalpidische Bewegungen die Subrosion ausgelöst, die im Geiseltal, im

Roßbacher Hauptbecken, in einigen Bereichen der Leipziger Tieflandsbucht und im westli-

chen Weißelster-Becken dazu führte, dass Salze punktuell abgeführt wurden. Es bildeten sich

terrestrische Becken, in denen fluviatile und limnische Sedimente des angrenzenden kaolini-

sierten Festlands zur Ablagerung gelangten. In Zeiten geringer Subrosion, bzw. wenn diese

zum Stillstand kam, wurden in einer Stillwasserfazies limnische und fluviatile kaolinitische

Tone sedimentiert, so auch im Roßbacher Hauptbecken. Die stauenden Eigenschaften des

Tons führten bei zunehmender Verlandung zu einer regionalen Vermoorung (Thomae &

Schroeter 1996). Die Moorbildungen befinden sich rezent als Braunkohlen innerhalb der se-

dimentären Abfolgen des Geiseltals und des Roßbacher Hauptbeckens sowie des

mitteldeutschen Braunkohlegebiets.

Die eozänen Tone von Roßbach belegen, dass bereits zu dieser Zeit eine mächtige kaoliniti-

sche Verwitterungskruste existierte, durch deren Umlagerung kaolinitische Tone entstehen

konnten. Böttger (1992) beschreibt beispielsweise Bohrungen aus der Region Leipzig, bei

denen unter den eozänen und oligozänen Braunkohlen und klastischen Sedimentabfolgen eine

ältere kaolinitische Verwitterungskruste erbohrt wurde.

An der Wende Eozän/Oligozän erfolgte nach Störr (1975) die Hebung weiter Teile der südli-

chen Grundgebirge (Lausitz, Fichtelgebirge, Erzgebirge), was eine tektonische Gliederung der

präoligozänen Peneplain zur Folge hatte. Neben einer fortdauernden Kaolinisierung ist damit

eine zunehmende Erosion der Verwitterungskruste in den südlichen Regionen zu beobachten,

deren Produkte nach Norden geschüttet wurden.

Im unteren und mittleren Oligozän erfolgte eine weitreichende Meerestransgression. Teile des

mitteldeutschen Ästuars wurden überflutet und unterlagen damit einem deutlich marinen Ein-

fluss (Abb. 95). Die kaolinitische Verwitterungskruste wurde in diesen Regionen weitgehend

erodiert oder durch marine Sedimente überlagert (Abb. 94 / Störr 1975). Ein schmaler Streifen

des Küstentieflands entwickelte sich in dieser Zeit am Nordrand des Lausitzer Blocks

(Krutzsch et al. 1992). Die Lausitz war weiterhin überwiegend festländisch geprägt und die

Gesteine des Basements unterlagen einer intensiven kaolinitischen Verwitterung (Abb. 94 und

95).

Ende des mittleren und zu Beginn des oberen Oligozäns erfolgte die Regression des Meeres in

Mitteldeutschland aufgrund einer Hebung des Gesamtgebiets. An der Wende oberes Oligo-

zän/unteres Miozän verlagerte sich die Küstenlinie wieder weiter nach Süden, da

epirogenetische Bewegungen dafür sorgten, dass nach und nach nördliche und nordwestliche

Teile des Lausitzer Blocks entlang von Störungen einbrachen und in das nördliche Sedimenta-

tionsgebiet des norddeutsch-polnischen Beckens mit einbezogen wurden (Lotsch et al. 1969).

Die Hebungen führten zu einer deutlichen bruchtektonischen Gliederung des Böhmischen

Massivs (Störr 1975). Da die Hebungstendenz in den nördlich an den Graben angrenzenden

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

177

Arealen am stärksten ausgeprägt war und nach Nordwesten hin abnahm, setzte eine verstärkte

Erosion der südlichen Gebiete ein und der Detritus wurde nach Norden transportiert (Abb.

94). Aus diesem Grunde wurde die kaolinitische Verwitterungskruste des südlichen Base-

ments nahezu vollständig erodiert und der Detritus nach Norden, in den deltaisch-paralisch bis

kontinental geprägten Sedimentationsraum des weit ausgedehnten Küstentieflands umgelagert

(Abb. 94). Die tertiären Sedimente der Ober- und Niederlausitz sind Produkte dieser miozä-

nen Umlagerung.

Abb. 95: Paläogeographie im nördlichen Vorland der Böhmischen Masse im Eozän und Oligozän (Krumb 1998

nach Krutzsch et al. 1992)

In NW-Sachsen und in der Oberlausitz entstanden im unteren und mittleren Miozän am Über-

gang zum norddeutsch-polnischen Senkungsfeld eine Vielzahl kleiner kontinentaler Becken

(Abb. 94), so beispielsweise die Becken von Wiesa, Wetro und Guttau in der Lausitz. Wäh-

rend ältere Schriften (Adam 1969, Buchwald 1971) eine lokale Entwicklung der tertiären

Becken der Oberlausitz postulieren, weisen neuere Foschungsergebnisse darauf hin, dass die

Kleinbecken als Relikte eines zusammenhängenden limnisch-fluviatilen Sedimentationsraums

aufzufassen sind, deren Stratigraphie mit der Niederlausitz übereinstimmt (Standtke & Strauss

1991). Die tertiären Sedimente der kleinen Becken der Oberlausitz repräsentieren die südliche

Randfazies des Niederlausitzer Tertiärs (Abb. 94). In Zeiten geringer Absenkungstendenz

entwickelten sich weit ausgedehnte Torfmoore über den sedimentären Abfolgen der Region.

Gegen Ende des Oligozäns setzte ein basaltischer Vulkanismus in der Lausitz ein (Störr 1975,

Walter 1992). Die nördlichsten Ausläufer befinden sich bei Guttau (Lasch 1973). Erst im un-

teren Miozän kam der basaltische Vulkanismus in der Region zum Erliegen. Der Basalt

unterlag einer intensiven oberoligozänen und untermiozänen Verwitterung, da bereits Verwit-

terungsprodukte der Basalte in Form von Fe-Oxiden und Smektiten in die untermiozänen

Guttauer Tone umgelagert wurden.

Im Pliozän erfolgte eine weitere Hebung des Böhmischen Massivs (Störr 1975), weshalb die

weitere Verebnung der Oberlausitz zu vermuten ist (Abb. 94). Die nach Norden gerichtete

und seit dem Mesozoikum bestehende Entwässerungsstruktur führte im ausgehenden Pliozän

und im frühen Pleistozän, noch vor Beginn der Eiszeiten, zu einer Vielzahl von Flussläufen,

die das südliche Bergland in Richtung des nördlichen Tieflands entwässerten. In der Lausitz

entstanden der Senftenberger-, der Bautzener und der Berliner Elbelauf. Die meist grobklasti-

schen Sedimente dieser Flußläufe sind vor allem im Bereich tertiärer Hochflächen erhalten

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

178

geblieben. Sie schützten die tertiären Sedimente vor pleistozäner Erosion, so auch die Tone

der Oberlausitz.

Während aus dem Geiseltal sowohl elster-, saale- und in geringem Maße auch weichseleis-

zeitliche Sedimente bekannt sind, drang nur die erste elstereiszeitliche Vereisung in der

Lausitz bis in die Region Kamenz vor. Geschiebe dieser Eiszeit befinden sich bei Wiesa, aus

Wetro sind keine eiszeitlichen Sedimente bekannt (Störr 1983). In Guttau erfolgte die Ablage-

rung pleistozäner Geschiebemergel (Lasch 1969), die mit hoher Wahrscheinlichkeit dem

ersten Stadium der Saaleeiszeit zuzuordnen sind (vgl. Kupetz et al. 1989).

Im Laufe des Pleistozäns wurde die ostdeutsche Landschaft weitgehend umgestaltet. Es ent-

standen pleistozäne Rinnensysteme, die die südlich gelegenen Hochflächen nach Norden

entwässerten. In deren Zwischenraum entwickelten sich weit ausgedehnte Verebnungsflä-

chen. Dazwischen befanden sich Hochflächen, so beispielsweise in der Region Caminau. Der

größte Teil der Oberlausitz blieb im Pleistozän als Hochfläche erhalten, weshalb sie eine ge-

ringe quartäre Bedeckung aufweist (vgl. Kupetz et al. 1989).

Elstereiszeitliche bis holsteininterglaziale Tektonik führte in der Oberlausitz zu einer vertika-

len Verstellung und einer Kippung der Bruchschollen (Wolf & Hirschmann 1964). Die

tertiären Sedimente sind demnach möglicherweise nur dort erhalten geblieben, wo die Schol-

lenkippung zu einer tieferen Versenkung der tertiären Sedimente in ein ausreichend tiefes

Niveau führte (Buchwald 1971).

Aus der mesozoisch-tertiären paläogeographischen und tektonischen Entwicklung des Unter-

suchungsgebiets ist zu schließen, dass

• die Kaolinisierung der Basementgesteine von der Oberkreide bis in das Oligozän und

teilweise bis in das Miozän hinein erfolgen konnte und die Gesteine des flachwelligen

Hügellandes des nördlichen Böhmischen Massivs und des Thüringer Beckens in tek-

tonisch weitgehend stabilen Phasen der Peneplainisierung unterlagen.

• die intensive Erosion der kaolinitischen Verwitterungskruste im Eozän Mitteldeutsch-

lands durch Subrosionsvorgänge, später durch epirogenetische Bewegungen initiiert

wurde, im Bereich des nordwestsächsischen Vulkanitkomplexes und des Lausitzer

Blocks wurde sie hingegen durch epirogenetische Bewegungen an der Grenze Oligo-

zän/Miozän ausgelöst. Das Maximum der Erosion lag damit im Eozän bis Miozän. Die

kaolinitischen Tonlagerstätten im Untersuchungsgebiet sind aus diesem Grunde eozä-

nen bis miozänen Alters.

• die Sedimentation der sehr reinen kaolinitischen Tone in der Nähe der südlich bzw.

südöstlich gelegenen Quellen erfolgte. Sie sind keine Fernschüttungen. Gegen Ende

des Miozäns waren vermutlich die kaolinitischen Verwitterungskrusten des südlichen

Berglandes bereits weitgehend erodiert und die nördlich gelegenen Regionen infolge

der Umlagerung mit Sedimenten bedeckt. Da die klimatischen Bedingungen eine wei-

tere Kaolinisierung nicht mehr ermöglichten, konnte postmiozän die Bildung sehr

reiner kaolinitischer Tone nicht mehr erfolgen.

• die tertiären kaolinitischen Tone des Roßbacher Beckens und der Oberlausitz durch

die Bedeckung mit tertiären sowie quartären Sedimenten und möglicherweise durch

posttertiäre Tektonik vor Erosion geschützt wurden und daher erhalten geblieben sind.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

179

6.1.3 Einfluss der Ausgangsgesteine auf die Kaolinisierung und die Bildung der kaoli-

nitischen Tone

Der Einfluss der Ausgangsgesteine auf die Zusammensetzung von in-situ-Kaolinen ist sowohl

generell (Millot 1970, Meunier 2005), als auch im Falle der Kaoline Sachsens nachgewiesen

(Lasch 1970, Buchwald 1971, Krumb 1998). Wie Krumb (1998) zeigen konnte, ist die Zuord-

nung der in-situ-Kaoline zu einem spezifischen Ausgangsgestein aufgrund der Gehalte der

sich im Verwitterungsprozess weitgehend immobil verhaltenden chemischen Komponenten

wie z.B. Al2O3, TiO2, Zr und den SE-Elementen möglich. Nach Lasch (1969) sind die Unter-

schiede zwischen Grauwacken-, Granodiorit-, Granit- und Syenodiorit-Kaolinen in den von

ihm getesteten chemischen und mineralogischen Parametern (V, B, Mn, Ba, Ni, Cr sowie Ka-

olinit- und Glimmer-Gehalte) jedoch nicht signifikant, während sich Schiefer-, Basalt- und

Lamprophyrzersätze deutlich unterscheiden.

Lasch (1969) ging noch einen Schritt weiter und untersuchte an Kaolin- und Tonproben der

Lausitz, inwieweit die Varianz spezifischer Elemente zwischen Kaolinen und Tonen signifi-

kant ist. Das Ergebnis lautete, dass die untersuchten Elemente der einzelnen Lagerstätten

signifikante Unterschiede aufweisen. In einer späteren Arbeit konkretisierten Lasch & Thier-

gärtner (1981) die Ergebnisse von Lasch (1969, 1970). Demnach sind die Kaoline Sachsens

statistisch sehr gut von den Tonen abzugrenzen. Eine Zuordnung der Tone zu einem spezifi-

schen Ausgangsgestein, bzw. einem spezifischen Kaolin ist jedoch nicht möglich.

Anhand von 21 ausgewählten Variablen wurde die Ähnlichkeit der chemischen Zusammen-

setzung der Kaoline, der Tone und der Lausitzer Ausgangsgesteine im Zuge dieser Arbeit

überprüft (Abb. 96). Die Clusteranalyse bestätigt das Ergebnis von Lasch & Thiergärtner

(1981). Die Kaoline und Tone können statistisch weitgehend voneinander unterschieden wer-

den. Eine Ausnahme bilden die Gesamtprobe des Roßbacher Ton 1 und 3, der Obere Wetroer

Ton und der Cunnersdorfer Kaolin (Abb. 96). Die Tone sind sich in der Regel untereinander

ähnlicher als dem Kaolin, aus dem sie hervorgegangen sind. Gleichartige Tone können dem-

nach aus verschiedenen Ausgangsgesteinen hervorgehen. Die chemische und mineralogische

Zusammensetzung des Ausgangsgesteins der Kaoline ist für die Zusammensetzung der Tone

daher nur von geringer Bedeutung. Die Anwesenheit zahlreicher feinkörniger verwitterungs-

beständiger residualer Komponenten des Ausgangsgesteins in der Schlufffraktion der in-situ-

Kaoline vermindert jedoch bei einer kurzstreckigen Umlagerung der Verwitterungskruste die

Effektivität der Trennung der Tonminerale von den residualen Komponenten. Aus diesem

Grunde sind die Wiesaer und Roßbacher Tone relativ schluff- und quarzreich.

Aus Abbildung 96 geht hervor, dass der Obere Wetroer Ton eine große Ähnlichkeit mit der

Feinfraktion des Caminauer Granodiorit-Kaolins besitzt und die Roßbacher Tone 1 und 3 mit

dem Spergauer Kaolin 2. Die Ähnlichkeit der Proben mit ihrer „Quelle“ ist darauf zurückzu-

führen, dass das umgelagerte Material aus einem gleichartigen Kaolin entstanden ist, dessen

Verwitterungsgrad und dessen Korngrößenverteilung mit der des Tons weitgehend überein-

stimmt. Die kurzstreckige Umlagerung der Tone führte dazu, dass diese Voraussetzungen

bevorzugt jene in-situ-Kaoline erfüllen, aus denen sie abstammen.

Die Ausgangsgesteine besitzen im Allgemeinen eine größere Ähnlichkeit mit den Tonen als

mit den Kaolinen (Abb. 96), da die in-situ-Kaoline während der Verwitterung zunehmend an

chemischen Komponenten verarmen. Die Umlagerung von Bodenhorizonten gemeinsam mit

den tieferen Zonen der Verwitterungskruste sowie die diagenetische bzw. sekundäre Zufuhr

von externen Lösungen führen in der Regel wieder zu einer Zunahme der Variabilität der che-

mischen Zusammensetzung. Daher sind die Tone den Ausgangsgesteinen ähnlicher als die

intensiv verwitterten Kaoline.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

180

Abb. 96: Clusteranalyse der Gesamtproben und der Korngrößenfraktion <2 µm der Kaoline und Tone / Distanz-

maß: quadrierte euklidische Distanz (Ges.=Gesamt, We.=Wetro, Gu.=Guttau, Wi.=Wiesa, Ro.=Roßbach,

Cam.=Caminau, Sp.=Spergau, Cu.=Cunnersdorf, Laus.Grauw.=Lausitzer Grauwacke, Laus.Granod.=Lausitzer

Granodiorit, Kr. = Daten nach Krumb 1998, Gr. = Daten nach Grunge 1999) / Berechnet auf der Grundlage von

21 Variablen: SiO2, Al2O3, Fe2O3 ,TiO2, MgO, CaO, K2O, Ba, Ce, Cr, Ga, La, Nb, Nd, Pb, Rb, Sr,V, Y, Zn, Zr.

Die Zuordnung der Kaoline zu einem spezifischen Ausgangsgestein gelang Krumb (1998)

durch eine Multiple Diskriminanzanalyse beruhend auf 3 Funktionen. Für diese Funktionen

waren die Elementgehalte der während des Verwitterungsvorgangs weitgehend immobilen

Elemente von entscheidender Bedeutung. Diese Elemente sind Al2O3, TiO2, Zr, Ce, La, Nd,

Cu, Nb, Pb und Th, als weitgehend immobil aber statistisch insignifikant führt Krumb (1998)

die Elemente Sc, Y und Ga an.

Die Problematik der Zuordnung eines Tons zu einem spezifischen Ausgangskaolin beruhend

auf den Elementen von Krumb (1998) besteht darin, dass ein großer Teil der immobilen Ele-

mente des Kaolins an akzessorische Schwerminerale gebunden sind, die durch den

Umlagerungsvorgang in unterschiedlichem Maße klassiert werden. Quarz, Zirkon und Ton-

minerale werden durch Klassierung ab-, bzw. angereichert. Metalle können in

unterschiedlichem Maße zu- und abgeführt sowie durch sekundäre, bzw. diagenetische Pro-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

181

zesse im Sediment fixiert werden. Die Mischung unterschiedlicher Quellen sorgt des Weite-

ren dafür, dass das chemische Muster des Ausgangsgesteins, bzw. des Kaolins nicht erhalten

bleibt. Die in den Ausgangsgesteinen und den Kaolinen immobilen und für die Zuordnung

signifikanten chemischen Komponenten können somit im Zuge der Umlagerung einer wesent-

lichen Konzentrationsänderung unterliegen. Eine statistische Zuordnung eines Tons zu einem

Kaolin oder Ausgangsgestein ist damit im Regelfall nicht möglich.

Die einzige Möglichkeit, Belege für die Provenienz eines Tons zu sammeln, bietet der direkte

Vergleich der Elementzusammensetzung einzelner Kaoline und Tone, bzw. einzelner Mine-

ralphasen, wie dies exemplarisch in Kapitel 4 dargestellt wurde. Eine detaillierte Analyse der

geologisch-strukturellen Entwicklung der Tone ist damit für die Herkunftsbestimmung unum-

gänglich.

Die Ausgangsgesteine der Kaoline besitzen somit nur einen geringen Einfluss auf die Zu-

sammensetzung kaolinitischer Tone. Der Grad der Verwitterung des umgelagerten Kaolins

und die Sortierung des umgelagerten Materials sind von entscheidender Bedeutung.

6.1.4 Bildungszeitraum

Die vollständige Verwitterung eines Ausgangsgesteins benötigt bei gleichen Faktoren einen

längeren Zeitraum, als eine unvollständig verlaufende. Dies gilt gleichermaßen für die Voll-

ständigkeit der Ausbildung von Bodenhorizonten (Righi & Meunier 1995). Der Zeitraum für

eine tiefgründige kaolinitische Verwitterung kann anhand von Laborversuchen abgeschätzt

werden. Nahon (1991) vergleicht die Daten der Umwandlungsdauer von 1 mm eines sauren

Ausgangsgesteins zu kaolinitischem Saprolith nach unterschiedlichen Autoren. Die Angaben

variieren zwischen 4 und 50 mm in tausend Jahren, eine Abstufung nach Klimazonen geht

daraus nicht hervor.

Die kaolinitische Tonlagerstättenbildung setzte im Eozän ein, verstärkte sich im Miozän und

ist im Pliozän kaum mehr nachweisbar. Eine seriöse Schätzung der Länge des Zeitraums, in

welchem der Ton einer spezifischen Lagerstätte umgelagert wurde, ist nicht möglich.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

182

6.2 Prozesse der Bildung kaolinitischer Tonlagerstätten

6.2.1 Verwitterung und Bodenbildung

Die kaolinitische Verwitterung der Ausgangsgesteine wurde bereits in Kapitel 3 umfassend

dargestellt und diskutiert. Sie war nicht nur in den tieferen Zonen wirksam, sondern auch un-

ter veränderten Bedingungen in den Bodenhorizonten des Verwitterungsprofils.

In der Regel sind die oberen Horizonte der tertiären kaolinitischen Verwitterungskruste durch

Erosion und die Sedimentation jüngerer Sedimente gekappt. Der Übergang zwischen Kaolin

und Bodenhorizont ist rezent daher diskordant. Da die tertiären Böden der Untersuchung nicht

mehr zugänglich sind, kann nur indirekt auf die tertiäre Bodenentwicklung geschlossen wer-

den. Setzt man voraus, dass gerade die oberen Zonen der Verwitterungskruste erodiert

wurden, so ist zu folgern, dass ein großer Teil der in die Tone umgelagerten Partikel aus den

Bodenhorizonten der kaolinitischen Verwitterungskruste stammt. Somit sind neben den in

Kapitel 3 beschriebenen Verwitterungsprozessen bodenbildende Prozesse von besonderer

Bedeutung für die Zusammensetzung der Tone.

Die klimatischen Bedingungen und die mineralogisch-chemische Zusammensetzung der kao-

linitischen Verwitterungskruste weist auf Bodenhorizonte hin, die denen rezenter Acrisole

und Alisole entsprechen (vgl. Kap. 6.1.1.3). Aus der Literatur (u.a. Felix-Henningsen 1995,

Scheffer & Schachtschabel 1998, Jackson 1998, FAO 2006) geht hervor, dass am Aufbau der

Böden folgende Prozesse maßgeblich beteiligt sein können:

• Zufuhr organischer Substanz über die Vegetation und Ausbildung eines humusreichen

Horizonts

• Bildung von Humin- und Fulvosäuren

• Die Verlagerung von Tonmineralen sowie Fe-, Al- und Si-Oxiden (Lessivierung)

• Die Verlagerung von organischen Substanzen und Metallen (Podsolierung)

• Bildung von organo-mineralischen-Komplexen und Chelatkomplexen

• Kornverfeinerung durch zunehmende Degradation der Minerale (u.a. Illitisierung)

• Neoformation von feinkörnigen einlagerungsfehlgeordneten Kaoliniten

• Erhöhte Sorption von Spurenelementen durch Bindung an Oxide, organo-

mineralische-Komplexe, feinkörnige Tonminerale und die organische Bodensubstanz.

Im Folgenden sind einige der Prozesse näher erläutert.

Bodenhorizonte und kaolinitische Tone enthalten beide, im Gegensatz zu den tieferen Verwit-

terungszonen, eine erhöhte Konzentration organischer Substanzen. Die Zufuhr der

organischen Substanz erfolgt in den Böden über die Vegetation. Die hohe Aktivität biode-

gradierender Mikroorganismen führte zu einer raschen Durchmischung der organischen und

anorganischen Bodensubstanz und zur Bildung von Huminstoffen in den tertiären Acrisolen

und Alisolen. Teile der organischen Substanz des Bodens wurden umgelagert und gelangten

in die kaolinitischen Tone. Das organische Material der Tone ist daher überwiegend al-

lochthonen Ursprungs.

Da Prozesse der Lessivierung und der Podsolierung zu einer verstärkten Profildifferenzie-

rung rezenter Acrisole und Alisole beitragen (Scheffer & Schachtschabel 1998, FAO 2006),

ist zu vermuten, dass ähnliche Prozesse auch im Tertiär profilprägend waren. Die Umlagerung

von festen Substanzen der Korngröße <2 µm wird als Lessivierung (Tonverlagerung) be-

zeichnet (Blume 1964). Der Prozess beruht auf der zunehmenden Lösung von Alkalien,

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

183

Erdalkalien und Fe im humosen Oberboden durch meteorische Wässer in einem neutralen bis

schwach sauren Milieu (Retallack 1990). Die gelösten Substanzen werden in Richtung des

natürlichen Gefälles, bzw. mit dem Sickerwasserstrom abgeführt (Abb. 97). Im Oberboden

gelöstes Ca kann dabei in den unteren Bodenhorizonten je nach Eh/pH-Bedingungen als Cal-

ciumcarbonat wieder ausgefällt und angereichert werden. Die Abfuhr der Ionen hat eine

Untersättigung der Bodenlösung im Oberboden in Bezug auf die gelösten Ionen zur Folge,

weshalb Tonminerale beginnen zu dispergieren. Betroffen sind überwiegend Tonminerale der

Korngrößenfraktion <0,2 µm, wobei quellfähige Tonminerale rascher dispergieren als nicht

quellfähige. Sie bilden zusammen mit der Bodenlösung eine Suspension, die bei schnell be-

weglichem Sickerwasser im Boden migrationsfähig ist (Scheffer & Schachtschabel 1998). Die

Tonfraktion wird auf diese Weise in tiefere Bereiche des Profils verlagert, wo eine Anreiche-

rung erfolgt (Abb. 97). Zusammen mit den Tonmineralen können Fe-, Al- und Si-Oxide sowie

mit diesen verbundene Huminstoffe verlagert werden (vgl. Podsolierung). Die Verdichtung

des Unterbodens infolge der Tonverlagerung kann zu einem periodischen Wasserstau im O-

berboden führen (Scheffer & Schachtschabel 1998).

Die Lessivierung erhöht die Erosionsempfindlichkeit des Bodens, weshalb Acrisole und Ali-

sole zu den erosionsempfindlichen Böden gehören (Scheffer & Schachtschabel 1998, FAO

2006). Dies erklärt die massive Erosion dieser Böden im Tertiär. Im Unterboden erfolgte zu-

dem eine Voranreicherung der Tonfraktion.

Abb. 97: Prozesse der Umlagerung in Böden (nach Righi und Meunier 1995)

Bei zunehmender Versauerung kann eine Podsolierung (Humusanreicherung) einsetzen. Der

Prozess kann als Folge der Lessivierung auftreten oder als alleiniger Umlagerungsprozess

erfolgen. Unter Podsolierung wird ein abwärts gerichteter Prozess verstanden, durch den or-

ganische Substanzen gemeinsam mit Al und Fe in gelöster Form in tiefere Bereiche des

Bodenprofils umgelagert werden (Abb. 97). Er findet unter stark sauren (pH <5) und oxidie-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

184

renden Bedingungen, bei guter Drainage in humiden Klimazonen statt (Retallack 1990). Im

sauren pH-Bereich wird die organische Substanz gelöst, Alkalien und Erdalkalien abgeführt

und Al, Fe und Ti organisch komplexiert. Die Substanzen sind hierdurch migrationsfähig und

werden durch das Sickerwasser zur Tiefe hin verlagert. Eine Anreicherung erfolgt dann im

Unterboden durch Flockung oder durch den Zerfall der Chelatkomplexe (Scheffer & Schacht-

schabel 1998).

Die gelösten chemischen Komponenten und Chelatkomplexe werden jedoch nicht immer im

Unterboden wieder angereichert. Nach Aiken et al. (1985) sind Humin- und Fulvosäuren in

der Verwitterungszone für den überwiegenden Anteil des Metalltransports (Fe2+, Al3+, Ti4+)

verantwortlich. Krumb (1998) ermittelte eine intensive Abfuhr von Metallionen im Zuge des

kaolinitischen Verwitterungsprozesses in Sachsen. Er vermutet, dass Humin- und Fulvosäuren

einen wesentlichen Beitrag zur Stoffmobilisation im Zuge der Kaolinisierung leisten. Eine

dichte Vegetationsdecke ist demnach Voraussetzung für die Produktion adäquater Mengen

Huminsäure. Retallack (1990) und Mai (1995) betrachten die tertiären immergrünen bis

sommergrünen Laubwälder (Mixed-Mesophytic Forests) als eine wesentliche Vegetations-

form und Voraussetzung zur Ausbildung mächtiger Humusauflagen. Der Beitrag der

organischen Säuren zum Stofftransport und damit zur Bildung der tertiären kaolinitischen

Verwitterungsprofile kann demnach kaum überschätzt werden.

Neben Prozessen der Profildifferenzierung wurden in Acrisolen und Alisolen Mineralreaktio-

nen beobachtet, die auf eine zunehmende Neoformation von Kaolinit schließen lassen.

Felix-Henningsen (1990, 1995) beschreibt einen tertiären Acrisol über einem kaolinitreichem

Saprolith des Rheinischen Schiefergebirges, in welchem er die bereits in Kapitel 5.2.2 be-

schriebenen Vorgänge der Muskovitdegradation unter Neubildung von feinkörnigen

einlagerungsfehlgeordneten Kaoliniten beobachtete.

Es ist daher zu vermuten, dass die Umlagerung von Bodenhorizonten zu einer Anreicherung

feinkörniger einlagerungsfehlgeordneter Kaolinite in den Tonen der Lagerstätten Wetro, Gut-

tau und Wiesa führte.

Die Bindung von Spurenelementen an Tonminerale, Oxide und organo-mineralische-

Komplexe ist abhängig von der Korngröße der Komponenten. Kolloide besitzen eine größere

Oberfläche, daher sind sie reaktionsfähiger als grobkörnige Partikel (Jackson 1998). Folglich

ist zu vermuten, dass aufgrund der Feinkörnigkeit der Bodenpartikel Spurenelemente verstärkt

in den Bodenhorizonten der Verwitterungskruste gebunden wurden.

Die Kationen der Verwitterungs- und Bodenlösungen treten in der Verwitterungskruste in

Wechselwirkung mit den Tonmineralen. Aufgrund der negativen Ladung der Tonminerale

substituieren Kationen Ladungsdefizite innerhalb der Mineralstruktur (z.B. in Smektiten) oder

an der Mineraloberfläche, dann bevorzugt an den Kanten der Minerale (z.B. Kaolinit). Der

Gehalt an austauschbaren Kationen eines Minerals wird als Kationen-Austausch-Kapazität

(KAK) bezeichnet (Grim 1968, Hillier 1995). Nach Grim (1968) weisen Smektite die höchste

KAK aller Tonminerale auf, Kaolinite besitzen hingegen nur ca. 10 % der KAK eines Smek-

tits. Neben Tonmineralen reagieren Oxide und Huminstoffe mit Kationen der wässrigen

Bodenlösungen. Die KAK von organischen Substanzen liegt dabei im Bereich der Smektite.

Heim (1990) beschreibt die zunehmende Bindungsfähigkeit der Kationen an Tonminerale mit

steigender Valenz und zunehmenden Ionenradien.

Daraus ergibt sich eine Abfolge, die als „Lysotrope-Reihe“ bezeichnet wird:

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

185

Li < Na < K < Rb < Mg < Ca < Sr < Ba < Al < V < Cr < Ni < Ga.

Die Fähigkeit von Oxiden, organischen Substanzen und Tonmineralen Spurenelemente sorp-

tiv zu binden, ist sehr unterschiedlich. Oxide und organische Komponenten besitzen eine weit

höhere Sorptionskapazität als die meisten Tonminerale (Jackson 1998). Fe- und Mn-Oxide

binden nach Jenne (1968) und Lee (1975) am effektivsten Schwermetalle in Böden und im

aquatischen Milieu. Nach O’Neill (1998) wirken Fe- und Mn-Oxide im Boden wie

„Schwämme“, die zahlreiche Metalle an ihrer Oberfläche fixieren können. Die Reaktionsfä-

higkeit der Kaolinite ist im Vergleich zu den anderen Tonmineralen, Oxiden, Huminstoffen

und organo-mineralischen-Komplexen sehr gering (Jackson 1998).

In der Kaolinzone des kaolinitischen Verwitterungsprofils entscheiden daher Art und Menge

der Tonminerale und Oxide über die Art und die Anzahl der gebundenen Spurenelemente.

Der sorptiv gebundene Spurenelementanteil ist umso höher, je mehr Smektit, bzw. Illit die

Verwitterungskruste enthält. In den Bodenhorizonten kann die Bildung oxidischer Metallver-

bindungen und organo-mineralischer-Komplexe eine zunehmende Retention der

Spurenelemente bewirken. Zudem sind die feinkörnigeren Tonminerale der Bodenhorizonte

durch ihre vergrößerte spezifische Oberfläche bevorzugt in der Lage Spurenelemente zu bin-

den. Bei gleichem Ausgangsgestein führte daher die Umlagerung von Zonen einer mittleren

Verwitterungsintensität zu einem geringeren Spurenelementgehalt in korrelaten Sedimenten,

als die Umlagerung von Tonmineralen und Oxiden der Bodenhorizonte.

Zusammenfassend kann festgestellt werden, dass:

• die Prozesse der kaolinitischen Verwitterung nicht nur in den tieferen Verwitterungs-

zonen, sondern auch in den Bodenhorizonten wirksam waren. Nach Krumb (1998) ist

zu schließen, dass es möglich ist, aufgrund der Zusammensetzung und der Trocken-

rohdichte eines in-situ-Kaolins die Verwitterungsintensität abzuschätzen. Da die

kaolinitischen Tone aus Kaolinit mit unterschiedlichen Anteilen Illit, Quarz sowie un-

tergeordnet Smektit und Mixed-Layer-Mineralen bestehen, ist unter Berücksichtigung

der nicht-kaolinitischen-Quellen zu folgern, dass in den Lagerstätten Wiesa, Wetro

und Guttau Kaoline einer mittleren bis hohen (ρ = 1,5 bis 2,0 t/m³) und in Roßbach ei-

ner etwas geringeren Verwitterungsintensität (ρ = 1,8 bis 2,4 t/m³) umgelagert worden

sind.

• die Erkenntnisse bezüglich der Verwitterung und der kaolinitischen Tonlagerstätten-

bildung in Sachsen und Sachsen-Anhalt mit Bodenhorizonten vom Typ der Acrisole

und Alisole kompatibel sind.

• die Lessivierung innerhalb der Bodenhorizonte die Erosionsanfälligkeit erhöhte und

die Erosion der Böden im Tertiär verstärkte. Die Bildung von Huminstoffen bei der

Zersetzung der organischen Bodensubstanz und die Migration dieser Substanzen in die

tieferen Zonen des Verwitterungsprofils im Zuge der Podsolierung unterstützten und

verstärkten den kaolinitischen Verwitterungsprozess.

• die Kaolinite der tertiären Acrisole und Alisole vermutlich feinkörniger und weit stär-

ker einlagerungsfehlgeordnet als die Kaolinite des Kaolins gewesen sind. Sowohl die

Bildung feinkörniger Tonminerale und Oxide als auch die Mischung der anorgani-

schen Komponenten mit organischer Bodensubstanz führte zu einer verstärkten

Retention der Spurenelemente in den Bodenhorizonten des Verwitterungsprofils.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

186

• die hohe Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite, der erhöhte Spurenelementgehalt und

die Feinkörnigkeit der Wetroer und Guttauer Tone darauf hinweisen, dass die Kompo-

nenten teilweise Bodenhorizonten entstammen. Dies gilt zum Teil ebenso für den

Kaolinit des Wiesaer Tons. Der Roßbacher Ton ist grobkörniger, arm an Spurenele-

menten und seine Kaolinite sind nur wenig einlagerungsfehlgeordnet. Er entstammt

daher mit hoher Wahrscheinlichkeit einer tieferen Zone der Verwitterungskruste.

• in die Guttauer Tone neben umgelagertem Granodiorit-Kaolin Fe-Oxide und Smektite

des nahen Basaltzersatzes gelangten, weshalb die Anreicherung von Metallen in eini-

gen Proben dieses Tons besonders deutlich ausgeprägt ist.

6.2.2 Erosion

Als Erosion wird die Ablösung von Boden- und Gesteinspartikeln durch die Medien Wasser,

Wind oder Eis bezeichnet. Der Transport und die Sedimentation der Partikel werden als ei-

genständige Prozesse aufgefasst und daher getrennt von der Erosion betrachtet (Kapitel 6.2.3).

Die mineralogische und chemische Zusammensetzung der kaolinitischen Tone des Untersu-

chungsgebiets ist nachweislich ein Produkt der kaolinitischen Verwitterungskruste. Die

tertiären klimatischen und paläogeographischen Bedingungen führten zu einer tiefgreifenden

Verwitterung und einer umfassenden Erosion der Verwitterungsrinde. Rezent sind nur noch

wenige Relikte der ehemals flächendeckend verbreiteten mehrere 10er bis 100 m mächtigen

Verwitterungskruste erhalten. Bis in das Miozän hinein gehörten große Teile der Region im

Norden und nördlich der Böhmischen Masse zu einem flachwelligen Hügelland, das einer

tiefgreifenden Verwitterung unterlag. Die Erhöhung der Reliefenergie durch die Subrosion

der Salze und durch epirogenetische Bewegungen in der Region des Geiseltals bei Halle im

mittleren Eozän sowie die epirogenen Bewegungen im unteren Miozän im sächsisch-

böhmischen Grundgebirge, initiierten eine verstärkte Erosion der Verwitterungskruste. Die

Sedimente des Geiseltals und die kontinentalen Spremberger Schichten mit den Flözhorizon-

ten der Niederlausitz sind das Resultat dieser Bewegungen.

Die Kaoline der tieferen Profilbereiche waren durch die tertiäre Verwitterung bereits aufgelo-

ckert. Die Bodenhorizonte der Kruste, Acrisole und Alisole, sind sehr erosionsempfindlich,

weshalb zu vermuten ist, dass sie bevorzugt erodiert worden sind (Scheffer & Schachtschabel

1998). Die humiden subtropischen und zunehmend gemäßigten klimatischen Bedingungen im

mitteleuropäischen Tertiär lassen darauf schließen, dass Wasser das bedeutendste Erosions-

medium gewesen ist.

In humiden Gebieten ist die Niederschlagsintensität die bedeutendste Größe der Erosion. Je

intensiver der Regen, desto höher die Wahrscheinlichkeit, dass Tropfen die Bodenoberfläche

erodieren und Oberflächenwasserabfluß erfolgen kann. Nach Meade & Parker (1985) bewir-

ken wenige Starkregenereignisse im Jahr den Hauptanteil des Materialtransports in die Flüsse.

So erfolgt in den meisten Flüssen der Eintrag von mehr als 50 % der Fracht eines Jahres an

nur 5 bis 10 Tagen im Jahr. Nach Roose (1996) gilt dies aber nahezu ausschließlich für tropi-

sche Bereiche. Unter gemäßigten Klimaten ist die Gesamtheit des jährlichen Niederschlags

bedeutender und nicht einzelne Starkregenereignisse, daher ist zu vermuten, dass unter den

meist warmgemäßigten Bedingungen des mitteleuropäischen Tertiärs die Erosion ganzjährig

wirksam gewesen ist. In den kurzen subtropischen Phasen hingegen wurde die kaolinitische

Verwitterungskruste verstärkt durch einzelne Starkregenereignisse umgelagert.

Das Niederschlagswasser gelangte über Regentropfen und über Blatt- und Stammabfluß der

Pflanzen auf den tertiären kaolinitreichen Boden. Zu Beginn eines Regenereignisses ist nach

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

187

Auerswald (1998) zu schließen, dass die oberen Bodenbereiche durchfeuchtet, die Bodenag-

gregate aufgeweicht und das Bodenwasser durch den Niederschlag in Bezug auf Elektrolyte

verdünnt wurde, weshalb die Tonmineralaggregate des Bodens dispergierten. Die Wasserauf-

nahmefähigkeit der kaolinitreichen tertiären Acrisole und Alisole war aufgrund des geringen

Anteils quellfähiger Tonminerale wahrscheinlich sehr gering.

Die aufgelockerten Bodenbereiche und Bodenaggregate wurden durch die auftreffenden Re-

gentropfen weiter gelockert und abgelöst. Dieser Vorgang wird als Spritzerosion bezeichnet

(Auerswald 1998). Nach Poesen (1992) können Teilchen zwischen 0,063 mm und 0,250 mm

am leichtesten aus dem Sedimentverband gelöst werden, da sie keine große Masse und nur

eine geringe Kohäsion aufweisen. Nach Auerswald (1998) und Morgan (1999) ist zu vermu-

ten, dass die zu Beginn eines Regenereignisses durch Spritzerosion separierten feinen

Bodenpartikel bei zunehmender Dicke der Wasserschicht durch Oberflächenwasserabfluss

flächenhaft abgelöst wurden und der Abfluss zunehmend in Rillen und Rinnen sowie größe-

ren Gräben kanalisiert wurde. Von dort gelangte der Abfluß in die Vorfluter und weiter in die

Flüsse. Seitenerosion durch Flüsse erodierte ebenfalls das ostdeutsche Hügelland.

Nach Hjulström (1935), Sundborg (1956) und Postma (1967) werden Partikel durch Oberflä-

chenwasserabfluss gelöst, wenn die Schergeschwindigkeit der Strömung stärker ist als die

Kräfte, die die Partikel im Bodenverband halten (Abb. 98).

Abb. 98: Erosion, Transport und Ablagerung von Sedimenten einheitlicher Korngröße (µm) in Abhängigkeit von

der mittleren Strömungsgeschwindigkeit (cm/s) des Wassers (verändert nach Hjulström 1935, Sundborg 1956,

Postma 1967 und Füchtbauer 1988a)

Die Erosion von Partikeln der Korngröße 100 µm benötigt demnach die geringste Energie.

Bei gleicher Dichte steigt mit zunehmender Korngröße die Masse der Partikel, weshalb eine

höhere Strömungenergie aufgewendet werden muss, um sie aus dem Boden zu lösen und zu

transportieren. Im Bereich <100 µm nimmt durch den steigenden Tonmineralanteil eines Se-

diments die Kohäsion zu, weshalb im Feinstkornbereich eine höhere

Strömungsgeschwindigkeit benötigt wird um Partikel zu erodieren, als im mittleren Korngrö-

ßenbereich (Abb. 98). Die Erosion von Partikeln geringer Korngröße ist jedoch wesentlich

vom Verfestigungsgrad des Sediments abhängig (Füchtbauer 1988a). Die Mechanismen zur

Ablösung organischen Materials sind mit denen der anorganischen Komponenten nahezu i-

dentisch (Morgan 1999).

Unter den humiden Bedingungen des Tertiärs ist anzunehmen, dass der Boden wassergesättigt

und die Kohäsion damit sehr gering gewesen ist. Nach dem Diagramm von Hjulström (1935),

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

188

Sundborg (1956) und Postma (1967) ist daher zu vermuten, dass geringe Strömungsge-

schwindigkeiten von 20 bis 30 cm/s ausreichten, die Acrisole und Alisole sowie Teile der

tieferen Zonen der kaolinitischen Verwitterungskruste zu erodieren. Die Ausbildung von Ton-

anreicherungshorizonten in den gemischtkörnigen Böden über den Kaolinen dürfte des

Weiteren zu einem verstärkten Oberflächenwasserabfluss und damit zu einer Erhöhung der

Strömungsenergie geführt haben.

Die Spritzerosion nahm vermutlich im Laufe des Tertiärs zu, da die klimatischen Bedingun-

gen dazu führten, dass der sehr dichte paratropische Regenwald des Pliozäns nach und nach

durch mesophytische Waldformen abgelöst wurde, die mit hoher Wahrscheinlichkeit weniger

dicht gewesen sind. Zudem ist eine deutliche Zunahme der Niederschlagsmenge im Miozän

zu verzeichnen (Mai 1995). Dies führte zu einer Zunahme der Energie der auf den Boden auf-

treffenden Regentropfen, da diese nun in der Lage waren, aus größerer Höhe auf den Boden

aufzutreffen. Durch das verstärkte Relief der Region an der Wende Oligozän/Miozän ist eine

Zunahme der Intensität der Erosion zu vermuten. Mit Ausnahme der an die eozänen Becken

angrenzenden Regionen, ist von einer mittleren Erosionintensität für das Untersuchungsgebiet

bis in das Oligozän hinein auszugehen. Im Miozän nahm die Erosionsintensität dann deutlich

zu.

Klimatisch wurde im mittleren Eozän im Bereich des Roßbacher Beckens das frostlose sub-

tropische Regenklima des unteren Eozäns durch ein etwas kühleres, subtropisches

wintertrockenes Klima mit einer kurzen Dürrezeit abgelöst. Dies belegen die Floren der Mit-

telkohle des Geiseltals (Mai 1995). Die Saisonalität des Klimas legt nahe, dass die Erosion

starken jahreszeitlichen Schwankungen unterlag. Es ist von einer verstärkten Erosion in den

Sommermonaten auszugehen, da Temperatur und Niederschlag zu dieser Jahreszeit ihr Ma-

ximum aufwiesen (Mai 1995). Nach Morgan (1999) ist zu schließen, dass dies das

Pflanzenwachstum begünstigte, wodurch auch die Spritzerosion gefördert wurde. Im Winter

reduzierte sich die Erosion mit hoher Wahrscheinlichkeit aufgrund der geringeren Nieder-

schlagsrate. Die Trockenheit des Winters verursachte eine Wachstumsstagnation der Pflanzen

(Mai 1995). Möglicherweise ist die unterschiedliche Korngrößenverteilung der Roßbacher

Tone auch auf die Saisonalität der Erosion zurückzuführen.

Mai (1970) ermittelte für die Mastixioideen-Fauna der mittelmiozänen Wiesaer Braunkohle

einen nahezu isothermen Temperaturgang bei gleichmäßiger Verteilung hoher Niederschläge

über das ganze Jahr. Die Umlagerung der Verwitterungskruste des Lausitzer Granodiorits

erfolgte im Miozän somit unter vollhumiden gemäßigten bis subtropischen klimatischen Be-

dingungen. Die über das Jahr gleichmäßig verteilten hohen Niederschläge erodierten die

Verwitterungsrinde ganzjährig.

Die paläogeographische Entwicklung, die klimatischen Bedingungen, die Vegetation und die

Ausbildung des Verwitterungsprofils förderten die Erosion der kaolinitischen Verwitterungs-

kruste in Sachsen und Sachsen-Anhalt. Sie führten zu einer selektiven Lösung von Partikeln

aufgrund ihrer unterschiedlichen Korngröße und Dichte. Die hydraulische Klassierung der

Komponenten begann bereits mit der selektiven Ablösung der kaolinitischen Verwitterungs-

rinde.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

189

6.2.3 Transport und Sedimentation

Das erodierte Material der kaolinitischen Verwitterungskruste wurde über Flüsse in die eozä-

nen und miozänen Becken des Untersuchungsgebiets transportiert und dort sedimentiert. Der

Transport und die Sedimentation bewirkten die hydraulische Klassierung des Verwitterungs-

detritus. Der Transport der Partikel der kaolinitischen Verwitterungskruste in die Flüsse

erfolgte als Bodenfracht, Suspensionsfracht oder Lösungsfracht.

Tonminerale werden überwiegend als Suspensionsfracht in Flüssen transportiert, da sie durch

Turbulenzen im Strom meist in Schwebe gehalten werden (Füchtbauer 1988a). In den Sus-

pensionen liegen die Tonminerale isoliert oder in Form von Tonmineralaggregaten vor.

Während des Transports werden durch Schlagwirkung Partikel auch geschliffen und zerklei-

nert (Füchtbauer 1988a). Hiervon waren vermutlich in erster Linie die Minerale der gröberen

Kornfraktionen betroffen, die bevorzugt als Bodenfracht transportiert wurden. Ein solches

Mineral ist beispielsweise der Quarz. Die mechanische Zerkleinerung von Tonmineralen ist

aufgrund ihrer geringen Korngröße sehr unwahrscheinlich. Nach Brandl (1991) ist zu schlie-

ßen, dass möglicherweise grobkörnigere Kaolinite von einer mechanischen Beanspruchung

betroffen gewesen sein könnten.

Aus dem Diagramm nach Hjulström (1935), Sundborg (1956) und Postma (1967) geht hervor,

dass mit abnehmender Strömungsgeschwindigkeit des Wassers, aufgrund der abnehmenden

Strömungsenergie, Partikel mit einer immer geringeren Masse abgelagert werden. Bei glei-

cher Dichte werden daher immer feinkörnigere Partikel sedimentiert (Abb. 98). Durch die

hydraulische Klassierung wurden die Minerale der kaolinitischen Verwitterungskruste im

Sedimentationsraum nach ihrer Korngröße getrennt und es entstanden Sedimente unterschied-

licher Korngröße, die durch die Abnahme der Strömungsgeschwindigkeit eine

Kornverfeinerung zum Hangenden aufweisen („fining upward sequence“). Die feinstkörnigen

Tonminerale wurden in den Sedimentbecken aufgrund ihrer geringen Korngröße gemeinsam

mit grobkörnigen organischen Komponenten abgelagert, da diese eine weit geringere Dichte

aufweisen (<1 g/cm³).

Die Tone sind daher Sedimente, die in Bereichen geringer Strömungsenergie, bei nahezu

stagnierenden Bedingungen zur Ablagerung gelangten. Bestimmt man die mittleren Strö-

mungsgeschwindigkeiten für die Sedimentation der Tone mit dem Diagramm (Abb. 98) nach

Hjulström (1935), Sundborg (1956) und Postma (1967), so erhält man für die sehr feinen To-

ne von Guttau und Wetro Geschwindigkeiten, die im Bereich des Minimums von ca. 10 bis 15

cm/s liegen. Wechselnde Strömungsgeschwindigkeiten führten zu Zeiten der Sedimentation

der Wiesaer und Roßbacher Tone zu einer variableren Zusammensetzung der Sedimente, in

denen vermehrt Schluff zur Ablagerung gelangte. Die Strömungsgeschwindigkeiten lagen

vermutlich bei maximal 20-30 cm/s.

Die Sedimentation von Partikeln der Korngröße <1 µm unterliegt einer Besonderheit. Ohne

Agglomeration ist ein Absatz von Partikeln dieser Korngröße physikalisch nicht möglich, da

die Brownsche Molekularbewegung ein Absinken verhindert. Solche Partikel benötigen zu

ihrer Sedimentation in natürlichen Systemen eine Periode der vollständigen Stagnation des

Fluids von mehreren Stunden oder Tagen. Solche Perioden sind in natürlichen Systemen je-

doch sehr unwahrscheinlich (Hillier 1995). Die Sedimentation von Partikeln der Korngröße

<1 µm unter natürlichen Bedingungen ist durch die Aggregation der Partikel zu erklären (van

Olphen 1977). Hierdurch entstehen Tonmineralaggregate, die eine Korngröße besitzen, die

ein bis zwei Dimensionen über der eines Einzelpartikels liegen kann (McCave 1984). Die

Aggregation von Tonen wurde von van Olphen (1977) eingehend untersucht. Sie ist abhängig

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

190

von zwei Parametern. Durch die natürliche Wasserbewegung (laminares und turbulentes Flie-

ßen) oder über die Brownsche Molekularbewegung werden einzelne Tonminerale innerhalb

der Strömung nahe genug aneinander herangeführt, um zu aggregieren. Die „Verkittung“ er-

folgt über eine elektrochemische Flockung durch Salze oder durch biologische Prozesse

(Hillier 1995).

Nach Gibbs (1983) findet die Flockung durch Salze erst bei einer Salinität von 0,05 bis 0,1 %

des Fluids statt. Flusswasser besitzt eine geringe Salinität von <0,01 mol/kg, daher ist eine

Flockung von Tonmineralen durch Änderung der Salzkonzentration von Flüssen nicht zu er-

warten. Nach McCave (1984) und Eisma (1986) dominieren biologische Prozesse die

Flockung von Tonmineralen. Bakterien sind in der Lage Huminstoffe zu produzieren, die

Tonminerale miteinander verkitten können. Die Größe der Aggregate wird durch die Bin-

dungsstärke des organischen Polymers bestimmt. Durch biologische Flockung werden

gemeinsam mit den Tonmineralen gröbere Komponenten verkittet, was zu einer starken Ver-

größerung der Agglomerate führt. Die Art und die Ausbildung des Überzugs ist abhängig von

der Herkunft der Tonminerale (Hillier 1995). Die selektive Flockung von Tonmineralen be-

ruht nach Eisma (1986) daher auf der Herkunft der Tonmineralaggregate aus

unterschiedlichen Quellen. Gibbs (1977) gibt zu bedenken, dass die selektive Sedimentation

von Tonmineralen auch auf der unterschiedlichen Partikelgröße der Tonminerale beruhen

kann.

Aufgrund der geringen Korngröße der Tonminerale der Guttauer und Wetroer Tone ist eine

Aggregation der Tonmineralpartikel vor der Sedimentation zu vermuten. Da eine selektive

Flockung der Tonminerale durch eine Änderung des Salzgehalts von Flusswasser nach Gibbs

(1983) sehr unwahrscheinlich ist, müssen biologische Prozesse die Aggregation der Tonmine-

rale bewirkt haben. Die enge Verzahnung der Tone mit organikreichen Sedimenten und die

Anwesenheit von organischem Kohlenstoff in der Korngrößenfraktion <2 µm weisen auf eine

biologische Flockung der Tone hin. Die hohe Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits der To-

ne von Guttau und Wetro ist möglicherweise auf solch eine Verkittung sehr feinkörniger

Tonminerale zurückzuführen. Leider war es nicht möglich zu untersuchen, ob eine solche

organische Verkittung stattgefunden hat und ob diese bereits in der Verwitterungskruste oder

während des Transports erfolgte. Folgt man den Überlegungen von Gibbs (1977, 1983), Mc

Cave (1984) und Eisma (1986), so könnte die biologische Verkittung anorganischer Kompo-

nenten primär für die Sedimentation und damit die Entstehung sehr feinkörniger terrestrischer

Sedimente verantwortlich sein. Eine selektive Flockung der Tonminerale wurde nicht festge-

stellt. Die Tone repräsentieren in der Regel die Zusammensetzung der Feinfraktion der

Verwitterungskruste.

Metalle und andere Spurenelemente der Verwitterungskruste werden als Lösungsfracht oder

als Suspensionsfracht, gekoppelt an organische Substanzen, Oxihydroxide oder Tonminerale

in Flüssen transportiert. Nach Bothner & Carpenter (1973) sowie Boyle (1979) werden Metal-

le infolge der Verdünnung im Flusswasser von den Mineraloberflächen zunehmend desorbiert

und als Lösungsfracht freigesetzt. Im Zuge des Transports ist daher eine Zunahme der Lö-

sungsfracht bei gleichzeitiger Verringerung des Metallgehalts flussabwärts zu beobachten

(Jackson 1998). Da die Metalle in den Tonen bezogen auf die in-situ-Kaoline mit Ausnahme

des Roßbacher Tons angereichert sind, ist nicht von einer wesentliche Desorption der Elemen-

te während des Umlagerungsprozesses auszugehen.

Die Prozesse des Transports und der Sedimentation führten somit zu einer Differenzierung

der Komponenten der kaolinitischen Verwitterungskruste nach Kornform, Korngröße, Ag-

glomerationsverhalten und Dichte im sedimentären Umfeld.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

191

6.2.4 Entstehung und Zusammensetzung der tertiären Torfmoore und ihr Einfluss auf

Sekundärprozesse in den Tonen

In den hier untersuchten tertiären Tonlagerstätten überdeckten Torfmoore einst flächende-

ckend die kaolinitischen Tone. Verlandende Seen und Flussauen in Regionen mit einem

geringem Relief waren besonders geeignete Orte der Moorbildung. Das ostdeutsche Küsten-

tiefland bot hierfür optimale Voraussetzungen. Die kaolinitischen Tone im Liegenden der

Moore fungierten als Grundwasserstauer und förderten die Vermoorung. Sie sind mit der Bil-

dung der Torfmoore daher eng verknüpft. Sie sind Repräsentanten tektonischer Phasen, in

denen klastisches allochthones Material bei gegenüber der Moorbildung erhöhter Senkungs-

tendenz des Beckens zur Ablagerung gelangte. Tone leiten daher die Moorbildung ein, bzw.

bilden tonige Zwischenmittel inmitten der Moorabfolgen. Übergänge sind in Form gering-

mächtiger Kohletone in allen hier untersuchten Tonlagerstätten verbreitet. Die gemeinsame

Bildung der Tone und der Moore macht es notwendig, zur Beurteilung des Einflusses der

Moorbildung auf die Genese der Tonlagerstätten, die Zusammensetzung der Torfmoore ein-

gehender zu betrachten.

Weit ausgedehnte Vermoorungen des Küstentieflands sind im Tertiär nördlich der Böhmi-

schen Masse weit verbreitet und mehrfach erfolgt, im Eozän in der Region des Geiseltals bei

Halle, in der Leipziger Tieflandsbucht und im Weißelster-Becken sowie im Miozän in der

Niederlausitz. Rezent liegen diese Moore als Weichbraunkohlen vor. Die Moore bildeten sich

dort, wo die reichliche Produktion von Pflanzen bei Wasserüberschuß unter Luftabschluss

konserviert werden konnte. Wichtige Voraussetzungen der Moorbildung sind nach Mai

(1995):

• Beckenbildung durch Absenkung

• Sedimentation organischen Materials im Gleichklang mit der Absenkung

• Niederschlagsüberfluß

• anaerobe Bedingungen im Substrat

• Oligotrophie (Nährstoffarmut) im Drainage-Wasser

Die Torfmoore des Tertiärs sind das Ergebnis von Verlandungssukzessionen. Verschiedene

Pflanzengesellschaften lebten nebeneinander und wechselten sich ab. Eine Moorflora im ei-

gentlichen Sinne existierte nicht (Mai 1995). Durch die Analyse der ostdeutschen

Braunkohlen ist es gelungen, mehrere Entwicklungsstadien der tertiären Moore zu unterschei-

den (Abb. 99).

Brause et al. (1989) und Mai (1995) beschreiben die Bildung miozäner Moore im Detail nach

Schneider (1966). Ausgangspunkt der Vermoorung waren demnach eutrophe offene Gewässer

(Seen, Erosionsrinnen, Altwasser), die von nährstoffreichem Grundwasser gespeist wurden.

Das Liegende bildeten die tertiären Tone. In diesem Stadium begann die eutrophe Verlan-

dungssukzession der Gewässer. Auen und Bruchwälder (F-Fazies / Bönisch 1983) schoben

sich als eutrophe Flachmoorgesellschaft vor das Moor, bzw. existierten in lateraler Koexistenz

mit der immergrünen Moorvegetation. Sie verzahnten sich mit Koniferen-Bruchwäldern (K-

Fazies), die sich ganzjährig bis kurzzeitig unter dem Grundwasserspiegel befanden (Mai

1995). Die Koniferen-Bruchwälder ertranken bei Zunahme des Wasserstandes und Angi-

ospermen-Buschmoore (A-Fazies) und waldlose Riedmoore (G-Fazies) entwickelten sich. Bei

sinkendem Wasserstand nahm die Nährstoffarmut innerhalb des Moores zu. Es bildete sich

ein weitgehend oligotrophes Wald-Hochmoor, bestehend aus einem „Pinus-Myricia-

Mischwald“, der als Pinus-Moor (P-Fazies) bezeichnet werden kann. Bei zunehmender Tro-

ckenheit wurde das Moor oligotroph und eine ombrogene, hochmoorähnliche Fazies, die

Macoduria Fazies (M-Fazies), entstand (Brause et al. 1989). Die Macoduria-Kohle ist mit 10-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

192

40 % am Aufbau des 2. Lausitzer Flözhorizonts beteiligt. Sie bildet das Endstadium der

Moorbildung, bei der das Moor großflächig über die Umgebung hinauswuchs (Mai 1995).

Abb. 99: Postsedimentäre Abfolge eines Einzelzyklus der miozänen Kohlefazies (Im Liegenden der K-Fazies

befinden sich die kaolinitischen Tone/ Brause et al. 1989 nach Schneider 1966, 1978)

Nach Brause et al. (1989) ist die Verlandungssukzession für einen lokalen Bereich mit

Schwankungen des Grundwasserspiegels um 10 m zu erklären. In regionalem Maßstab sind

jedoch Landhebungen und -senkungen von weit größeren Dimensionen für die flächende-

ckende Verbreitung der Moore, beispielsweise in der Niederlausitz, verantwortlich.

6.2.4.1 Das Verhalten abiogener Elemente in den Lausitzer Braunkohlen

Darbinjan (1989) untersuchte die geochemische Zusammensetzung der Braunkohlen des Lau-

sitzer Kohlereviers. Sie gelangt zu dem Ergebnis, dass neben einem biogenen Elementanteil

ein wesentlicher Anteil abiogenen Ursprungs ist, der den Kohlen aus Oberflächen- und

Grundwasser in gelöster oder partikulärer Form zugeführt wurde. Für die Mobilisierung und

Fixierung der Elemente abiogenen Ursprungs unterscheidet sie verschiedene geochemische

Barrieren:

• Die mechanische Barriere führte zu einer Anreicherung von detritischem Material

beim Auftreffen von Oberflächenwasser auf Torfmoore. Durch die verringerte Strö-

mungsgeschwindigkeit wurden klastogene Elemente (Si, Al, Ti, Ga, Sc und Cr)

abgefangen und in peripheren Bereichen der Moore abgelagert.

• Die biochemische Barriere führte ebenfalls zu einer Anreicherung von abiogenen E-

lementen in Kohlen. Wie bereits dargestellt, sind Huminstoffe in der Lage, selektiv

Metallionen über reaktive Gruppen oder Chelatkomplexe zu binden. Darbinjan (1989)

konnte keine Beziehung zwischen der Elementverteilung in den Lausitzer Flözen und

der petrographischen Ausbildung der Kohlen entdecken. Nach empirischen Beobach-

tungen gelangte sie zu dem Schluss, dass insbesondere S durch diagenetische

mikrobielle Prozesse in den entstehenden Kohlen fixiert wurde. Die Gruppe der

Hydrolysate (Ti, Al, Sc) war in kohligen Nebengesteinen der Flöze in einem Maße an-

gereichert, dass eine organische Bindung zu vermuten war. Fe gelangte als Oxid in die

Torfmoore. Hier wurde es zu Fe2+ reduziert, organisch gebunden und beipielsweise in

Form von Fe-Sulfid fixiert. Einige der in Moore eingetragenen chemischen Elemente

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

193

(Na, P, K, Zn, Rb und Cu) bildeten mit Fulvo- und Huminsäuren leichtlösliche Ver-

bindungen, weshalb sie bei zunehmender Diagenese mit dem Wasser ausgetragen

werden konnten.

• Die Reduktionsbarriere führte zu einer Fixierung von Mo, Cr, V und U in den Lausit-

zer Braunkohlen. Unter oxidierenden Bedingungen sind diese Elemente

migrationsfähig, unter den anaeroben Bedingungen der Torfmoore erfolgte jedoch die

Reduktion der Elemente, weshalb sie fixiert wurden und sich anreicherten. Mo-

Anreicherungen sind im 2. und 3. Lausitzer Flözhorizont daher wiederholt anzutreffen.

• Die Schwefelwasserstoffbarriere fixierte bevorzugt Fe, Co, Ni, Cu, Pb und Zn als Sul-

fide in den Kohlen. Sie wurde bereits in Kapitel 5.3.9 bei der Diskussion der

Anreicherung von Metallen in Tonen eingehend dargestellt.

Vergleicht man das Konzept der geochemischen Barrieren nach Darbinjan (1989) mit der

chemischen Zusammensetzung der kaolinitischen Tone, so werden Gemeinsamkeiten deut-

lich. Die mikrobielle Produktion von Schwefelwasserstoff führte in den Tonen von Guttau zu

einer Fixierung der Metalle im Sediment. Inwiefern Reduktionsprozesse an der Fixierung von

Mo, Cr und V im Sediment beteiligt sind, ist nicht abschließend zu klären. Eine Anreicherung

dieser Elemente ist in den meisten Fällen zu beobachten.

6.2.4.2 Der Einfluss der Torfmoore auf Sekundärprozesse in den Tonen

In welchem Ausmaß saure Lösungen aus den Mooren in die Tiefe migrierten und dort die

Zusammensetzung der Tone sekundär veränderten, ist nicht vollständig aufzuklären. Dem

Barrierekonzept von Darbinjan (1989) ist zu entnehmen, dass der überwiegende Anteil der

chemischen Elemente in den Mooren fixiert werden konnte.

Die in den Torfmooren sich mobil verhaltenden chemischen Elemente Na, P, Zn und Cu sind

in den meisten Tonen nicht nachzuweisen, bzw. die Gehalte können durch die Umlagerung

von Bodenhorizonten hinreichend erklärt werden. Eine sekundäre Zufuhr dieser Elemente ist

daher unwahrscheinlich. Die in Torfmooren teilweise mobilen Elemente K und Rb sind in den

Tonen eindeutig infolge der Umlagerung von Dreischichtsilikaten und in den Tonmineralen

fixiert. Auch in diesem Falle ist eine sekundäre Zu- bzw. Abfuhr auszuschließen.

Die statistische Analyse weist darauf hin, dass die Varianz des Fe in den Proben der Lager-

stätte Wiesa auf einer unterschiedlichen Zu-, möglicherweise auch auf einer Abfuhr des Fe

beruht. Nach Buchwald (1971) und Grunge (1999) ist zu schließen, dass saure Lösungen aus

den hangenden Braunkohlemooren in die Tiefe migrierten und lokal den Sedimenten Fe zu-

führten. Eine regionale bzw. lokale sekundäre Bleichung eines Teils der Sedimente ist jedoch

aufgrund des hohen Schluffanteils und der geringen Fe-Gehalte der Tone nicht vollständig

auszuschließen. Dies gilt ebenso für die Roßbacher Tone. Eine abschließende Deutung ist

nicht möglich.

Eine umfassende Bleichung der kaolinitischen Tone durch absteigende saure Lösungen aus

den hangenden Torfmooren, wie von Buchwald (1971) beschrieben, wurde in den Tonen

nicht beobachtet. Die einheitliche Fe-Verteilung in den Tonen, mit Ausnahme der Wiesaer

Tone, weist darauf hin, dass ein solcher Prozess flächendeckend und tiefgreifend hätte wirken

müssen, um eine gleichmäßige Verteilung des Fe zu bewirken. Es darf bezweifelt werden,

dass eine umfassende Bleichung sehr feinkörniger Tone erfolgen konnte, die zudem einer

zunehmenden Kompaktion unterlagen, wie beispielsweise in den Lagerstätten Wetro und Gut-

tau.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

194

Der Einfluss der Torfmoore auf die Bildung der kaolinitischen Tone liegt folglich bevorzugt

darin, dass sie die Tone rasch überdeckten und dies zu reduzierenden und sauren Eh/pH-

Bedingungen innerhalb der Tone führte (vgl. Kap. 6.2.6). Die Tone fungierten mit Ausnahme

der Kohletone unmittelbar nach ihrer Sedimentation sicherlich nicht als geochemische Barrie-

re für Elemente. Die in feinkörnigen organikreichen Tonen sich im Zuge der frühen

Diagenese einstellenden chemischen Bedingungen dürften jedoch zu regional wirksamen Re-

duktions- und Schwefelwasserstoffbarrieren geführt haben, die den Austrag metallischer

Elemente aus den Tonen verhinderten.

6.2.5 Frühe Diageneseprozesse

In allen hier untersuchten Tonlagerstätten konnten frühe Diageneseprozesse eindeutig

identifiziert werden. Die postsedimentären Veränderungen der Tone beruhen dabei auf der

Anpassung des Sediments an die veränderten physikalischen und chemischen Bedingungen

infolge der Überlagerung durch Moore und mächtige klastische Sedimentabfolgen (vgl.

Füchtbauer 1988b). Die Tone wurden infolge des hohen Überlagerungsdruck kompaktiert und

verdichtet. Nach Berner (1980) ist die Kompaktion der bedeutendste physikalische Prozess

der frühen Diagenese. Die Porosität von Tonen ist vor der Kompaktion höher als die von Sand

(Abb. 100), nach der Kompaktion aber weit geringer. Das Kartenhausgefüge der Tone wird

zunehmend in ein orientiertes Gefüge überführt. Die Tone bilden daher im Gegensatz zu

Sanden eine Barriere für Fluide. Dies führt zu einem geschlossenen System, in dem die

Mineralogie des Tons bei fortdauernder Versenkung immer bedeutender wird (Velde 1995b).

Abb. 100: Kompaktion von Sanden und Tonen / Abnahme der Porosität mit der Tiefe (nach Velde 1995b)

Die Porosität von Tonen nimmt nicht gleichförmig mit dem Grad der Versenkung ab. Ist in

den ersten 100 Metern eine wesentliche Verringerung der Porosität zu verzeichnen, so nimmt

bei weiterer Versenkung die Kompressibilität ab, weshalb sich die Abnahme der Porosität zur

Tiefe hin verringert. (Berner 1980). Im Zuge der Kompaktion wird Porenwasser freigesetzt,

das bis in eine Tiefe von mehreren 100 Metern vertikal nach oben, in Richtung des geringsten

Drucks, aus dem Sediment entweicht und eine Veränderung der Zusammensetzung der

Porenlösungen überlagernder Sedimente bewirken kann (Burst 1976). Möglicherweise

erfolgte in Roßbach auf diese Weise die Zufuhr von sulfatreichen Wässern in die Tone im

Zuge der Kompaktion der Sedimentabfolgen. Ist die Versenkungstiefe höher, so entweicht das

Wasser infolge des zunehmenden Überlagerungsdrucks in lateraler Richtung (Berner 1980).

Die Kompaktion und die dichtere Lagerung erklären die im Vergleich zu den Kaolinen höhere

Trockenrohdichte der Tonsedimente.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

195

Aus der geologischen Entwicklung der tertiären Becken ist abzuleiten, dass die hier unter-

suchten Tone sich in geringer Tiefe von maximal wenigen 100 Metern befunden haben. In

diesem Bereich ist eine umfassende Silikattransformation nicht möglich (Velde 1995b). Um-

oder Neubildungen silikatischer Minerale durch diagenetische Prozesse wurden in den Tonla-

gerstätten daher nicht beobachtet.

Da Oxide bereits bei geringen Änderungen der Eh/pH-Bedingungen instabil werden, ist zu

vermuten, dass in der Lagerstätte Guttau und untergeordnet auch in den Lagerstätten Wetro

und Roßbach umgelagerte Fe-Oxide gelöst und in Pyriten wieder fixiert wurden. In Guttau

und Wiesa ist zu vermuten, dass gemeinsam mit Fe auch Ni, Co, Cu und Zn angereichert

wurden.

Nach Berner (1980) wird in den oberen, belüfteten Bereichen eines zunehmend kompaktierten

Sediments das organische Material (z.B. CH2O) durch Zutritt von Sauerstoff durch aerobe

Bakterien zersetzt. Verringert sich der Sauerstoffgehalt auf einen Wert um 5 %, so wird Nitrat

als Oxidationsmittel verwendet (Thimann 1963; Devol 1978). Ist der gesamte Sauerstoff in

den tieferen Bereichen des Sediments verbraucht, so erfolgt die anaerobe Dekomposition des

organischen Materials und Oxide werden instabil (Berner 1980). Die an die Oxide

gebundenen Metalle werden freigesetzt. Die Bildung von Metallsulfiden erfolgt dann, wenn

neben detritischen Oxiden und Hydroxiden sulfatreiche organische Substanzen vorliegen, die

heterogen im Sediment verteilt sind. Durch Bakterien wird das Sulfat der organischen

Komponenten und die Oxide und –Hydroxide unter anaeroben Bedingungen im Sediment

reduziert (Berner 1969). Es entstehen Metallsulfide und H2S.

Durch die Umlagerung von Fe-Oxiden bildeten sich in den hier untersuchten Guttauer und

Wetroer Tonen im Zuge der Diagenese Pyrite, die wahrscheinlich geringe Beimengungen von

Ni, Co, Pb, Zn und Cu enthalten (vgl. Rösler 1991).

Abb. 101: Bildung von Pyritkonkretionen durch Sulfatreduktion (nach Berner 1980)

Die Pyritisierung der organischen Komponenten ist vor allem in den Unteren Guttauer Tonen

weit verbreitet. Wie bereits erwähnt, befinden sich neben grau und braun gefärbten Tonen im

Unteren Guttauer Ton rötlich und grünlich gefärbte Tonpartien im Wechsel. Die Pyritisierung

liefert möglicherweise eine Erklärung für das Nebeneinander unterschiedlicher Fe-Phasen.

Nach Buchwald (1971) muss die rote Färbung der Guttauer Tone als originale Farbe des Se-

diments nach der Ablagerung angesehen werden. Die Umlagerung von Teilen einer Fe-

oxidreichen basaltischen Verwitterungskruste in die Guttauer Tone erklärt die rote Färbung

der Guttauer Tone im Gegensatz zu den Tonen der anderen Lagerstätten. Im Zuge der Diage-

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

196

nese wurde zunehmend Sauerstoff durch den Abbau der organischen Substanz verbraucht.

Nach Berner (1980) ist zu schließen, dass im Umfeld der Braunkohlenholzrelikte die Fe-

Oxide reduziert wurden und der anaerobe Abbau des organischen Materials unter Bildung von

Schwefelwasserstoff begann. Der Pyrit bildete sich als Produkt der Reaktion des mikrobiell

produzierten H2S mit dem reduzierten zweiwertigen Fe. Er verdrängte die organische Sub-

stanz nachweislich unter Beibehaltung des organischen Gefüges. Durch die Präzipitation des

Pyrits verarmte die Umgebung an SO42- und Fe2+. Dies führte zu einer Diffusion von SO42-

und Fe2+ in Richtung der organischen Substanzen (Abb. 101). Durch die Diffusion wurden

immer weitere Bereiche um die Xylite herum in die Pyritisierung mit einbezogen. Das Ne-

beneinander von pyritisierten und nicht pyritisierten Hölzern im Sediment weist darauf hin,

dass der Prozess endete, weil nicht mehr genügend Fe zur Bildung von Pyrit zur Verfügung

stand.

Pyritisierung erfolgte auch in den Oberen Guttauer Tonen, dort liegt der Pyrit jedoch fein ver-

teilt im Sediment vor. Dieser Ton ist organikreicher und wahrscheinlich Fe-ärmer als der

Untere Guttauer Ton. Möglicherweise ist dies der Grund dafür, dass der Pyrit feinkörniger

ausgebildet ist. In den Wetroer und Roßbacher Tonen sowie in den organikreichen Partien der

Wiesaer Tone ist trotz ähnlicher Bedingungen wie in den Guttauer Tonen keine wesentliche

Pyritisierung des organischen Materials zu beobachten. Ursache hierfür könnte der geringere

Anteil an umgelagerten Fe-Oxiden in den Tonen sein.

Die diagenetische Bildung des Pyrits ist auf eine lokal wirkende Schwefelwasserstoffbarriere

(Darbinjan 1989) zurückzuführen und vergleichbar mit der Pyritbildung in den Kohlen. Die

Schwefelwasserstoffbarriere führte zu einer Retention der Metalle Ni, Co, Zn und Cu, mögli-

cherweise auch des Pb im Sediment. Eine deutliche Anreicherung dieser Metalle ist daher vor

allem in den Guttauer Tonen zu verzeichnen.

Alle hier untersuchten kaolinitischen Tone enthalten Pflanzenreste, die rezent als Braunkohle

(Weichbraunkohle) vorliegen. Das pflanzliche Material erfuhr durch die Inkohlung eine sehr

deutliche diagenetische Überprägung. Die pflanzlichen Bestandteile Zellulose, Lignin und

Proteine werden nach ihrer Sedimentation zunächst durch mikrobielle biochemische Prozesse

zu Humusstoffen unter Verlust von CO2 abgebaut. Durch die zunehmende sedimentäre

Auflast wird die organische Substanz kompaktiert, weshalb zunehmend Wasser abgegeben

wird. Durch die Abnahme der leichtflüchtigen Bestandteile reichert sich der organische

Kohlenstoff relativ an (Richter 1986). Aus den Pflanzenresten bildet sich so zunächst Torf.

Bei einem Wassergehalt von weniger als 75 % wird das Braunkohlestadium erreicht. Durch

Kompaktion und Teilentwässerung des Torfs entsteht Braunkohle infolge des zunehmenden

Überlagerungsdruck der Sedimente. Leichtflüchtige Bestandteile wie CH4 werden in

bedeutenden Mengen erst bei zunehmender Inkohlung freigesetzt. Dies führt insgesamt zu

einer weiteren Anreicherung von Kohlenstoff und zu einer Abnahme der Wassergehalts in

den Kohlen. Die Lausitzer Braunkohlen besitzen Wassergehalte von ca. 50-60 % und einen

Inkohlungsgrad, der dem Weichbraunkohlestadium entspricht. Daher sind in ihnen noch

zahlreiche Xylite und Stubben von Koniferen sowie gut erhaltene Pflanzenstrukturen von

Koniferen und Laubgewächsen zu erkennen (Nowel et al. 1994). Eigene kohlepetrographische

Analysen an Xyliten der Tonlagerstätten Wiesa, Wetro und Guttau ergaben, dass das Maceral

Huminit die Zusammensetzung der Kohlen bei weitem dominiert. Das Maceral ist Beleg für

die Herkunft des organischen Materials aus terrestrischen Landpflanzen. Eine marine

Beeinflussung ist nicht nachweisbar.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

197

6.2.6 Entwicklung der Eh/pH-Bedingungen bei der Genese kaolinitischer Tone

Die Minerale der Tone durchlaufen von der Kaolinisierung bis zu ihrer Ablagerung in den

tertiären sedimentären Becken zahlreiche natürliche Umweltkompartimente, die unterschied-

liche Eh/pH-Bedingungen aufweisen. In Abbildung 102 sind die Eh/pH-Bedingungen für

Regenwasser, Flusswasser und Torf- bzw. Moorwasser im Verlaufe der Entstehung der tertiä-

ren Tonlagerstätten in Anlehnung an Krumb (1998) und O’Neill (1998) dargestellt.

Über den in-situ-Kaolinen führte die Vegetationsdecke der tertiären Laubwälder zur Bildung

eines organikreichen Oberbodens, der huminstoffreich war. Huminsäurereiche Lösungen

migrierten in die Tiefe und kaolinisierten das Ausgangsgestein. Die Kaolinisierung erfolgte

daher bei leicht sauren bis neutralen pH-Werten unter reduzierenden Bedingungen (Abb. 102,

1; vgl. Krumb 1998). Durch die Erosion wurden im Zuge eines dynamischen Bodenbildungs-

prozesses immer neue Bereiche der Verwitterungskruste exhumiert. Die Zufuhr von

Regenwasser und der Zutritt von Luftsauerstoff in den oberen Bodenhorizont führten zu oxi-

dierenden Bedingungen. Die Bodenzonen unterlagen verstärkt der Erosion. Die gelösten

Komponenten der Verwitterungskruste wurden durch das Niederschlagswasser transportiert

und den Vorflutern zugeführt. Sie gelangten somit in einen Bereich, der stark oxidisch geprägt

war (Abb. 102, 2 und 3). Die nachfolgende Sedimentation der Tone erfolgte in Seen oder

Flussauen unter ähnlich oxidierenden Bedingungen bei neutralen pH-Werten (Abb. 102, 3).

Lasch (1973) beschreibt ebenfalls die Sedimentation der Tone unter oxidierenden Bedingun-

gen.

Abb. 102: Eh/pH-Bedingungen im Zuge der Entstehung der kaolinitischen Tone in Sachsen und Sachsen-Anhalt

(Bedingungen der Kaolinbildung nach Krumb 1998 / Bereiche des Regen- und des Flusswassers nach O’Neill

1998)

Die zunehmende Überdeckung und die Bildung von Torfmooren im Hangenden der Tone

führten zu einer Verschiebung der Eh/pH-Werte in den schwach sauren und reduzierenden

Bereich (Abb. 102, 4). Mai (1995) beschreibt die Lösung von Humus bei abnehmenden Mine-

ralsalzmengen in Mooren. Der gelöste Humus ist migrationsfähig und beeinflusst

Verwitterungsprozesse. Er bindet den Sauerstoff der in das Grundwasser gelangt und fixiert

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

198

ihn in Kohlensäure. Daher besteht ein Sauerstoffmangel in einem Bereich unterhalb des

Grundwasserspiegels von Torfmooren. Saure und reduzierende Bedingungen sind die Folge.

Der geringe Degradationsgrad der organischen Substanz der Tone weist darauf hin, dass sich

nach der Sedimentation in den Liegenden Tonen rasch reduzierende Bedingungen einstellten,

die den Abbau der organischen Substanz behinderten.

Aus den Analysen der Tonlagerstätten geht hervor, dass die Pyrit- und Markasitbildung in den

Tonen nur untergeordnet stattfand, weil nur wenige Fe-Oxide umgelagert wurden, weshalb

nur wenig Fe für die Pyritbildung zur Verfügung stand. Der geringe Grad der Permeabilität

und Porosität von Schluffen und Tonen mit Durchlässigkeitsbeiwerten von <10-6 m/s (Hölting

1989) führte dazu, dass freigesetztes Fe2+ nicht aus den Tonen heraus migrieren konnte, son-

dern fixiert blieb. Die Oxidation von zweiwertigem Fe führt beispielsweise zur Ausbildung

einer braunen Patina über den Wetroer Tonen bei längerer Exposition an der Luft (Abb. 103).

Abb. 103: Fe-Oxid-Überzug der Wetroer Tone nach Exposition an der Atmosphäre (kurze Bildkante ca. 0,5m)

Zudem ist in allen Tonen, jedoch besonders häufig im Unteren Guttauer Ton, die Anreiche-

rung oxidischer Fe-Phasen entlang feiner Risse innerhalb oberflächennaher Tonpartien

erkennbar. Die Färbung ist auf die Oxidation des Fe bei Zutritt von Luftsauerstoff zurückzu-

führen. Dieser sekundäre Prozess ist in den Tonlagerstätten weit verbreitet.

Über die spezifischen Hauptelementgehalte der Lausitzer Kohlen war es Darbinjan (1989)

möglich, auf die Paläoaziditätsverhältnisse in den einzelnen Lausitzer Flözhorizonten zu

schließen. Demnach erfolgte in das 4. miozäne Flöz ein erhöhter Eintrag von Ca, weshalb

neutrale bis basische pH-Bedingungen anzunehmen sind (Süss 1964). Die geringen Ca-

Gehalte der jüngeren miozänen Flözhorizonte weisen dagegen auf saure pH-Bedingungen hin.

Die vorangeschrittene Zersetzung der Kohlen des 4. Lausitzer Flözhorizonts ist demnach auf

die basischeren Bedingungen zurückzuführen. Neutrale bis basische pH-Werte verschieben

das Stabilitätsfeld der Fe-Oxide bis in den reduzierenden Bereich hinein. Möglicherweise ist

aus diesem Grunde in den Guttauer Tonen das umgelagerte Fe-Oxid erhalten geblieben, wes-

halb einige Partien der Tone bis heute eine leicht rötliche Färbung aufweisen.

Eine wesentliche Veränderung der Eh/pH-Bedingungen durch sekundäre Prozesse im Zuge

der Diagenese ist nicht auszuschließen. Quartäre tektonische Bewegungen, glazigene Stau-

chungen oder die partielle Erosion hangender Schichten könnten lokal dafür gesorgt haben,

dass sich durch Zutritt sauerstoffreicher Wässer oxidierende Bedingungen einstellten.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

199

6.3 Modell der Entstehung der kaolinitischen Tone in Sachsen und Sach-

sen-Anhalt

Das Modell der Entstehung der kaolinitischen Tone in Sachsen und Sachsen-Anhalt ist in Ab-

bildung 104 schematisch zusammengefasst. Unter humiden gemäßigten bis subtropischen

klimatischen Bedingungen erfolgte ab der Oberkreide bis tief in das Oligozän und das Miozän

hinein eine intensive Verwitterung feldspatreicher intermediärer bis saurer magmatischer und

sedimentärer Gesteine unter Bildung von Kaolin. Die mineralogische Zusammensetzung der

Kaoline ist qualitativ recht einheitlich, kann quantitativ in Abhängigkeit von der Verwitte-

rungsintensität jedoch erheblich variieren. Im Zuge der Verwitterung wurden die primären

Minerale des Ausgangsgesteins durch Lösung und Neoformation, bzw. durch Transformation

in ein Gemisch aus residualem Quarz, Kaolinit und Dreischichtsilikaten überführt. Zahlreiche

Elemente, vor allem Alkalien und Erdalkalien, wurden mit dem Sickerwasser bzw. mit dem

Grundwasserstrom abgeführt.

In den Bodenhorizonten vermischten sich die anorganischen Komponenten der Verwitte-

rungskruste mit abgestorbenem organischen Material der Vegetation. Je nach den

herrschenden klimatischen und geomorphologischen Bedingungen unterschieden sich der

Bewuchs und die Ausbildung des Bodenprofils. In tropischen und subtropischen humiden

Klimaten war der Boden geringmächtiger entwickelt, in warmgemäßigten Klimaten hingegen

etwas mächtiger ausgebildet und deutlich differenzierter. Die mineralogische und chemische

Zusammensetzung der Kaoline und Tone und die tertiären klimatischen Bedingungen weisen

darauf hin, dass Acrisole und Alisole die dominierenden Bodentypen der kaolinitischen Ver-

witterungskruste gewesen sind. Unter klimatisch deutlich gemäßigteren Bedingungen ist ein

Übergang zu Luvisolen, bzw. Podzoluvisolen zu vermuten. Hinweise auf eine weit verbreitete

Ferralitisierung existieren weder in den in-situ-Kaolinen noch in den kaolinitischen Tonen.

Prozesse der Lessivierung und Podsolierung führten zu einer deutlichen Profildifferenzierung

der Acrisole und Alisole. Die regionale Anreicherung von Fe in einem Fe-

Anreicherungshorizont ist ebenfalls zu vermuten. Innerhalb der Bodenhorizonte nahm die

Einlagerungsfehlordnung der Kaolinite aufgrund der Neoformation feinkörniger Bodenkaoli-

nite deutlich zu. In den Böden entstanden infolge der organischen Komplexierung von

Metallen Chelatkomplexe und durch den Abbau der organischen Substanz Humin- und Fulvo-

säuren. Diese drangen mit dem Sickerwasser in tiefere Profilbereiche vor und steuerten

maßgeblich den Kaolinisierungsprozess.

Eine sorptive Bindung von Spurenelementen an Tonminerale ist bereits in den tieferen Zonen

der Verwitterungskruste zu vermuten. Eine zunehmende Fixierung der Spurenelemente durch

die Bildung von Oxiden und organo-mineralischen-Komplexen erfolgte dann in den Boden-

horizonten. Die feinkörnigen Tonminerale des Bodens trugen ebenfalls zu einer verstärkten

sorptiven Bindung der Spurenelement bei.

Nach einer langen tektonischen Ruhephase, in der sich die kaolinitische Verwitterungskruste

entwickeln konnte, führte die Erhöhung der Reliefenergie durch Subrosion und Epirogenese

im Eozän, bzw. durch Epirogenese im Miozän zu einer verstärkten Erosion der Kaoline.

Acrisole und Alisole weisen eine hohe, Luvisole und Podzoluvisole eine eher geringe bis

mittlere Erosionsanfälligkeit auf. Daher ist davon auszugehen, dass Acrisole und Alisole be-

vorzugt umgelagert wurden. Die durchgängig humiden klimatischen Bedingungen belegen,

dass das wichtigste Erosionsmedium Wasser gewesen ist. Durch Erosion wurden zunächst die

oberen und mittleren Profilbereiche der Verwitterungskruste umgelagert.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

200

Die hydraulische Klassierung der Komponenten begann bereits mit der Erosion. Durch das

Auftreffen elektrolytarmen Niederschlagswassers auf den Boden erfolgte die Dispergierung

und Zerkleinerung der Tonmineralaggregate des Bodens. Durch den nachfolgenden Oberflä-

chenwasserabfluss wurden die verkleinerten Tonmineralaggregate bei geringen

Strömungsgeschwindigkeiten abgeführt und in die Vorflut transportiert. Der Umlagerungs-

prozess kann aus einer mehrfachen Abfolge von Erosion, Transport und Sedimentation

bestanden haben, ehe die Komponenten der Bodenhorizonte und der kaolinitischen Verwitte-

rungskruste in diejenigen Becken gelangten, in denen sie abschließend sedimentiert wurden.

Die Nähe der in dieser Arbeit untersuchten Tonlagerstätten zu potentiellen Quellen, den Kao-

linen und die geringe Durchmischung der Komponenten mit Material anderer Quellen weist

auf einen kurzstreckigen Umlagerungsprozess hin. Neben der flächenhaften Erosion des Bo-

dens ist davon auszugehen, dass durch Seitenerosion von Flüssen zusätzlich Material tieferer

Verwitterungszonen erodiert und in den Sedimentbecken abgelagert wurde. Eine Unterschei-

dung der Herkunft des Materials ist anhand der Korngröße und der Einlagerungsfehlordnung

des Kaolinits möglich.

Durch den Transport und die Sedimentation wurde der Detritus der kaolinitischen Verwitte-

rungskruste hydraulisch klassiert. In Bereichen geringer Strömungsenergie, so z.B. in Seen

oder Flußauen, sedimentierten Komponenten geringer Korngröße und geringer Dichte. Die

Sedimentation von sehr feinkörnigen Tonmineralen erfolgte bevorzugt dann, wenn diese

durch Aggregation Agglomerate bildeten, die eine gravitative Sedimentation ermöglichten.

Da Süßwasser eine geringe Salinität besitzt, ist davon auszugehen, dass nicht die Veränderung

der Salinität des Wassers eine Flockung der Tonminerale bewirkte, sondern organische Kom-

ponenten die Tonminerale miteinander verkitteten. Ob diese Verkittung bereits in

Bodenhorizonten oder im Zuge der Sedimentation in einem nahezu stagnierenden Gewässer

erfolgte, konnte nicht abschließend geklärt werden.

Durch die Sedimentation wurden Tonminerale, Oxide und organische Komponenten gemein-

sam angereichert und grober Quarz abgetrennt. War der Klassierungsprozess nur wenig

effektiv, so gelangten auch zahlreiche Quarzminerale der Schlufffraktion in die Tone.

Schwerminerale wurden in der Regel abgetrennt. Eine Ausnahme bildet hier der Anatas, da er

häufig eine Korngröße <1 µm besitzt. Grobkörniges organisches Material wurde einge-

schwemmt und abgelagert, da die geringere Dichte der organischen Komponenten dazu

führte, dass sie gemeinsam mit den spezifisch dichteren, jedoch feinkörnigeren Tonmineralen

abgelagert wurden. Es ist davon auszugehen, dass das organische Material der Tone al-

lochthonen und in manchen Fällen auch parautochthonen Ursprungs ist.

Durch Verdünnung der Lösung könnten während des Transports des Verwitterungsdetritus

durch die Flüsse sorptiv gebundene Spurenelemente desorbiert worden sein. Es ist jedoch eine

Anreicherung der Spurenelemente in den Tonen im Vergleich zu den Kaolinen zu beobachten.

Ad- und absorptiv an Tonminerale gebundene Spurenelemente und Metalle wurden folglich

mit diesen in die Tonsedimente umgelagert, so dass eine erhöhte Spurenelement- bzw. eine

erhöhte Metallanreicherung in den sehr feinkörnigen Tonen zu verzeichnen ist. Einige Spu-

renelemente, beispielsweise Ba, Rb, Sr und Ga, werden in den Tonen angereichert, da sie K

und Al im Kristallgitter der Tonminerale substituieren können.

Stammt der Kaolinit des Tons teilweise aus Bodenhorizonten, so ist er deutlicher einlage-

rungsfehlgeordnet (Wetro, Guttau, Wiesa) als ein Ton, dessen Kaolinite überwiegend den

tieferen Profilbereichen der Verwitterungskruste entstammen (Roßbach).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

201

Die Sedimentation der Tone erfolgte in verlandenden terrestrischen, tektonisch angelegten

Becken, in tektonisch ruhigen Phasen. Die Tone wurden von Torfmooren überlagert, die re-

zent als Braunkohlen vorliegen. Durch die organikreiche Überdeckung entstanden

reduzierende Bedingungen innerhalb der Tone im Anschluss an die vorwiegend oxidativen

Bedingungen der Sedimentation. Die Kompaktion der Tone führte zu einem zunehmenden

Abschluss der Tonsedimente von den oberflächennahen chemischen Bedingungen.

Eine chemisch-strukturelle Veränderung der Silikate der Tone im Zuge der Diagenese wurde

nicht beobachtet. Die Oxide waren unter den zunehmend reduzierenden Bedingungen der

Diagenese jedoch nicht mehr stabil. Wurden größere Mengen an Oxiden mit den Tonminera-

len umgelagert, so ist eine deutliche Metallanreicherung in den Tonen zu verzeichnen, da

zahlreiche Metalle an die Oxide sorptiv gebunden waren (z.B. Co, Ni, Pb, Zn, Cu). Reduzie-

rende Bedingungen im Sediment nach der Ablagerung führten zur Reduktion der Metalloxide.

Bei gleichzeitiger Bildung von H2S durch die mikrobielle Sulfatreduktion des organischen

Materials wurden die Metalle in Form von Sulfiden im Tonsediment fixiert. Die Fixierung

von Cr und V in den Tonsedimenten durch Reduktionsprozesse ist ebenfalls zu vermuten. Da

Oxide und organo-mineralische-Komplexe jedoch in weit geringeren Mengen in die kaoliniti-

schen Tone umgelagert wurden als Tonminerale, ist von einer überwiegenden Bindung der

Spurenelemente (bzw. der Metalle) an die Tonminerale der Tone auszugehen. Im Zuge der

Diagenese wurden die sorptiv an Tonminerale gebundenen Elemente im Sediment fixiert.

Das organische Material der Tone wurde über die Zwischenstufe Torf unter Abgabe von Was-

ser und leichtflüchtigen Bestandteilen im Zuge der Diagenese in Weichbraunkohle

umgewandelt.

Die hier untersuchten Tone wurden durch Torfmoore überdeckt, weshalb eine sekundäre

Bleichung der Tone durch deszendente saure Lösungen lange vermutet wurde, da sie, mit

Ausnahme der Lagerstätte Guttau, nur geringe Mengen Fe aufweisen. Da unter den klimati-

schen Bedingungen im Tertiär im Untersuchungsgebiet keine flächenhafte Ferralitisierung

erfolgen konnte, sind die umgelagerten tertiären Fe-Mengen vermutlich weit geringer als bis-

her angenommen. Eine Entfernung der Fe-Oxide im Anschluss an die Ablagerung der

Tonsedimente ist daher nicht zwingend erforderlich, um die meist recht geringen Fe-Gehalte

der Tone zu erklären. Eine flächenhafte sekundäre Bleichung der Tone ist daher unwahr-

scheinlich, in schluffreichen Tonsedimenten jedoch nicht auszuschließen, da hier

Wegsamkeiten bestanden haben könnten, die eine sekundäre Bleichung ermöglichten. Die

Zufuhr externer Lösungen könnte die Zusammensetzung der Tone regional daher noch einmal

verändert haben.

Zusammenfassend kann festgestellt werden, dass die mineralogischen und chemischen Eigen-

schaften der hier untersuchten kaolinitischen Tone durch die Prozesse der Verwitterung und

Bodenbildung, der Erosion, des Transports, der Ablagerung und der Diagenese geprägt wor-

den sind. Kaolinitische Tone sind damit keine Produkte eines einfachen kurzstreckigen

Massentransports, weshalb die Bezeichnungen dieser Tone als „umgelagerte Kaoline“ oder

„sekundäre Kaoline“ nicht zutreffend sind.

Welchen Einfluss die genetischen Prozesse auf die anwendungstechnischen Eigenschaften der

Tone ausüben, wird in einem abschließenden Kapitel diskutiert.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

202

Abb. 104: Modell der Genese der tertiären kaolinitischen Tone im Untersuchungsgebiet (nach Krumb 1998 er-

gänzt)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

203

7 Anwendungstechnische Bedeutung der Bildungsprozesse kaolinitischer

Tone

7.1 Rohstoffwirtschaftliche Situation

Tonrohstoffproduzenten liefern Standardtone, die auf die Anforderungen der Abnehmer zuge-

schnitten sind und daher immer die gleiche Qualität aufweisen müssen. Die unterschiedliche

Zusammensetzung der Tone innerhalb einer Lagerstätte, ihre hohe vertikale sowie laterale

Varianz und der Wechsel der Tonfolgen mit grobkörnigen klastischen Sedimenten und

Braunkohlen erschweren es dem Tonrohstoffproduzenten jedoch, gleichbleibende und defi-

nierte Qualitäten anzubieten. Durch selektiven Abbau der Tone gewinnen die Produzenten

unterschiedliche Qualitäten innerhalb einer Lagerstätte. Um eine gleichbleibende Qualität des

Tons zu gewährleisten, erfolgt entweder eine homogenisierende Aufhaldung der Qualitäten,

bzw. eine getrennte Zwischenhaldung der ausgehaltenen Tonsorten mit einer nachgeschalte-

ten definierten Verschneidung und Homogenisierung der Qualitäten (Krumb 1998).

Kaolinitische Tone werden überwiegend in der keramischen Industrie eingesetzt. Nach Stenti-

ford (2003) ist der Markt für keramische Kaoline und Tone im Umbruch. Zurzeit stammen ca.

¾ aller weltweit in der Grob- und Feinkeramik, der Feuerfestindustrie und in der Zulieferin-

dustrie verwendeten Tone und Kaoline aus lokalen Vorkommen. Sie besitzen meist eine rote

bis rosa Brennfarbe und sind oftmals von minderer Qualität. Diese Tone werden häufig zur

Produktion von Ziegeln eingesetzt, wobei in den Industrieländern gefertigte, hochwertige

Ziegel von global agierenden Konzernen auch weltweit vermarktet werden. Der Bevölke-

rungsrückgang in den Industrieländern, gerade auch in Europa, wird ein stagnierendes

Bauvolumen zur Folge haben. Ziegelprodukte treten daher verstärkt in Konkurrenz zu den

Baumaterialen Beton, Stahl und Glas, die ein moderneres Image besitzen (Lingl 2002). Nach

Lingl (2002) muss die Ziegelindustrie daher Baumethoden entwickeln, die mit den moderne-

ren Baumaterialien konkurrieren können. Die Zukunft des Ziegels ist damit nicht vom

verfügbaren Rohstoff, sondern von der technischen Entwicklung und der Akzeptanz des Zie-

gels als Baustoff abhängig.

Nur ¼ der Ton- und Kaolinvorkommen weltweit sind plastische, hell- bis weißbrennende kao-

linitische Tone und Kaoline. Sie sind qualitativ hochwertig und können weltweit exportiert

werden (Stentiford 2003). Da die feinkeramische Industrie aus ihren angestammten Zentren in

Regionen geringerer Kosten abwandert, müssen Spezialtone in den neuen Zentren so lange

von den bisherigen Rohstoffproduzenten bezogen werden, wie im lokalen Umfeld keine Tone

mit den gewünschten spezifischen Eigenschaften aufgeschlossen werden, da die technischen

Anforderungen an den Tonrohstoff bestehen bleiben. Aus diesem Grunde sieht Stentiford

(2003) kurz- bis mittelfristig eine Wachstumsphase für Anbieter dieser qualitativ hochwerti-

gen Rohstoffe in den alten Rohstoffzentren. Die Tone müssen jedoch über größere

Entfernungen transportiert werden, so dass langfristig davon auszugehen ist, dass neue Roh-

stoffzentren in der Nähe der keramischen Produktionszentren entstehen werden. Fiebiger

(1987 S.383) verdeutlicht in einem Interview: „Grundsätzlich sind heute keramische Rohstof-

fe weltweit in vertretbaren Mengen, Qualitäten und Entfernungen verfügbar. Ich muss

eigentlich immer nur feststellen, was mit ihnen machbar ist. .... Allerdings muß ich diese ge-

nügend genau bewerten und gegebenenfalls über Aufbereitung und Versatz einsatzfähig

machen.“

Der Druck auf die Produzenten in den alten Zentren wird demnach steigen. Die Tonproduzen-

ten könnten allerdings in zweifacher Hinsicht von dieser Entwicklung profitieren. Durch

engere Zusammenarbeit mit dem Verbraucher können sie eine engere Bindung aufbauen und

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

204

sich Zukunftsmärkte für ihre „Premium-Produkte“ sichern (Stentiford 2003). Zudem bietet die

Globalisierung weltweit operierenden Tonrohstoffproduzenten die Chance, Lagerstätten in der

Nähe neuer Zentren zu prospektieren und zu erschließen.

In diesem Zusammenhang sind Aussagen von Krumb (1998) bemerkenswert. Er gibt zu be-

denken, dass das Qualitätssicherungssystem ISO 9000-9004 zwar ermöglicht,

Qualitätsschwankungen im Zuge der Produktion zu erkennen und vor der Auslieferung der

Produkte einzugreifen. Die mit den geringsten Kosten verbundene Qualitätssicherung beginne

jedoch bereits in der Prospektions- und Explorationsphase einer Ton- oder Kaolinlagerstätte,

mit der Informationsbeschaffung, der Analyse der mineralogisch-chemischen Zusammenset-

zung und der Kenntnis der Verteilung spezifischer Qualitätsmerkmale innerhalb einer

Lagerstätte. Stegmüller forderte bereits 1988 eine bessere Kenntnis der geologischen Verhält-

nisse als Voraussetzung für Qualität und Rentabilität von Ziegeleien. Er formuliert dies auf

Seite 426 folgendermaßen: „Wenn der Ziegler über ein bloßes, nur auf Zufall basierendes

Abtasten der ihm zur Verfügung stehenden Rohstoffquellen hinauskommen will, dann muß er

versuchen, sich einen Überblick über die geologische Vorgeschichte seines Betriebsstandortes

zu verschaffen.“ Diese Forderung gilt natürlich erst recht für die Produzenten qualitativ

hochwertiger kaolinitischer Tone. Fiebiger (1987) weist darauf hin, dass die Toleranzbreite in

der Tonproduktion immer geringer wird und Rohstoffe optimal eingestellt werden müssen. Da

ein Produkt nicht besser sein kann, als in der Qualität des Ausgangsstoffes vorgegeben, ist

eine verbesserte Kenntnis des Rohstoffs und der Qualitäten von entscheidender Bedeutung

auch in Hinblick auf die Investitionen und damit die wirtschaftliche Rentabilität eines Vor-

kommens. Um die Rentabilität eines Vorkommens zu gewährleisten, ist daher die Kenntnis

der Genese des Rohstoffs unverzichtbar. Sie entscheidet über die Art und die Qualität sowie

die Verteilung der Qualitäten innerhalb einer Lagerstätte.

Die fertigungstechnischen Eigenschaften kaolinitischer Tone sind im folgenden Kapitel dar-

gestellt.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

205

7.2 Fertigungstechnische Eigenschaften kaolinitischer Tone

Kaolinitische Tone können granulometrisch, chemisch und mineralogisch sehr unterschiedlich

zusammengesetzt sein. Um die Auswirkungen dieser Unterschiede auf die technischen Para-

meter abschätzen zu können, wurden für das Hauptanwendungsgebiet kaolinitischer Tone, die

keramische Industrie, einige der wichtigsten Parameter anhand repräsentativer Proben für jede

Lagerstätte überprüft. Die unterschiedliche Wirkungsweise einzelner Minerale in tonkerami-

schen Massen kann Kapitel 2.9 entnommen werden.

7.2.1 Formgebungsverhalten

Die Plastizität der Tone wurde durch Analyse der Atterberg-Grenzen untersucht. Ist der Wert

für die Plastizitätszahl hoch, so verhält sich der Rohstoff bei Zugabe von Wasser in einem

breiten Intervall plastisch (Tab. 90).

Die Guttauer Tone sind sehr feinkörnig und enthalten neben fehlgeordneten Kaoliniten auch

Illit. Aufgrund des erhöhten Smektit-Gehalts besitzen diese Tone die höchste Plastizitätszahl

aller hier untersuchten Proben (Tab. 90). Die Plastizitätszahl der Wetroer Tone ist etwas ge-

ringer, da sie kaum Smektite enthalten. Die Tone beider Lagerstätten besitzen nur geringe

Mengen Quarz, der in tonkeramischen Massen plastizitätsmindernd wirkt. Die Plastizität der

schluff- und quarzreichen Roßbacher und Wiesaer Tone ist aus diesem Grunde weit geringer

(Tab. 90). Im Allgemeinen ist die Bandbreite der Werte der Plastizitätszahl der hier unter-

suchten Tone ähnliche wie die von Bain (1971).

Tab. 90: Vergleich der Atterberg-Grenzen kaolinitischer Tone nach Bain (1971) mit den Werten für die Tone

von Wetro, Guttau, Roßbach und Wiesa

Tonmineral Ausrollgrenze Fließgrenze Plastizitätszahl

Bain (1971) Masse % Masse % Masse %

Ball Clay, Devon 32 76 44

Kaolinitic river clay,

British Honduras

38 79 41

Alluvial kaolin, Devon 41 64 23

China clay, Cornwall 37 52 15

Tone

Wetro Oberer Ton 37 66 29

Wetro Unterer Ton 32 60 28

Guttau Oberer Ton 32 79 47

Guttau Unterer Ton 37 69 32

Roßbach Ton 3 20 34 14

Roßbach Ton 1 23 34 11

Wiesa Unterer Ton 28 43 15

Wiesa Unterer Ton 21 30 9

Anhand der Atterberg-Grenzen lassen sich für Ziegel- und Töpfertone nach Bain (1971) Be-

reiche optimaler Plastizität sowie die Trockenschwindung abschätzen (Lorenz & Gwosdz

1997). Aus Abbildung 105 geht hervor, dass die Tone von Roßbach und Wiesa die besten

Plastizitätseigenschaften für den Einsatz in der keramischen Industrie besitzen. Durch Mi-

schung verschiedener Qualitäten können Produkte erzeugt werden, die optimal an die

Bedürfnisse des Verbrauchers angepasst sind. Die recht hohen Werte der Fließgrenze der To-

ne von Wetro und Guttau verdeutlicht, dass die alleinige Verwendung kaolinitischer Tone als

Ziegeltone oder als Töpfertone aus Gründen einer zu hohen Schwindung häufig nicht anzura-

ten ist (Abb. 105).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

206

Abb. 105: Bereich optimaler Plastizitäts-Eigenschaften für Ziegel- und Töpfertone, berechnet mittels der Atter-

berg-Grenzen (nach Bain 1971 und Lorenz & Gwosdz 1997)

Neben der Plastizität wurde die Viskosität repräsentativer Proben der Kaolinlagerstätte Ca-

minau und der Tonlagerstätten Wetro, Guttau, Roßbach und Wiesa analysiert. Von der

Caminauer Gesamtprobe wurde die Fraktion <63 µm abgetrennt. Diese Fraktion des Kaolins

besitzt eine nahezu identische Zusammensetzung wie die Gesamtprobe des Wetroer Tons.

Beide bestehen zu ca. 80 % aus Kaolinit und zu ca. 20 % aus Illit/Muskovit. Aus diesem

Grunde ist ein direkter Vergleich der Ergebnisse des in-situ-Kaolins mit der Gesamtprobe des

Tons möglich (Abb. 106).

Abb. 106: Viskosität des Caminauer Kaolins (Ca) der Fraktion <63 µm und des Unteren Wetroer Tons (We) bei

unterschiedlichen Wassergehalten (%-Angaben beziehen sich auf die Menge Wasser, die den Proben bezogen

auf ihr Trockengewicht zugeführt wurde)

Obwohl er eine fast identische mineralogische Zusammensetzung wie der Kaolin besitzt, ist

der Wetroer Ton bei gleichem Wassergehalt und gleichem Elektrolytanteil in der Suspension

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

207

weit viskoser als der Caminauer Kaolin (Abb. 106). Es muss bei gleicher Schergeschwindig-

keit eine weit höhere Schubspannung aufgewendet werden, um den Ton zum Fließen zu

bringen. Da die Kationenaustauschkapazität und die spezifische Oberfläche der Minerale ei-

ner keramischen Masse für die Viskosität von entscheidender Bedeutung sind (Störr 1983),

führt die Feinkörnigkeit und die damit verbundene größere spezifische Oberfläche der Ton-

minerale und möglicherweise die erhöhte strukturelle Fehlordnung der Kaolinite der Tone zu

einer deutlich erhöhten Viskosität des Tons.

Abb. 107: Viskosität des Guttauer Tons (Gu) bei unterschiedlichen Wassergehalten (%-Angaben beziehen sich

auf die Menge Wasser, die den Proben bezogen auf ihr Trockengewicht zugeführt wurde)

Da bereits geringe Mengen Smektit die Viskosität einer keramischen Masse deutlich herauf-

setzen, ist die Viskosität der Guttauer Tone weit höher als die der Wetroer Tone (Abb. 107).

Geringe Unterschiede in der mineralogischen Zusammensetzung können sich somit deutlich

auf die technischen Parameter keramischer Massen auswirken.

Abb. 108: Viskosität des Roßbacher (Ro) Ton 1 und des Wiesaer Tons (Wi) bei unterschiedlichen Wassergehal-

ten (%-Angaben beziehen sich auf die Menge Wasser, die den Proben bezogen auf ihr Trockengewicht zugeführt

wurde)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

208

Die Roßbacher und Wiesaer Tone besitzen aufgrund ihrer höheren Schluffanteile und der er-

höhten Quarzgehalte eine weit geringere Viskosität, als die Tone von Wetro und Guttau (Abb.

108).

Die Viskosität sowohl der Tone als auch der Kaoline wird nach Regressionsrechnungen am

besten durch die Modelle von Ostwald bzw. Hershel-Buckley beschrieben, einige Fließkurven

sind auch linear oder logarithmisch (vgl. Kap. 2.9.1.2). Moderne verflüssigte Schlicker ver-

halten sich meist nach dem Ostwald-Modell (Schüller 1993).

7.2.2 Trocknungseigenschaften

Die Trockenbiegefestigkeit und die Trockenschwindung der Tone konnten nicht anhand eines

standardisierten Verfahrens überprüft werden. Daher erfolgt eine Abschätzung der Trock-

nungseigenschaften auf Grundlage der Tabellen (Kap. 2.9.2) von Vogt & Vogt (2004) und

dem Diagramm nach Bain (1971).

Da Smektite die Trockenschwindung und die Trockenbiegefestigkeit im Vergleich zu den

anderen Tonmineralen deutlich erhöhen, weist der Obere Guttauer Ton die höchste Trocken-

schwindung aller hier untersuchten Tone auf (Abb. 105). Der Untere Guttauer Ton und die

Wetroer Tone besitzen daher eine etwas geringere Trockenschwindung und vermutlich auch

eine geringere Trockenbiegefestigkeit (Abb. 105). Quarz setzt die Schwindung und die Fes-

tigkeit eines Scherbens deutlich herab. Aus diesem Grunde ist die Trockenschwindung der

Tone der Lagerstätten Wiesa und Roßbach deutlich vermindert, weshalb beide Tone in der

feinkeramischen Industrie eingesetzt werden können (Abb. 105).

7.2.3 Brenneigenschaften

Das Brennverhalten der Tone wurde über das Verfahren der Dilatometrie an repräsentativen

Proben der Lagerstätten Wetro, Guttau und Roßbach analysiert. Da Schomburg & Störr

(1984) die Ausdehnung und Schwindung des Caminauer Kaolins eingehend untersucht haben,

ist zudem ein Vergleich des in-situ-Kaolins mit seinem umgelagerten Produkt, dem Wetroer

Ton möglich.

Abb. 109: Dilatometerkurven des Unteren und Oberen Wetroer Tons und des Unteren Guttauer Tons

Bei Aufheizung des Guttauer und Wetroer Tons wird zunächst das physikalisch gebundene

Wasser der Probe freigesetzt (Abb. 109). Daher ist eine Schwindung bis ca. 200°C zu ver-

zeichnen, der organikreiche Obere Wetroer Ton weist zudem im Temperaturbereich zwischen

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

209

250°C und 400°C eine geringe Ausdehnung auf, da die organische Substanz des Tons oxidiert

wird. Aus dem Kaolinit entsteht bei Temperaturen oberhalb 550°C Metakaolinit, weshalb bei

dieser Temperatur eine deutliche Schwindung zu verzeichnen ist. Bei einer Temperatur von

ca. 950°C ist der Kaolinit dann nicht mehr stabil. Er wird in die Bestandteile Kieselsäure und

Tonerde zerlegt. Durch die thermische Zersetzung des Kaolinits entsteht ein Al-Si-Spinell,

was durch eine deutliche Schwindung angezeigt wird (Abb. 109). Erreicht die Brenntempera-

tur einen Wert von über 1200°C, so bildet sich die stabile Hochtemperaturphase Mullit

(Al[AlSiO5]) neben Cristobalit (SiO2), der aus der überschüssigen Kieselsäure gebildet wird

(Schüller 1993).

Das Brennverhalten der sehr kaolinitreichen Tone von Wetro und Guttau ist durch das Deh-

nungs-Schwindungs-Verhalten des Kaolinits dominiert. Der Smektit des Guttauer Tons führt

zu einer etwas deutlicheren Schwindung und nach Hatzl & Gehlken (2001) auch zu einer frü-

heren Schmelzenbildung. Da Illit und Kaolinit eine sehr ähnliche Brennschwindung bewirken

(Hatzl & Gehlken 2001), ist der Unterschied zwischen den Wetroer Proben sehr gering (Abb.

109).

Die Korngrößenfraktion <2 µm des Unteren Wetroer Tons weist eine deutlichere Schwindung

und eine frühere Schmelzenbildung auf als die Gesamtprobe (Abb. 109). Nach Kiefer (1957)

verringern feinkörnige Schichtsilikate die Ausdehnung und verstärken die Kontraktion einer

Probe. Es ist daher zu vermuten, dass die früher einsetzende und verstärkte Schwindung in der

Korngrößenfraktion <2 µm auf den erhöhten Anteil feinstkörniger Kaolinite und Illite in der

Probe zurückzuführen ist. Diesen Zusammenhang untersuchten Schomburg & Störr (1984) für

unterschiedliche Korngrößenfraktionen der Kaoline aus Caminau. Während die Korngrößen-

fraktionen >2 µm eine ähnliche lineare Kontraktion aufweisen, erhöht sich diese in der

Korngrößenfraktion <2 µm deutlich (Abb. 110).

Möglicherweise ist die höhere Brennschwindung und die bei etwas niedrigeren Temperaturen

einsetzende Schmelzenbildung der Feinfraktion der Tone neben der geringen Korngröße auch

darauf zurückzuführen, dass die feinkörnigen fehlgeordneten Kaolinite dieser Fraktion mehr

flussmittelwirksame Ionen enthalten, als gröbere und gut geordnete Kaolinite. Nach Schüller

(1993) verstärken Fe-Oxide in keramischen Massen die Flussmittelwirkung von Alkalien in

einer reduzierenden Brennatmosphäre. Sadunas et al. (1997) gelangen zu dem Ergebnis, dass

in kaolinitischen, illitischen und montmorillonitischen Tonen zweiwertige Ionen gleicherma-

ßen sinterwirksam sind. Aus diesem Grunde bildet sich in kaolinitischen und

montmorillonitischen Tonen unter Zusatz von Fe2+-Ionen bereits bei niedrigeren Temperatu-

ren Mullit als in Fe2+-ärmeren Tonen. Sadunas et al. (1997) entwickelten eine Reihenfolge der

Wirksamkeit zweiwertiger Ionen auf die thermische Zersetzung von Tonmineralen. Demnach

nimmt die Wirksamkeit in der Reihenfolge Cu2+>Mn2+>Fe2+>Co2+>Ni2+>Cr2+ ab. In ähnlicher

Reihenfolge verringert sich die Intensität der Mullitbildung. Aufgrund der größeren spezifi-

schen Oberfläche der Tonminerale sind in feinkörnigen kaolinitischen Tonen in der Regel

mehr Spurenelemente gebunden, als in den grobkörnigeren Tonen. Zudem besitzen nach

Mestdagh et al. (1980) und Vogt & Vogt (2004) fehlgeordnete Kaolinite einen erhöhten Fe-

und Ti-Gehalt. Neben der Korngröße könnte somit die chemische Zusammensetzung des

Kaolinits das Brennverhalten kaolinitischer Tone beeinflussen.

Diese Erkenntnis könnte nach Sadunas et al. (1997) von praktischer ökonomischer Bedeutung

sein. Durch den Einsatz feinkörniger Kaolinite, bzw. durch Zusatz zweiwertiger Ionen, könn-

ten die Brenneigenschaften tonkeramischer Massen beeinflusst und die Energiekosten

während des Brennvorgangs möglicherweise reduziert werden.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

210

Abb. 110: Dilatometerkurven der Korngrößenfraktionen <63 µm des Caminauer Kaolins / lineare Kontraktion in

% angegeben (nach Schomburg & Störr 1984)

Vergleicht man die Dilatometerkurven des Lausitzer Granodiorit-Kaolins aus Caminau nach

Schomburg & Störr (1984) mit denen der Wetroer Tone, so wird deutlich, dass sie ein Verhal-

ten aufweisen, das dem der Korngrößenfraktion <2 µm des Kaolins sehr ähnlich ist. Dies ist

auf die Anreicherung der Feinfraktion des Granodiorit-Kaolins in den Wetroer Tonen zurück-

zuführen.

Die Dilatometerkurven der grobkörnigeren und quarzreicheren Roßbacher Tone weisen deut-

liche Unterschiede zu denen der Guttauer und Wetroer Tone auf (Abb. 111).

Abb. 111: Dilatometerkurven der Roßbacher Tone 1 und 3

Zu Beginn der Aufheizung führt der in den Tonen enthaltene Illit/Smektit-Mixed-Layer-

Anteil und die Abgabe des physikalisch gebundenen Wassers zu einer deutlichen Schwindung

der Proben im Temperaturbereich zwischen 100°C und 220°C. Montmorillonite geben bei ca.

140°C ihr adsorptiv gebundenes Wasser ab (Schmidt-Reinholz 1985/86). Dem wirkt mit zu-

nehmender Temperatur eine Ausdehnung des Illit/Muskovits entgegen (Abb. 111). Bei ca.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

211

550°C geht der Kaolinit in Metakaolinit über, weshalb eine deutliche Schwindung eintritt. Der

Roßbacher Ton ist quarzreich, weshalb er sich bei 573°C deutlich ausdehnt. Bei dieser Tem-

peratur geht der Tiefquarz in den Hochquarz über (Abb. 111). Die Ausdehnung der Proben

bei dieser Temperatur wird auch als „Quarzsprung“ bezeichnet. Der weitere Kurvenverlauf

entspricht dem Verhalten einer Mischung aus Quarz, Kaolinit und Illit und verläuft ähnlich

wie in den anderen Tonen. Der erhöhte Quarzanteil führt jedoch zu einer deutlich verringerten

Brennschwindung und einem etwas niedrigeren Schmelzpunkt (Abb. 111).

Die Brennfarbe der Tone weist ebenfalls deutliche Unterschiede auf. Die Guttauer und

Wetroer Tone besitzen nach dem Brennen eine gelbliche bis grünlich-gelbliche Färbung. Die-

se Färbung wird durch feinverteilte Ti- und Fe-Oxide hervorgerufen. Das bei 1000°C

gebrannte Probenmaterial der Tone von Roßbach weist hingegen eine graue bis weiße Farbe

auf. Die Wiesaer Tone sind hellbrennend gräulich, manchmal ein wenig rötlich und insgesamt

ein wenig creme-farbener als die hellen Roßbacher Tone. Die helle Brennfarbe der Roßbacher

und Wiesaer Tone ist auf den sehr geringen Fe- und Ti-Gehalt der Proben zurückzuführen.

Für helle- und weißbrennende Tone ist die Farbgebung das wichtigste Rohstoffmerkmal.

7.2.4 Zusammenfassung

Die große Bandbreite der chemischen, mineralogischen und granulometrischen Zusammen-

setzung kaolinitischer Tone führt zu deutlichen Unterschieden zwischen den

fertigungstechnischen Eigenschaften der Tonrohstoffe.

• Die Wetroer und Guttauer Tone besitzen aufgrund ihrer Feinkörnigkeit und ihres ho-

hen Tonmineralgehalts eine höhere Plastizität und Viskosität, eine höhere

Trockenschwindung und Trockenbiegefestigkeit sowie eine höhere Brennschwindung

als die schluff- und quarzreicheren Roßbacher und Wiesaer Tone.

• In den Tonen von Guttau führt der geringe Smektitgehalt von <10 % zu einer deutli-

chen Erhöhung der Plastizität, der Viskosität, der Trockenschwindung und vermutlich

auch der Trockenbiegefestigkeit. Da Smektite als Flussmittel wirken, erhöhen sie die

Brennschwindung und verringern die Sintertemperatur. In den quarz- und schluffrei-

cheren Tonen von Roßbach ist die Wirkung geringer Smektit und Mixed-Layer-

Mineral-Gehalte kaum bemerkbar.

• Aufgrund des hohen Kaolinit- und Al2O3-Gehalts von > 30% werden die Wetroer und

untergeordnet auch die Guttauer Tone als “Feuerfeste Tone“ zur Herstellung von

Schamottesteinen verwendet. Folglich sintern sie in einem Temperaturbereich

>1500°C.

• Aus dem Vergleich der Caminauer und Wetroer Proben ist zu schließen, dass feinkör-

nige Kaolinite die Viskosität erhöhen und damit stärker plastifizierend wirken als

grobkörnige Kaolinite. Zudem weisen die erhöhte Brennschwindung und die geringere

Temperatur der Schmelzenbildung in der Feinfraktion des Unteren Wetroer Tons dar-

auf hin, dass feinkörnige Tonminerale, möglicherweise durch den erhöhten

Spurenelementgehalt, solche Veränderungen der technischen Eigenschaften kerami-

scher Massen bewirken können.

• Die Wetroer und Guttauer Tone besitzen eine gelbe und teilweise grünlich-gelbe

Brennfarbe. Diese Färbungen werden durch feinverteilte Ti- und Fe-Oxide hervorge-

rufen. Die Brennfarbe der Roßbacher und Wiesaer Tone ist grau, creme-farben, leicht

rötlich und weiß. Diese Tone enthalten nur wenige färbende Oxide.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

212

7.3 Die Auswirkung der Bildungsprozesse auf die fertigungstechnischen

Parameter und die Verwendungsmöglichkeiten kaolinitischer Tone

Abb. 112: Faktoren und Prozesse der Entstehung kaolinitischer Tonlagerstätten (nach Krumb 1998 ergänzt)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

213

Kaolinitische Tonlagerstätten sind, wie gezeigt werden konnte, das Produkt einer komplexen

Abfolge von unterschiedlichen Bildungsprozessen. In Abbildung 112 sind die Faktoren und

die Prozesse zusammengefasst. Aus der Untersuchung der Tone geht hervor, dass deren quali-

tative Zusammensetzung auf den Prozessen der Verwitterung und der Bodenbildung beruht.

Diese entscheiden über die Art, die Menge und die Ausbildung der für die Umlagerung zur

Verfügung stehenden anorganischen und organischen Komponenten. Die Prozesse der Erosi-

on, des Transports und der Sedimentation mischen und klassieren diese Komponenten im

Zuge der Umlagerung. Qualitative Veränderungen der Zusammensetzung können nur dann

erfolgen, wenn Material unterschiedlicher Quellen gemischt wird. In der Regel bleibt das Ma-

terial einer Quelle qualitativ weitgehend unverändert. Daher regulieren die Prozesse der

Erosion, des Transports und der Sedimentation die quantitative Zusammensetzung der Tone.

Nachfolgend können Prozesse der frühen Diagenese und weitere sekundäre Prozesse qualita-

tive und quantitative Veränderungen in der Tonzusammensetzung bewirken (Abb. 112).

7.3.1 Auswirkung der lagerstättenbildenden Prozesse auf die anwendungstechnischen

Parameter der Tone

Die Veränderung der fertigungstechnischen Parameter bei der Bildung kaolinitischer Tone

kann der Abbildung 113 entnommen werden. Zu Beginn der kaolinitischen Verwitterung

bildet sich aus einem sauren bis intermediären Protolith eine dreischichtsilikatreiche und kao-

linitarme Zone. Mit steigender Verwitterungsintensität nehmen die Plastizität, die

Trockenbiegefestigkeit, die Trockenschwindung und die Brennschwindung der Verwitte-

rungsprodukte durch den steigenden Tonmineralgehalt zu. Nimmt die Verwitterungsintensität

weiter zu und der Kationengehalt innerhalb der Verwitterungskruste ab, so werden bevorzugt

geordnete Kaolinite und Illite gebildet. Dies führt zu einer Verringerung der oben genannten

Eigenschaften in den höheren Bereichen des Verwitterungsprofils. Da eine zunehmende Bil-

dung feinkörniger fehlgeordneter Kaolinite und auch von Illiten in den Bodenhorizonten zu

vermuten ist und die Verwitterungsprodukte mit der organischen Bodensubstanz durchmischt

werden, ist eine Erhöhung der Plastizität und Viskosität bei gleichzeitiger Zunahme der Tro-

ckenbiegefestigkeit und untergeordnet auch der Trocken- und Brennschwindung

wahrscheinlich (Abb. 113).

Da die kaolinitische Verwitterung auf dem fortlaufenden Verlust von Alkalien und Erdalka-

lien beruht, nimmt der Flussmittelgehalt mit Zunahme der Verwitterungsintensität stetig ab.

Die bevorzugte Bildung von Kaolinit mit steigender Verwitterungsintensität führt in Kaolinen

zu einer Zunahme der Feuerfestigkeit. Fe und Mn sowie untergeordnet auch Ti werden im

Zuge der Kaolinisierung teilweise abgeführt. Daher verringert sich der Anteil färbender Kom-

ponenten mit zunehmender Verwitterungsintensität. Durch Oxidation oder

Umlagerungsprozesse innerhalb des Bodenprofils können färbende Komponenten jedoch

auch angereichert werden (Abb. 113).

Die Umlagerung der Verwitterungskruste führt zu einer deutlichen Veränderung der anwen-

dungstechnischen Parameter, weshalb sich die technischen Eigenschaften von in-situ-

Kaolinen und kaolinitischen Tonen sehr deutlich voneinander unterscheiden können (Abb.

113). Magernde und der Schwindung entgegenwirkende Minerale wie Quarz, Schwerminerale

und grobkörnige Glimmerreste werden durch die hydraulische Klassierung im Zuge der Um-

lagerung in der Regel aussortiert, Tonminerale und organische Substanzen hingegen

angereichert. Ist die Klassierung wenig effektiv, so kann jedoch auch Quarz in der

Schlufffraktion angereichert sein. Insgesamt nimmt der Gehalt an feinkörnigen und strukturell

fehlgeordneten Kaoliniten und anderer Tonminerale in den Tonen meist deutlich zu. Daher ist

das kaolinitische Umlagerungsprodukt plastischer, viskoser, besitzt eine höhere Trockenbie-

gefestigkeit und eine höhere Brennschwindung als das Ausgangsmaterial der

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

214

Verwitterungskruste. Der Flussmittelgehalt kann durch die Klassierung der Quarzminerale

erhöht sein. Werden jedoch größere Mengen Feldspat und Glimmer aussortiert, so ist nicht

eindeutig vorherzusagen ob der Flussmittelgehalt im tonigen Umlagerungsprodukt gegenüber

der Verwitterungskruste erhöht oder reduziert ist. Die färbenden Eigenschaften werden mit

hoher Wahrscheinlichkeit im Zuge der Umlagerung in der Regel beibehalten, da beispielswei-

se bereits geringe Gehalte eines feinkörnigen Hämatits ausreichen, um eine rote Brennfarbe in

Tonen herbeizuführen. Durch Anreicherung des Kaolinits in den Tonen kann das umgelagerte

Material eine gegenüber der Verwitterungskruste deutlich erhöhte Feuerfestigkeit aufweisen.

Der Einfluss der Diagenese und anderer sekundärer Prozesse auf die fertigungstechnischen

Parameter der kaolinitischen Tone ist sehr schwer abzuschätzen. Da eine Silikatmetamorpho-

se in frühen diagenetischen Phasen nicht erfolgt, bleiben die anwendungstechnischen

Eigenschaften nach der Umlagerung weitgehend bestehen (Abb. 113). Diese Deutung korres-

pondiert mit der Erkenntnis, dass diagenetische Prozesse überwiegend qualitativ an der

Tonlagerstättenbildung beteiligt sind. Die sekundäre Zufuhr, die Fixierung oder die Abfuhr

(Bleichung) beispielsweise färbender Komponenten kann für die Verwendung eines kaoliniti-

schen Tons jedoch von maßgeblicher Bedeutung sein.

Sollten die von Hurst & Pickering Jr. (1997) beschriebenen Diageneseprozesse (vgl. Kap. 1.1)

zur Bildung eines sedimentären Kaolins führen, so ist eine Entwicklung der Parameter ähnlich

wie in der Verwitterungskruste anzunehmen. In Abbildung 113 ist dieser Diageneseprozess

als „Möglicherweise Zunahme“ verzeichnet.

Abb. 113: Die Variation wichtiger anwendungstechnischer Parameter im Zuge der Bildung kaolinitischer Tone

Ein wichtiges Ergebnis der Untersuchung besteht in der Erkenntnis, dass kein anwendungs-

technischer Parameter kaolinitischer Tone direkt vom Ausgangsgestein „ererbt“ ist.

Bedeutend für die Zusammensetzung und damit für die anwendungstechnischen Parameter

kaolinitischer Tone ist jedoch die Intensität bzw. das Stadium der Verwitterung des Protoliths

vor seiner Umlagerung (Abb. 113).

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

215

7.3.2 Der Einfluss lagerstättenbildender Prozesse auf die Verwendungsmöglichkeiten

kaolinitischer Tone

Aus der Zusammensetzung der Verwitterungskruste und der Entwicklung der fertigungstech-

nischen Parameter kann nun versucht werden, die Entstehung kaolinitische Tone für

spezifische Anwendungen abzuleiten (Abb. 114). Dies ist jedoch nur möglich, unter der Vor-

aussetzung, dass eine einzige kaolinitische Quelle an der Zusammensetzung des Tons beteiligt

ist. Mischungen unterschiedlicher Quellen können nicht erfasst werden.

Abb. 114: Entstehung und Verwendung von Tonen spezifischer Zusammensetzung durch Umlagerung kaoliniti-

scher Verwitterungskrusten unterschiedlicher Verwitterungsintensität mit Beispielen der in dieser Arbeit

untersuchten kaolinitischen Tone

Kaolinitische Tone für die Feuerfestindustrie entstehen durch Umlagerung kaolinitischer

Verwitterungskrusten einer mittleren bis hohen Verwitterungsintensität. Die Zunahme des

Kaolinitgehalts innerhalb der Verwitterungskruste ist für die Bildung feuerfester kaoliniti-

scher Tone damit ebenso entscheidend wie der Klassierungseffekt, der eine weitere

Anreicherung der Kaolinite herbeiführt. Die Bedeutung qualitativer und quantitativer Bil-

dungsprozesse ist daher ähnlich hoch einzuschätzen. Der hohe strukturelle Fehlordnungsgrad,

die deutliche Einlagerungsfehlordnung und die Feinkörnigkeit der Kaolinite feuerfester kaoli-

nitischer Tone weist möglicherweise darauf hin, dass Bodenhorizonte an den

Umlagerungsprodukten maßgeblich beteiligt sind. Die Entstehung der feuerfesten Tone von

Wetro und Guttau ist somit auf die Umlagerung eines Kaolins zurückzuführen, der eine mitt-

lere bis hohe Verwitterungsintensität aufwies und während der Umlagerung sehr gut klassiert

wurde. Die geringe Korngröße und der hohe Anteil Kaolinit ermöglichen den Einsatz der To-

ne zur Produktion von Schamotte oder Schamottesteinen.

In der Feinkeramik sind kaolinitische Tone unterschiedlicher Zusammensetzung einsetzbar.

Steinguttone müssen neben Kaolinit einen hohen Illitanteil aufweisen, daher ist die Umlage-

rung eines Kaolins mittlerer Verwitterungsintensität am geeignetsten. Färbende Komponenten

sind teilweise von untergeordneter Bedeutung, weshalb diagenetische und andere sekundäre

Prozesse eine geringe Auswirkung besitzen.

Steinzeugtone, Sanitärkeramik und Tone für die Porzellanherstellung müssen kaolinit- und

illitreich sein sowie eine spezifische Menge Quarz enthalten. Die helle Brennfarbe der Tone

ist eine weitere Voraussetzung. Die Tone entstammen Verwitterungshorizonten oder Verwit-

terungskrusten einer geringen bis hohen Verwitterungsintensität. Der Gehalt an strukturell

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

216

geordneten und fehlgeordneten Kaoliniten ist bezüglich des Formgebungs-, Trocknungs- und

Brennverhaltens zu beachten. Die keramischen Tone von Roßbach und Wiesa sind grobkörni-

ger und mineralogisch weniger einheitlich zusammengesetzt als die feuerfesten Tone von

Wetro und Guttau. Der Verwitterungsdetritus der Wiesaer Tone entstammt den höheren Zo-

nen der kaolinitischen Verwitterungskruste, der Sortierungsgrad ist jedoch relativ gering. Die

mäßige Sortierung des Materials führte dazu, dass der Quarz teilweise nicht klassiert wurde

und der Ton somit gute Formgebungs-, Plastizitäts-, Trocknungs- und Brenneigenschaften für

den Einsatz in der feinkeramischen Industrie besitzt. Bei einer effektiveren Klassierung wäre

aus dem Wiesaer Ton ein feuerfester Ton hervorgegangen.

Die hell- bis weißbrennenden kaolinitischen Tone von Roßbach sind das Produkt der Umlage-

rung einer mittleren Zone der kaolinitischen Verwitterungskruste. Sie weisen nahezu keine

färbenden Komponenten auf und enthalten nur wenige quellfähige Dreischichtsilikate. Ebenso

wie der Wiesaer Ton besitzt der Roßbacher Ton hervorragende Eigenschaften für den Einsatz

in der feinkeramischen Industrie.

Die färbenden Komponenten der Wiesaer und Roßbacher Tone wurden vor der Umlagerung

im Zuge der Kaolinisierung oder nach der Umlagerung durch die sekundäre Bleichung der

Tone entfernt. Somit ist die Intensität der Verwitterung des Ausgangsgesteins und die sekun-

däre Zu- bzw. Abfuhr färbender Komponenten für die Bildung hell- bis weißbrennender

keramischer Tone von besonderer Bedeutung.

Als Zusatzton in der Ziegelindustrie sind sehr unterschiedlich zusammengesetzte kaoliniti-

sche Tone einsetzbar. Wichtig für die Anwendung von Ziegeltonen ist die

Korngrößenverteilung. Der Klassierungseffekt, bzw. der Grad der Sortierung der Tone ist

somit von besonderer Bedeutung. Als Zusatztone in der Ziegelindustrie könnten nach einge-

hender vorheriger Prüfung alle hier untersuchten Tone verwendet werden.

Mit zunehmender Verwitterungsintensität nimmt das Schadstoffrückhaltevermögen der Tone

innerhalb eines kaolinitischen Verwitterungsprofils ab, da sich der Anteil smektitischer Kom-

ponenten deutlich verringert. Als Deponietone eignen sich daher in besonderem Maße

kaolinitische Tone aus einer Zone höherer Verwitterungsintensität. Im Falle der Guttauer To-

ne führte die Zufuhr geringer Mengen quellfähiger Tonminerale zu einer Erhöhung der

Plastizitätseigenschaften und des Schadstoffrückhaltevermögens.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

217

8 Fazit und Ausblick

Es konnte gezeigt werden, dass kaolinitische Tonlagerstätten das komplexe Produkt zahlrei-

cher Bildungsprozesse sind. An der Genese der Tone sind Prozesse der Verwitterung, der

Bodenbildung, der Erosion, des Transports, der Sedimentation sowie diagenetische und ande-

re sekundäre Prozesse beteiligt. Die Bezeichnung von kaolinitischen Tonen als „umgelagerte

oder sekundäre Kaoline“ im Sinne eines kurzstreckigen Massentransports, ist folglich nicht

zutreffend.

Aufgrund älterer Untersuchungen und durch Kenntnis der chemischen und mineralogischen

Zusammensetzung der Ausgangsgesteine und der in-situ-Kaoline konnten die hier untersuch-

ten ostdeutschen Tone spezifischen Protolithen zugeordnet werden. Die Bildung der

kaolinitischen Tone der Oberlausitzer Lagerstätten Wetro, Guttau und Wiesa ist auf die Um-

lagerung der kaolinitischen Verwitterungskruste des Lausitzer Granodiorit-Kaolins

zurückzuführen. In Guttau ist zusätzlich die Zufuhr von Fe-Oxid und Smektit eines nahegele-

genen Basalts zu vermuten, in Wiesa ist die Beimengung von schluffreichem

Verwitterungsmaterial des Lausitzer Grauwackengebirges sehr wahrscheinlich. Die Zusam-

mensetzung des Wetroer Tons ist demgegenüber direkt aus der kaolinitischen

Verwitterungskruste des Lausitzer Granodiorits abzuleiten.

Der Roßbacher Ton bildete sich in einem Teilbecken des Geiseltabeckens bei Halle. Er ist der

Umlagerung der kaolinitischen Verwitterungskruste des Thüringer Buntsandsteins zuzuord-

nen. Neben verwitterten Sandsteinen wurde auch Detritus pelitischer Abfolgen umgelagert.

Die Entstehung der hier untersuchten Tone ist auf eine oberkretazisch-tertiäre Verwitterung

zurückzuführen, die unter humiden warmgemäßigten bis subtropischen klimatischen Bedin-

gungen intermediäre bis saure Basementgesteine in Sachsen und Sachsen-Anhalt

kaolinisierte. Mit zunehmender Verwitterungsintensität nahm der Gehalt an Kaolinit und Illit

auf Kosten quellfähiger Tonminerale innerhalb der Verwitterungskruste zu. Quarz blieb wäh-

rend des Verwitterungsprozesses weitgehend stabil. Über den Kaolinen entwickelten sich

Bodenhorizonte, deren Profile rezenten Acrisolen und Alisolen entsprechen. Über die Vegeta-

tion wurde dem Boden organische Substanz zugeführt. In den Bodenhorizonten bildeten sich

Fe-Oxide und infolge der intensivierten Verwitterung verstärkte sich die Degradation der

Dreischichtsilikate und möglicherweise auch des Kaolinits unter Bildung feinkörniger einla-

gerungsfehlgeordneter Kaolinite. Spurenelemente (Cu, Pb, Zn, Co, Ni, Cr, V) wurden im

Boden zunehmend sorptiv an die Oxide und die feinkörnigen Tonminerale gebunden.

Die Verwitterungskruste wurde durch Niederschlagswasser weitgehend erodiert und die

Komponenten nach Norden in die angrenzenden sedimentären Becken eines küstennahen

Tieflands transportiert. Die Tone wurden in Bereichen geringer Strömungsenergie, in Seen

und Altarmen von Flüssen sedimentiert. Sie sind somit Teil eines weit ausgedehnten fluviati-

len Ablagerungsraums. Die Umlagerung führte zu einer hydraulischen Klassierung des

kaolinitischen Detritus. In den Tonlagerstätten Wetro und Guttau wurden grobkörnige Quarz-

und Schwerminerale der Verwitterungskruste effektiv aussortiert und von den feinkörnigen

Tonmineralen, den Pflanzenresten und den Fe- und Ti-Oxiden getrennt. In Roßbach und Wie-

sa war die Klassierung weniger effektiv, weshalb verstärkt Quarz und untergeordnet Rutil der

Schlufffraktion im Tonsediment angereichert wurden. Inwiefern die biologische Flockung für

die Sedimentation sehr feinkörniger Tone von Bedeutung ist, konnte nicht abschliessend ge-

klärt werden.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

218

In der Regel ist die Konzentration an Spurenelementen in den Tonen gegenüber den in-situ-

Kaolinen deutlich erhöht. Der gute Erhaltungszustand des organischen Materials innerhalb der

Tone weist darauf hin, dass sich im Anschluss an die Sedimentation infolge der Überdeckung

durch Torfmoore ein anoxisches Milieu einstellte. Im Zuge der Diagenese wurden die Tone

kompaktiert. Die umgelagerten Fe-Oxide wurden in den Wetroer und Guttauer Tonen redu-

ziert und die gebundenen Metalle in sulfidischer Form innerhalb der Sedimente wieder fixiert.

Die organische Substanz der Tone unterlag der zunehmenden Inkohlung und wurde in

Weichbraunkohle umgewandelt. Möglicherweise wurden in Roßbach und Wiesa die Tone

infolge der sekundären Zufuhr sulfatischer bzw. Fe-reicher Lösungen lokal verändert.

In Sachsen und Sachsen-Anhalt erfolgte keine flächenhafte Lateritisierung im Zuge der tertiä-

ren Verwitterung, weshalb weit weniger Fe-Oxide in die Tone umgelagert wurden, als von

vielen Autoren bisher angenommen (vgl. Kap. 1.3.1). Eine sekundäre Bleichung durch saure

Lösungen aus den hangenden Braunkohlemooren ist zur Erklärung der geringen Fe-Gehalte,

beispielsweise der Tone von Roßbach und Wiesa, daher nicht notwendig. Eine sekundäre

Bleichung dieser schluffreicheren Tone ist jedoch nicht auszuschließen.

Aus der Trockenrohdichte und den Kaolinitgehalten der Kaoline und der Tone ist zu folgern,

dass in Ostdeutschland im Minimum 1,25 bis 1,5 m³ Kaolin für 1m³ Ton umgelagerten wor-

den sind.

In den Kaolinprofilen ist eine gleitende Veränderung der Kaolinitkristallinität mit der Tiefe zu

beobachten, die vermutlich auf sich ändernde Verwitterungsbedingungen innerhalb des Pro-

fils zurückzuführen ist. Aus diesem Grunde müssen Kaolinite umgelagerter kaolinitischer

Tone nicht die gleiche Kristallinität aufweisen, wie Kaolinite gleicher Korngröße der nicht

erodierten Reste des Kaolinprofils. Die Kristallinität ist daher kein geeignetes Kriterium zur

Bestimmung der Herkunft von Kaoliniten in korrelaten Sedimenten.

Während die Kristallinität der Kaolinite der Korngrößenfraktion <2 µm der hier untersuchten

Kaoline und Tone nahezu identisch ist, sind die Werte der Einlagerungsfehlordnung sehr un-

terschiedlich. Es ist zu vermuten, dass sich in den Tonen unterschiedliche Anteile

feinkörniger einlagerungsfehlgeordneter Kaolinite der Bodenhorizonte befinden. Die Wetroer,

Guttauer und Wiesaer Tone enthalten zahlreiche einlagerungsfehlgeordnete Kaolinite, daher

entstammen die Tonminerale teilweise den Bodenhorizonten der Verwitterungskruste. Die

Kaolinite der Roßbacher Tone sind weit weniger einlagerungsfehlgeordnet, weshalb die Ton-

minerale überwiegend den tieferen Zonen der Verwitterungskruste zuzuordnen sind.

Aufgrund der geringen Korngröße und des hohen Tonmineralgehalts besitzen die Wetroer und

Guttauer Tone eine höhere Plastizität und Viskosität, eine höhere Trockenschwindung und

Trockenbiegefestigkeit sowie eine höhere Brennschwindung als die quarz- und schluffreiche-

ren Roßbacher und Wiesaer Tone. Diese Parameter der Tone sind nicht vom Ausgangsgestein

„ererbt“, sondern vom Verwitterungsgrad des Ausgangsgesteins und der Effektivität des hyd-

raulischen Klassierungsprozesses abhängig. Das Ausgangsgestein der Kaolinisierung besitzt

nur einen unwesentlichen Einfluss auf die Zusammensetzung kaolinitischer Tone. In der Re-

gel können aus Kaolinen unterschiedlicher Ausgangsgesteine mineralogisch gleichartig

zusammengesetzte kaolinitische Tone entstehen

Über den Verwitterungsgrad des Ausgangsgesteins und auf Grundlage der Effektivität des

Klassierungsprozesses kann die Entstehung von kaolinitischen Tonen für spezifische Anwen-

dungen abgeleitet werden, wenn nur eine kaolinitische Quelle an der Zusammensetzung des

Tons beteiligt ist.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

219

Feuerfeste Tone entstehen, wenn sehr feinkörnige und kaolinitreiche Tone sedimentiert wer-

den. Die mineralogische Zusammensetzung der Wetroer und Guttauer Tone weist darauf hin,

dass feinkörnige einlagerungsfehlgeordnete Kaolinite der Bodenhorizonte maßgeblich am

Aufbau feuerfester Tone beteiligt sind. Somit sind qualitativ und quantitativ wirkende Bil-

dungsprozesse für feuerfeste Tone von etwa gleichrangiger Bedeutung.

Die Genese der Tone von Wiesa und Roßbach führt zu dem Schluss, dass vor allem qualitativ

wirkende Bildungsprozesse bedeutsam für die Entstehung keramischer Tone sind. Die Intensi-

tät der Verwitterung des Ausgangsgesteins sowie diagenetische und sekundäre Prozesse

regulieren die chemische und mineralogische Zusammensetzung der Tone. Der Klassie-

rungprozess ist weniger bedeutend, da die Toleranzbreite bezüglich der Korngrößenverteilung

bei geeigneter Mineralogie recht hoch ist. Zu beachten sind sekundäre Prozesse in Bezug auf

die Zu- und Abfuhr färbender Komponenten.

Zukünftig ist verstärkt zu klären, welche Bildungsprozesse an der Entstehung der tertiären

Paläoböden über Kaolinen beteiligt sind und in welchen Regionen rezent kaolinitische Tonla-

gerstätten entstehen. Dies ist notwenig, um die Entwicklung rezenter Verwitterungskrusten

und kaolinitischer Sedimente mit denen des Tertiärs vergleichen zu können. Folgende grund-

legende Fragen bezüglich der kaolinitischen Tonlagerstättenbildung sind in Zukunft zu

klären:

• Ist es möglich, über die Bindungsart des Fe in Kaoliniten deren Herkunft zu bestim-

men?

• Wie verhalten sich spezifische Tonminerale während Erosion, Transport und Sedi-

mentation in natürlichen terrestrischen Systemen ?

• Wie verläuft die diagenetische Bildung von Kaolinit, sind Lösungs- und Neubildungs-

prozesse regional von Bedeutung ?

• Besteht ein Zusammenhang zwischen dem Fehlordnungsgrad bzw. der Einlagerungs-

fehlordnung von Kaoliniten und dem Gehalt an Fe oder organischer Substanz ?

• Wie verändern sich die anwendungstechnischen Parameter von Kaolinit in Abhängig-

keit von der Korngröße, dem Anteil an zweiwertigen Ionen, dem strukturellen

Fehlordnungsgrad, der Einlagerungsfehlordnung und dem Gehalt an organischer Sub-

stanz?

Aus der vorliegenden Untersuchung ist zu folgern, dass ein vertieftes Wissen über die Entste-

hung von terrestrischen Tonlagerstätten sowie eine verbesserte Kenntnis der

anwendungstechnischen Parameter zu einer gezielteren Prospektion, Exploration, Qualitäts-

planung und Anwendung kaolinitischer Tone beiträgt.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

220

9 Literaturverzeichnis

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Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

237

10 Anhang

1) Kalibrationsbereich und Standardabweichung des RFA-Meßprogramms

„Oxiquant“ für Schmelztabletten 239

2) Lagerstätte Caminau 240

A) Korngrößenverteilung 240

B) Chemische Zusammensetzung der Gesamtproben 241

C) Chemische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm 242

D) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben 243

E) Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm 243

F) Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits der Fraktion <2 µm 244

3) Lagerstätte Wetro 245

A) Korngrößenverteilung 245

B) Chemische Zusammensetzung der Gesamtproben 245

C) Chemische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm 248

D) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben 250

E) Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm 250

F) Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits der Fraktion <2 µm 251

G) Trockenrohdichte 251

4) Lagerstätte Guttau 252

A) Korngrößenverteilung 252

B) Chemische Zusammensetzung der Gesamtproben 253

C) Chemische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm 255

D) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben 257

E) Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm 258

F) Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits der Fraktion <2 µm 259

G) Trockenrohdichte 259

5) Lagerstätte Wiesa 260

A) Korngrößenverteilung 260

B) Chemische Zusammensetzung der Gesamtproben 260

C) Chemische Zusammensetzung der Tone nach Grunge (1999) 261

D) Chemische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm 262

E) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben 263

F) Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm 264

G) Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits der Fraktion <2 µm 264

H) Trockenrohdichte 265

6) Lagerstätte Cunnersdorf 266

A) Chemische Zusammensetzung der Gesamtproben (Krumb 1998) 266

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

238

7) Lagerstätte Spergau 267

A) Korngrößenverteilung 267

B) Chemische Zusammensetzung der Gesamtproben 267

C) Chemische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm 268

D) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben 268

E) Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm 269

F) Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits der Fraktion <2 µm 269

G) Trockenrohdichte 269

8) Lagerstätte Roßbach 270

A) Korngrößenverteilung 270

B) Chemische Zusammensetzung der Gesamtproben 271

C) Chemische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm 272

D) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben (XRF) 273

E) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben (XRD) 274

F) Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm 275

G) Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits der Fraktion <2 µm 276

H) Trockenrohdichte 276

9) An- und Abreicherungskoeffizienten der chemischen Elemente 277

A) An- und Abreicherungsverhalten der chemischen Elemente in den Gesamtproben der

Tone, normiert auf ausgewählte Kaoline 277

B) An- und Abreicherungsverhalten der chemischen Elemente in der Korngrößenfrak-

tion <2 µm der Tone, normiert auf ausgewählte Kaoline 277

In den Tabellen bedeutet b.d.l. = unterhalb der Nachweisgrenze

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

239

1) Kalibrationsbereich und Standardabweichung des RFA-Meßprogramms

„Oxiquant“ für Schmelztabletten

im geochemischen Zentrallabor der TU Berlin

Elemente Kalibrationsbereich Standardabweichung

SiO2 0,8 – 99,75 Gew.% ±0,50

Al2O3 0,1 – 60,00 Gew. % ±0,20

TiO2 0,02 – 4,2 Gew. % ±0,01

Fe2O3 0,06 – 85,00 Gew. % ±0,10

MgO 0,04 – 50,00 Gew. % ±0,10

CaO 0,04 – 75,00 Gew. % ±0,10

Na2O 0,04 – 12,00 Gew. % ±0,10

K2O 0,02 – 15,00 Gew. % ±0,10

P2O5 0,006 – 40,00 Gew. % ±0,05

Mn 0 – 25000 ppm ±85

As 5 – 4000 ppm ±3

Ba 8 – 5500 ppm ±17

Bi 5 – 1200 ppm ±3

Ce 16 – 2500 ppm ±10

Co 3 – 800 ppm ±4

Cr 8 – 30000 ppm ±20

Cu 4 – 7500 ppm ±18

Ga 8 – 450 ppm ±2

Hf 2 – 220 ppm ±1

La 14 – 1500 ppm ±8

Mo 2 – 800 ppm ±2

Nb 2 – 1000 ppm ±3

Nd 7 – 750 ppm ±5

Ni 2 – 3500 ppm ±12

Pb 4 – 6000 ppm ±9

Pr 11 – 250 ppm ±3

Rb 4 – 9500 ppm ±10

Sc 1 – 350 ppm ±4

Sm 6 – 120 ppm ±2

Sr 4 – 5200 ppm ±8

Th 4 – 1200 ppm ±6

U 6 – 750 ppm ±2

V 4 – 1100 ppm ±7

Y 2 – 800 ppm ±4

Zn 15 – 6000 ppm ±7

Zr 4 – 12000 ppm ±11

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

240

2) Lagerstätte Caminau

A) Korngrößenverteilung

Probe Tiefe <2 µm 2-6,3 µm 6,3-20 µm 20-63 µm >63 µm

m % % % % %

Ca 9 0,00 12,68 14,32 11,94 7,22 53,84

Ca 10 0,50 15,79 22,78 12,08 7,87 41,49

Ca 11 1,50 16,32 21,47 10,85 6,68 44,68

Ca 12 2,00 13,94 20,89 11,10 8,25 45,83

Ca 13 2,50 19,57 17,45 10,43 8,53 44,02

Ca 14 3,00 15,45 21,73 11,39 8,17 43,25

Ca 15 3,50 12,15 22,44 12,04 7,77 45,60

Ca 16 4,00 14,31 17,11 12,35 6,79 49,44

Ca 17 4,50 13,07 23,24 10,84 5,83 47,03

Ca 1 6,50 23,46 17,34 9,88 4,97 44,35

Ca 18 7,50 12,72 19,34 9,71 4,68 53,56

Ca 2 8,00 13,56 20,53 7,70 3,51 54,69

Ca 3 8,50 25,13 18,33 9,09 4,24 43,20

Ca 4 9,00 18,61 16,42 8,97 5,38 50,62

Ca 5 9,50 14,32 16,90 10,58 6,45 51,75

Ca 6 10,00 21,27 19,25 9,27 5,65 44,56

Ca 7 10,50 15,49 17,62 8,56 5,90 52,43

Ca 8 11,00 18,12 13,20 6,66 4,28 57,74

Ca 19 11,50 25,10 16,75 12,32 7,79 38,05

Ca 20 12,00 18,30 17,52 11,94 7,72 44,51

Ca 21 12,50 15,97 20,49 13,65 9,47 40,41

Ca 22 13,00 18,58 18,69 12,47 8,34 41,93

Ca 23 13,50 17,59 19,16 13,14 9,27 40,83

Ca 24 14,00 18,61 20,01 11,81 5,71 43,85

Ca 25 14,50 10,21 19,67 12,74 7,22 50,16

Ca 26 15,00 21,97 17,75 13,10 6,50 40,67

Mittelwert 17,0 18,9 10,0 6,7 46,5

St.Abw. 4,0 2,5 1,8 1,6 5,2

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

241

B) Chemische Zusammensetzung der Gesamtproben

Probe Tiefe SiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga

m % % % % % % % % % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

Ca 9 0,00 65,43 23,29 1,02 b.d.l. 0,24 <0.10 b.d.l. 1,03 0,52 <0.050 b.d.l. 57 b.d.l. 50 b.d.l. 28 b.d.l. 26

Ca 10 0,50 66,24 22,20 1,01 b.d.l. 0,21 <0.10 <0.20 0,84 0,52 <0.050 b.d.l. 68 b.d.l. 62 b.d.l. 28 b.d.l. 27

Ca 11 1,50 66,88 22,17 0,91 b.d.l. 0,28 <0.10 <0.20 1,14 0,54 <0.050 b.d.l. 87 b.d.l. <40 <20 <20 b.d.l. 27

Ca 12 2,00 66,27 21,81 1,56 b.d.l. 0,35 0,12 <0.20 1,43 0,53 <0.050 b.d.l. 91 b.d.l. <40 b.d.l. 29 b.d.l. 23

Ca 13 2,50 65,87 21,87 1,93 <0.020 0,25 <0.10 <0.20 0,96 0,56 <0.050 b.d.l. 82 b.d.l. 72 <20 29 b.d.l. 23

Ca 14 3,00 63,00 23,01 2,69 <0.020 0,20 0,11 <0.20 0,96 0,63 <0.050 b.d.l. 104 b.d.l. 53 <20 28 b.d.l. 30

Ca 15 3,50 67,48 19,67 2,99 <0.020 0,21 <0.10 <0.20 0,90 0,48 <0.050 b.d.l. 99 b.d.l. <40 <20 27 b.d.l. 23

Ca 16 4,00 66,51 20,72 2,61 <0.020 0,16 <0.10 <0.20 0,84 0,54 <0.050 b.d.l. 108 b.d.l. <40 <20 21 b.d.l. 24

Ca 17 4,50 67,51 20,43 2,16 b.d.l. 0,17 <0.10 <0.20 0,70 0,44 <0.050 b.d.l. 77 b.d.l. 82 b.d.l. <20 b.d.l. 24

Ca 1 6,50 67,54 19,48 2,98 <0.020 0,38 0,13 <0.20 1,43 0,51 <0.050 b.d.l. 60 b.d.l. b.d.l. <20 30 b.d.l. 31

Ca 18 7,50 72,53 17,27 2,20 b.d.l. 0,19 0,11 <0.20 0,48 0,06 <0.050 b.d.l. <50 b.d.l. <40 b.d.l. <20 b.d.l. 19

Ca 2 8,00 71,18 17,77 2,38 b.d.l. 0,28 0,11 b.d.l. 0,93 0,08 <0.050 b.d.l. 60 b.d.l. <40 <20 <20 b.d.l. 25

Ca 3 8,50 71,19 19,57 1,16 b.d.l. 0,10 0,12 b.d.l. 0,64 0,08 <0.050 b.d.l. 65 b.d.l. b.d.l. b.d.l. <20 b.d.l. 23

Ca 4 9,00 71,28 18,05 2,07 b.d.l. 0,20 0,13 <0.20 0,54 0,12 <0.050 b.d.l. <50 b.d.l. <40 b.d.l. <20 b.d.l. 17

Ca 5 9,50 67,82 20,51 1,78 b.d.l. 0,36 0,13 <0.20 1,11 0,35 <0.050 b.d.l. 57 b.d.l. 48 b.d.l. <20 b.d.l. 22

Ca 6 10,00 68,35 20,40 1,67 b.d.l. 0,24 0,13 <0.20 0,76 0,22 <0.050 b.d.l. <50 b.d.l. 55 <20 <20 b.d.l. 19

Ca 7 10,50 65,71 20,04 3,52 b.d.l. 0,38 0,16 <0.20 1,48 0,44 <0.050 b.d.l. 75 b.d.l. 51 <20 28 b.d.l. 28

Ca 8 11,00 70,85 18,98 1,27 b.d.l. 0,23 0,13 <0.20 0,67 0,30 <0.050 b.d.l. <50 b.d.l. <40 b.d.l. 27 b.d.l. 24

Ca 19 11,50 58,83 19,48 9,42 <0.020 0,32 0,16 <0.20 1,09 0,52 <0.050 b.d.l. 81 b.d.l. <40 <20 32 b.d.l. 29

Ca 20 12,00 64,02 23,54 1,69 b.d.l. 0,29 0,12 <0.20 0,67 0,43 <0.050 b.d.l. <50 b.d.l. <40 <20 30 b.d.l. 30

Ca 21 12,50 60,28 26,27 1,54 b.d.l. 0,24 0,11 <0.20 0,83 0,54 <0.050 b.d.l. 82 b.d.l. <40 <20 30 b.d.l. 30

Ca 22 13,00 63,49 24,07 1,40 b.d.l. 0,22 0,12 <0.20 1,13 0,50 <0.050 b.d.l. 111 b.d.l. <40 <20 30 b.d.l. 29

Ca 23 13,50 62,58 24,04 1,95 b.d.l. 0,19 0,12 <0.20 0,73 0,51 <0.050 b.d.l. 94 b.d.l. <40 b.d.l. 37 b.d.l. 29

Ca 24 14,00 63,61 22,00 3,41 b.d.l. 0,21 0,13 <0.20 0,89 0,43 <0.050 b.d.l. 98 b.d.l. <40 b.d.l. 30 b.d.l. 25

Ca 25 14,50 66,36 20,48 2,73 b.d.l. 0,19 0,11 <0.20 1,06 0,54 <0.050 b.d.l. 91 b.d.l. <40 <20 28 b.d.l. 30

Ca 26 15,00 52,31 20,48 12,91 0,06 0,19 0,20 <0.20 0,60 0,35 0,10 <10 66 b.d.l. <40 <20 25 b.d.l. 23

Mittelwert 65,9 21,1 2,7 0,24 0,9 0,4 25

Std.Abw. 4,4 2,2 2,6 0,1 0,3 0,2 4

Probe Tiefe Hf La Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc Sm Sr Th V Y Zn Zr L.O.I. SUM

m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

Ca 9 0,00 <6 b.d.l. 10 28 <20 <20 <15 77 17 <6 b.d.l. <20 39 37 <20 198 8,57 100

Ca 10 0,50 <6 <40 9 25 <20 <20 <15 63 <15 <6 b.d.l. <20 38 36 <20 176 8,98 100

Ca 11 1,50 <6 <40 11 18 <20 <20 <15 74 19 <6 b.d.l. <20 41 42 <20 219 8,13 100

Ca 12 2,00 <6 <40 13 <15 b.d.l. <20 <15 91 23 <6 b.d.l. <20 41 36 b.d.l. 205 7,95 100

Ca 13 2,50 <6 <40 9 27 <20 <20 <15 65 <15 <6 b.d.l. <20 41 32 23 226 8,62 100

Ca 14 3,00 <6 <40 12 <15 <20 <20 <15 73 <15 <6 b.d.l. <20 47 32 <20 262 9,55 100

Ca 15 3,50 <6 <40 11 <15 <20 <20 <15 65 <15 <6 b.d.l. <20 32 37 <20 203 8,32 100

Ca 16 4,00 <6 <40 11 22 <20 <20 <15 66 <15 <6 b.d.l. <20 43 28 <20 223 8,67 100

Ca 17 4,50 <6 b.d.l. 8 26 <20 <20 <15 57 <15 <6 b.d.l. <20 38 53 <20 164 8,64 100

Ca 1 6,50 <6 b.d.l. 11 <15 <20 <20 <15 84 19 <6 b.d.l. <20 43 46 <20 203 7,63 100

Ca 18 7,50 <6 <40 7 <15 <20 b.d.l. <15 35 <15 <6 b.d.l. <20 15 46 <20 58 7,31 100

Ca 2 8,00 <6 <40 8 b.d.l. <20 <20 <15 51 <15 <6 b.d.l. <20 <10 42 b.d.l. 65 7,47 100

Ca 3 8,50 <6 <40 9 <15 <20 <20 <15 42 <15 <6 b.d.l. <20 19 36 <20 66 7,39 100

Ca 4 9,00 <6 <40 <6 <15 <20 <20 <15 <30 <15 <6 b.d.l. <20 21 37 <20 <50 7,74 100

Ca 5 9,50 <6 <40 11 27 <20 b.d.l. <15 67 <15 <6 b.d.l. <20 31 48 <20 160 7,91 100

Ca 6 10,00 <6 b.d.l. <6 28 <20 b.d.l. <15 44 <15 <6 b.d.l. <20 25 49 <20 97 8,30 100

Ca 7 10,50 <6 <40 16 25 <20 <20 <15 83 20 <6 b.d.l. <20 37 56 <20 174 8,35 100

Ca 8 11,00 <6 b.d.l. 9 <15 <20 b.d.l. b.d.l. 45 <15 <6 b.d.l. <20 19 37 <20 125 7,64 100

Ca 19 11,50 <6 b.d.l. 11 <15 <20 <20 <15 68 <15 <6 b.d.l. <20 47 25 <20 219 10,55 100

Ca 20 12,00 <6 b.d.l. 10 <15 <20 <20 <15 50 <15 <6 <10 <20 29 40 <20 168 9,22 100

Ca 21 12,50 <6 <40 15 17 <20 <20 <15 69 17 <6 b.d.l. <20 25 41 <20 232 10,37 100

Ca 22 13,00 <6 <40 12 <15 <20 <20 <15 75 <15 <6 b.d.l. <20 30 36 <20 196 9,24 100

Ca 23 13,50 <6 b.d.l. 10 <15 <20 <20 <15 54 <15 <6 b.d.l. <20 39 45 <20 203 10,05 100

Ca 24 14,00 <6 b.d.l. 8 <15 <20 <20 <15 62 <15 <6 b.d.l. <20 38 25 <20 190 9,43 100

Ca 25 14,50 <6 <40 12 17 <20 <20 <15 69 <15 <6 b.d.l. <20 44 25 <20 191 8,81 100

Ca 26 15,00 <6 b.d.l. 10 16 <20 <20 b.d.l. 49 <15 <6 b.d.l. <20 59 26 <20 152 12,84 100

Mittelwert 10 61 34 38 169 8,8

Std.Abw. 23 17 12 9 61 1,2

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

242

C) Chemische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm

Probe Tiefe SiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf

m % % % % % % % % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

Ca 9 0,00 43,18 33,92 1,58 0,48 0,2 1,65 2,39 0,09 1,773 <10 134 b.d.l. 156 <20 33 b.d.l. 47 <6

Ca 10 0,50 43,88 34,54 1,64 0,39 0,15 0,79 1,9 0,14 0,686 10 127 b.d.l. 123 b.d.l. 49 b.d.l. 50 <6

Ca 11 1,50 44,35 34,41 1,61 0,5 0,16 0,77 2,5 0,15 0,858 <10 148 b.d.l. <40 <20 36 b.d.l. 46 <6

Ca 12 2,00 44,28 34,66 1,72 0,43 0,15 0,83 2,2 0,13 0,779 14 124 b.d.l. <40 b.d.l. 37 b.d.l. 48 <6

Ca 13 2,50 44,22 34,07 1,94 0,49 0,15 0,42 2,28 0,17 0,441 b.d.l. 163 b.d.l. 90 <20 47 b.d.l. 46 <6

Ca 14 3,00 44,22 33,96 2,03 0,52 0,18 0,82 2,59 0,16 0,831 b.d.l. 150 b.d.l. 51 <20 49 b.d.l. 47 <6

Ca 15 3,50 44,15 34,81 2,51 0,37 0,17 0,66 2,07 0,1 0,702 b.d.l. 186 b.d.l. 79 <20 44 b.d.l. 51 <6

Ca 16 4,00 42,35 33,55 2,91 0,38 0,17 0,61 2,28 0,15 0,608 b.d.l. 229 b.d.l. 45 <20 44 b.d.l. 48 <6

Ca 17 4,50 43,12 34,74 2,24 0,26 0,16 0,83 1,49 0,13 0,859 b.d.l. 292 b.d.l. 134 <20 38 b.d.l. 43 <6

Ca 1 6,50 43,95 32,29 3,01 0,66 0,21 0,69 3,31 0,2 0,612 b.d.l. 171 b.d.l. <40 <20 46 b.d.l. 43 <6

Ca 18 7,50 44 34,77 2,97 0,25 0,22 0,6 0,92 0,05 0,62 b.d.l. 58 b.d.l. <40 <20 31 b.d.l. 41 <6

Ca 2 8,00 42,97 35,04 2,93 0,34 0,21 0,67 1,15 0,05 0,632 b.d.l. 64 b.d.l. 57 <20 29 b.d.l. 37 <6

Ca 3 8,50 43,14 34,19 2,83 0,42 0,26 1,04 1,54 0,06 0,888 <10 87 b.d.l. <40 <20 28 b.d.l. 39 <6

Ca 4 9,00 43,48 33,71 2,49 0,57 0,19 0,41 2,42 0,05 0,448 b.d.l. 87 b.d.l. <40 <20 25 b.d.l. 40 <6

Ca 5 9,50 41,62 32,06 5,28 0,61 0,32 0,8 2,23 0,11 0,53 21 113 b.d.l. <40 <20 40 b.d.l. 41 <6

Ca 6 10,00 42,91 33,83 3,54 0,42 0,18 0,24 1,76 0,06 0,373 <10 62 b.d.l. <40 <20 27 b.d.l. 36 <6

Ca 7 10,50 45,09 33,49 2,15 0,86 0,2 0,62 3,57 0,18 0,709 b.d.l. 109 b.d.l. <40 b.d.l. 37 b.d.l. 50 <6

Ca 8 11,00 43,56 34,07 2,75 0,32 0,2 0,61 1,57 0,09 0,531 b.d.l. 96 b.d.l. <40 <20 26 b.d.l. 44 <6

Ca 19 11,50 44,18 33,2 2,36 0,7 0,16 0,49 2,79 0,21 0,489 18 138 b.d.l. <40 <20 45 b.d.l. 50 <6

Ca 20 12,00 44,12 34,11 2,5 0,51 0,2 0,84 2,16 0,22 0,858 <10 151 b.d.l. <40 <20 48 b.d.l. 53 <6

Ca 21 12,50 42,94 34,26 1,8 0,36 0,16 0,81 1,87 0,18 0,811 <10 171 b.d.l. <40 <20 47 b.d.l. 48 <6

Ca 22 13,00 44,35 35,27 1,49 0,39 0,16 0,83 1,85 0,1 0,888 <10 210 b.d.l. 58 <20 49 b.d.l. 50 <6

Ca 23 13,50 44,84 36,12 1,48 0,33 0,14 0,47 1,55 0,09 0,481 <10 151 b.d.l. <40 b.d.l. 44 b.d.l. 46 <6

Ca 24 14,00 44,49 35,25 2,69 0,35 0,16 0,45 1,43 0,17 0,375 b.d.l. 125 b.d.l. <40 <20 53 b.d.l. 44 <6

Ca 25 14,50 42,43 33,56 3,46 0,44 0,2 1,19 1,93 0,18 1,248 <10 172 b.d.l. 40 <20 46 b.d.l. 47 <6

Ca 26 15,00 41,56 33,29 5,79 0,28 0,21 0,68 1,24 0,13 0,653 20 125 b.d.l. <40 <20 48 b.d.l. 46 <6

Mittelwert 43,6 34,1 2,6 0,5 0,2 0,7 2,0 0,1 0,7 140 40 45

Std.Abw. 0,9 0,9 1,1 0,1 0,04 0,3 0,6 0,1 0,3 53 9 4

Probe Tiefe La Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc Sm Sr Th V Y Zn Zr L.O.I SUM

m) ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

Ca 9 0,00 69 <7 b.d.l. 63 <20 <20 <15 147 18 11 <10 93 66 36 47 <50 12,94 98,13

Ca 10 0,50 <40 <7 <6 40 <20 <20 <15 116 20 7 <10 57 83 36 27 <50 13,3 97,43

Ca 11 1,50 <40 b.d.l. <6 15 <20 <20 <15 150 19 <6 <10 55 81 25 32 <50 12,97 98,15

Ca 12 2,00 b.d.l. b.d.l. <6 20 <20 <20 <15 131 <15 <6 <10 66 65 34 <20 <50 13,45 98,95

Ca 13 2,50 b.d.l. b.d.l. <6 24 <20 22 b.d.l. 137 15 <6 b.d.l. 39 78 22 139 <50 12,74 96,81

Ca 14 3,00 <40 <7 <6 16 <20 <20 <15 151 18 <6 <10 36 80 21 26 53 12,71 98,03

Ca 15 3,50 b.d.l. <7 <6 21 35 <20 <15 123 22 <6 <10 30 68 19 43 <50 13,28 98,72

Ca 16 4,00 <40 <7 <6 17 <20 26 <15 143 <15 <6 10 40 72 24 32 <50 13,8 97,16

Ca 17 4,50 <40 <7 <6 42 <20 33 <15 97 <15 <6 20 31 68 35 <20 <50 14,1 97,85

Ca 1 6,50 b.d.l. b.d.l. <6 <15 <20 <20 <15 183 23 <6 <10 34 72 19 <20 54 12,57 97,36

Ca 18 7,50 <40 b.d.l. <6 22 <20 <20 <15 51 <15 <6 <10 41 18 17 <20 53 14,45 98,91

Ca 2 8,00 <40 b.d.l. <6 17 <20 <20 <15 64 <15 <6 <10 21 24 13 <20 75 14,49 99,5

Ca 3 8,50 <40 b.d.l. <6 20 <20 <20 <15 76 <15 <6 <10 <20 20 14 <20 81 13,68 98,06

Ca 4 9,00 b.d.l. <7 <6 <15 <20 <20 <15 113 <15 <6 b.d.l. <20 27 <10 <20 <50 13,53 97,29

Ca 5 9,50 <40 b.d.l. <6 21 <20 <20 <15 115 <15 <6 <10 31 41 15 25 78 13,7 97,69

Ca 6 10,00 b.d.l. b.d.l. <6 <15 <20 <20 <15 87 16 <6 <10 <20 32 16 <20 <50 13,71 97,07

Ca 7 10,50 <40 b.d.l. <6 21 <20 <20 <15 175 24 <6 <10 30 55 27 <20 77 11,73 98,58

Ca 8 11,00 b.d.l. b.d.l. <6 <15 <20 <20 <15 91 16 <6 <10 37 33 16 23 <50 14,34 98,2

Ca 19 11,50 b.d.l. b.d.l. <6 <15 <20 <20 <15 166 <15 <6 <10 33 60 13 <20 59 11,98 96,44

Ca 20 12,00 <40 <7 <6 17 <20 <20 <15 133 <15 <6 <10 26 53 22 31 67 13,02 98,53

Ca 21 12,50 <40 <7 <6 17 <20 <20 <15 132 <15 <6 <10 38 48 15 30 <50 13,34 96,41

Ca 22 13,00 <40 b.d.l. <6 22 <20 <20 <15 103 <15 <6 11 48 57 11 25 <50 13,45 98,65

Ca 23 13,50 b.d.l. <7 <6 <15 <20 <20 <15 94 <15 <6 <10 48 53 11 29 <50 14,04 99,4

Ca 24 14,00 b.d.l. b.d.l. <6 <15 <20 <20 <15 84 <15 <6 <10 53 57 21 26 <50 13,92 99,17

Ca 25 14,50 b.d.l. <7 <6 17 <20 30 b.d.l. 119 <15 <6 16 68 68 18 34 <50 13,37 98,07

Ca 26 15,00 b.d.l. <7 <6 <15 <20 <20 b.d.l. 89 <15 <6 <10 45 66 19 25 <50 14,35 98,26

Mittelwert

118 41 56 20 13,4

Std.Abw.

34 17 20 8 0,7

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

243

D) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben

Berechnet (XRF) Gemessen (XRD)

Probe Tiefe Kaolinit Illit/Muskovit Quarz Siderit Anatas Kaolinit Illit/Muskovit Quarz Siderit

m % % % % % % % % %

Ca 9 0,00 52 10,5 36,5 <1 < 1 64,7 11,3 24,0 <1

Ca 10 0,50 50,5 8,5 38,5 <1 < 1 59,7 9,0 31,3 <1

Ca 11 1,50 48,5 11,5 39 <1 < 1 46,6 8,7 44,7 <1

Ca 12 2,00 45,5 14,5 38 <1 < 1 47,1 12,4 38,7 1,8

Ca 13 2,50 49 9,5 38,5 2 < 1 54,4 12,9 31,7 1,0

Ca 14 3,00 52 9,5 34 3 < 1 59,2 13,9 24,0 2,8

Ca 15 3,50 43,5 9 43 3,5 < 1 50,4 8,8 33,7 7,0

Ca 16 4,00 47 8,5 40,5 3 < 1 51,5 9,8 32,7 6,1

Ca 17 4,50 47 7 42 2,5 < 1 49,8 5,6 41,7 2,9

Ca 1 6,50 39,5 14,5 42,5 3 < 1 36,8 12,4 47,2 3,5

Ca 18 7,50 40,5 5 51 3 < 1 35,1 8,7 54,7 1,6

Ca 2 8,00 39 9,5 49 2,5 < 1 31,0 9,9 56,3 2,8

Ca 3 8,50 45 6,5 47 <1 < 1 45,3 18,2 36,5 <1

Ca 4 9,00 42 5,5 49 2,5 < 1 36,9 8,0 53,7 1,4

Ca 5 9,50 44,5 11,5 42 1,5 < 1 44,2 15,0 39,0 1,8

Ca 6 10,00 46,5 7,5 43 1,5 < 1 33,6 11,1 54,0 1,3

Ca 7 10,50 40,5 15 40 3,5 < 1 42,9 20,6 32,3 4,2

Ca 8 11,00 43,5 7 47,5 1 < 1 44,4 10,0 44,7 <1

Ca 19 11,50 42 11 34 [13] < 1 37,9 7,7 44,5 [9,8]

Ca 20 12,00 55,5 7 35 1,5 < 1 55,6 6,7 36,7 1,0

Ca 21 12,50 61 8,5 27,5 1 < 1 43,4 5,1 50,2 1,2

Ca 22 13,00 53,5 11,5 33 <1 < 1 57,1 10,6 31,4 <1

Ca 23 13,50 56 7,5 33 2 < 1 37,5 4,3 55,7 2,6

Ca 24 14,00 49,5 9,5 36 4 < 1 - - - -

Ca 25 14,50 44,5 11 40,5 3 < 1 49,9 8,2 39,7 2,3

Ca 26 15,00 47,5 6,5 27 [19,5] < 1 39,6 8,8 37,3 [14,2]

Mittelwert 47,1 9,4 39,5 2 < 1 46,2 10,3 40,7 ca. 20

St.Abw. 5,5 2,7 6,2 1,2 - 9,0 3,8 9,7 1,8

E) Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm

Berechnet (XRF) Gemessen (XRD)

Probe Kaolinit Illit Siderit Quarz Anatas Kaolinit Illit

% % % % % % %

Ca 9 70 30 < 2 < 2 < 1 65 35

Ca 10 77 23 < 2 < 2 < 1 54 46

Ca 11 70 30 < 2 < 2 < 1 84 16

Ca 12 72 28 < 2 < 2 < 1 85 15

Ca 13 74 26 < 2 < 2 < 1 69 31

Ca 14 69 31 < 2 < 2 < 1 68 32

Ca 15 74 26 < 2 < 2 < 1 77 23

Ca 16 70 30 < 2 < 2 < 1 62 38

Ca 17 80 20 < 2 < 2 < 1 81 19

Ca 1 59 41 < 2 < 2 < 1 66 34

Ca 18 89 11 < 2 < 2 < 1 73 27

Ca 2 86 14 < 2 < 2 < 1 66 34

Ca 3 87 13 < 2 < 2 < 1 68 32

Ca 4 73 27 < 2 < 2 < 1 71 29

Ca 5 72 28 < 3 < 2 < 1 65 35

Ca 6 80 20 < 2 < 2 < 1 70 30

Ca 7 66 34 < 2 < 2 < 1 66 34

Ca 8 83 17 < 2 < 2 < 1 77 23

Ca 19 65 35 < 2 < 2 < 1 88 12

Ca 20 72 28 < 2 < 2 < 1 61 39

Ca 21 77 23 < 2 < 2 < 1 68 32

Ca 22 77 23 < 2 < 2 < 1 74 26

Ca 23 79 21 < 2 < 2 < 1 74 26

Ca 24 82 18 < 2 < 2 < 1 75 25

Ca 25 76 24 < 2 < 2 < 1 79 21

Ca 26 85 15 5 < 2 < 1 72 28

Mittelwert 75,5 24,5 <2 <2 <1 71,4 28,6

St.Abw. 7,4 7,4 - - - 7,8 7,8

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

244

F) Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits

der Fraktion <2 µm

Probe Tiefe Halbwertsbreite Aufweitung mit DMSO

m °2Theta %

Ca 9 0,00 0,47 [58,8]

Ca 10 0,50 0,49 94,5

Ca 11 1,50 0,49 88,7

Ca 12 2,00 0,47 94,4

Ca 13 2,50 0,51 96,4

Ca 14 3,00 0,51 94,2

Ca 15 3,50 0,48 94,2

Ca 16 4,00 0,48 94,1

Ca 17 4,50 0,47 93,2

Ca 1 6,50 0,49 94,6

Ca 18 7,50 0,53 97,3

Ca 2 8,00 0,52 93,1

Ca 3 8,50 0,52 98,4

Ca 4 9,00 0,57 97,6

Ca 5 9,50 0,57 99,4

Ca 6 10,00 - 99,4

Ca 7 10,50 0,57 97,9

Ca 8 11,00 0,57 99,1

Ca 19 11,50 0,55 97,1

Ca 20 12,00 0,55 [85,89]

Ca 21 12,50 0,51 97,7

Ca 22 13,00 0,61 97,1

Ca 23 13,50 0,53 98,7

Ca 24 14,00 0,54 98,8

Ca 25 14,50 0,48 93,5

Ca 26 15,00 0,60 96,7

Mittelwert 0,52 96,1

Standard.Abw. 0,04 2,6

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

245

3) Lagerstätte Wetro

A) Korngrößenverteilung

Probe Tiefe < 2 µm 2-6,3 µm 6,3-63 µm >63 µm

Oberer Ton m % % % %

We 1 92,58 3,77 1,84 1,81

We 6 95,85 1,84 1,34 0,97

We 19 97,11 1,23 0,76 0,90

We 21 95,78 1,50 0,81 1,91

Mittelwert 95,3 2,1 1,2 1,4

St.Abw. 1,9 1,2 0,5 0,5

Kohleflöz

We 20 25,79 18,68 10,13 45,40

We 18 18,55 12,54 12,97 55,93

Unterer Ton

We 15 0,25 98,37 1,01 0,31 0,30

We 10 0,3 98,31 1,03 0,31 0,35

We 13 0,4 98,15 1,27 0,36 0,22

We 3 0,7 98,47 0,91 0,36 0,25

We 16 0,7 98,29 0,89 0,66 0,17

We 4 1,1 99,10 0,62 0,17 0,11

We 23 1,15 97,71 1,13 0,62 0,54

We 9 1,2 98,30 1,16 0,37 0,18

We 12 1,3 98,72 0,71 0,33 0,24

We 24 1,3 98,27 1,04 0,56 0,13

We 7 1,45 97,49 0,74 0,30 [1,47]

We 2 1,6 98,48 0,88 0,41 0,23

We 5 1,7 99,27 0,41 0,10 0,22

We 11 1,8 98,65 0,78 0,38 0,19

We 8 1,9 98,45 1,06 0,34 0,15

We 14 1,95 97,75 1,11 0,33 0,81

We 25 2,0 98,06 0,85 0,52 0,57

We 22 2,3 98,63 0,78 0,41 0,18

Mittelwert 98,4 0,9 0,4 0,3

St.Abw. 0,5 0,2 0,1 0,2

B) Chemische Zusammensetzung der Gesamtproben

Oberer Ton SiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5

% % % % % % % % % %

We 1 43,59 34,41 1,56 <0.020 0,33 0,4 b.d.l. 0,7 0,92 <0.050

We 6 42,81 34 1,41 <0.020 0,32 0,45 b.d.l. 0,67 0,89 <0.050

We 19 43,58 34,42 1,54 <0.020 0,31 0,4 b.d.l. 0,7 0,92 <0.050

We 21 42,76 33,56 1,62 <0.020 0,33 0,4 b.d.l. 0,81 0,96 <0.050

Mittelwerte 43,2 34,1 1,5 0,3 0,4 0,7 0,9

Std.Abw. 0,5 0,4 0,1 0,01 0,03 0,06 0,03

Kohleflöz

We 20 9,17 7,6 0,91 <0.020 0,2 1,65 b.d.l. 0,19 0,25 <0.050

We 18 8,3 6,88 1,6 <0.020 0,18 1,56 b.d.l. 0,18 0,23 <0.050

Unterer Ton Tiefe SiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5

m % % % % % % % % % %

We 15 0,25 46,07 32,92 1,93 <0.020 0,47 0,33 b.d.l. 2,06 2,16 0,064

We 10 0,3 45,98 33,16 1,96 <0.020 0,43 0,34 b.d.l. 1,9 2,00 0,055

We 13 0,4 46,36 32,76 1,93 <0.020 0,45 0,32 b.d.l. 2,06 2,27 0,058

We 3 0,7 46,18 33,5 1,96 <0.020 0,45 0,31 b.d.l. 1,87 1,97 <0.050

We 16 0,7 45,31 34,1 1,91 <0.020 0,41 0,34 b.d.l. 1,56 1,50 <0.050

We 4 1,1 45,57 34,39 1,89 <0.020 0,4 0,33 b.d.l. 1,62 1,53 <0.050

We 23 1,15 45,64 34,51 1,89 <0.020 0,43 0,32 b.d.l. 1,6 1,46 <0.050

We 9 1,2 45,91 34,3 1,88 <0.020 0,41 0,31 b.d.l. 1,68 1,66 <0.050

We 12 1,3 45,66 34,29 1,9 <0.020 0,41 0,31 <0.20 1,7 1,59 <0.050

We 24 1,3 45,18 34,5 1,85 <0.020 0,42 0,31 b.d.l. 1,54 1,40 <0.050

We 7 1,45 45,15 34,52 1,86 <0.020 0,4 0,34 b.d.l. 1,44 1,38 <0.050

We 2 1,6 45,03 34,67 1,79 <0.020 0,42 0,32 b.d.l. 1,4 1,38 <0.050

We 5 1,7 45,44 34,52 1,89 <0.020 0,42 0,31 b.d.l. 1,54 1,41 <0.050

We 11 1,8 45,03 33,93 1,82 <0.020 0,43 0,33 b.d.l. 1,62 1,53 0,051

We 8 1,9 44,68 33,93 1,78 <0.020 0,39 0,34 b.d.l. 1,51 1,45 <0.050

We 14 1,95 44,48 33,81 1,81 <0.020 0,44 0,33 b.d.l. 1,55 1,47 <0.050

We 25 2 44,28 33,49 1,77 <0.020 0,43 0,34 <0.20 1,57 1,47 <0.050

We 22 2,3 44,75 33,94 1,76 <0.020 0,4 0,34 b.d.l. 1,53 1,52 <0.050

Mittelwerte 45,4 34 1,9 0,4 0,3 1,7 1,6

Std.Abw. 0,6 0,6 0,1 0,02 0,01 0,2 0,3

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

246

Oberer Ton As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

We 1 14 258 <10 <40 <20 61 24 63 <6

We 6 <10 232 <10 49 <20 66 21 65 <6

We 19 <10 251 <10 <40 <20 56 <20 63 <6

We 21 <10 292 <10 49 <20 65 21 56 <6

Mittelwerte 258 62 20 62

Std.Abw. 25 5 4 4

Kohleflöz

We 20 29 86 <10 <40 <20 75 <20 12 <6

We 18 19 81 <40 <20 73 33 12 <6

Unterer Ton Tiefe As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf

m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

We 15 0,25 <10 699 <10 69 <20 87 <20 56 <6

We 10 0,3 <10 643 <10 64 <20 88 <20 58 <6

We 13 0,4 <10 688 <10 83 <20 79 <20 66 <6

We 3 0,7 12 612 <10 64 <20 94 39 66 <6

We 16 0,7 <10 474 <10 <40 <20 92 <20 64 <6

We 4 1,1 <10 541 <10 45 <20 90 25 68 <6

We 23 1,15 <10 509 <10 <40 <20 84 <20 71 <6

We 9 1,2 <10 547 10 51 <20 96 29 66 <6

We 12 1,3 <10 529 <10 53 <20 83 <20 69 <6

We 24 1,3 <10 460 <10 <40 <20 84 <20 68 <6

We 7 1,45 <10 471 <10 42 <20 89 45 66 <6

We 2 1,6 <10 450 <10 45 <20 79 <20 72 <6

We 5 1,7 <10 485 <10 <40 <20 95 33 68 <6

We 11 1,8 <10 550 <10 52 <20 93 <20 68 <6

We 8 1,9 <10 461 <10 45 <20 85 <20 68 <6

We 14 1,95 <10 482 <10 <40 <20 97 <20 70 <6

We 25 2 <10 498 <10 51 <20 93 <20 65 <6

We 22 2,3 <10 492 <10 <40 <20 89 <20 67 <6

Mittelwerte 533 89 66

Std.Abw. 78 5,6 4

Oberer Ton Tiefe La Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc

m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

We 1 79 <7 23 <15 36 31 <15 44 17

We 6 53 <7 18 16 34 <20 <15 46 <15

We 19 63 <7 21 <15 44 <20 <15 51 <15

We 21 75 <7 21 20 40 21 <15 56 <15

Mittelwerte 68 21 39 49

Std.Abw. 12 2 4 5

Kohleflöz

We 20 21 <7 5 <15 13 <20 <15 16 <15

We 18 23 <7 5 <15 21 <20 <15 16 <15

Unterer Ton

Tiefe La Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc

m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

We 15 0,25 112 <7 36 33 44 40 19 141 19

We 10 0,3 138 <7 36 30 44 40 22 132 18

We 13 0,4 151 <7 40 36 45 43 25 142 <15

We 3 0,7 117 <7 34 25 43 34 19 123 20

We 16 0,7 75 <7 27 <15 47 22 <15 106 <15

We 4 1,1 167 <7 31 17 44 27 27 116 <15

We 23 1,15 86 <7 28 <15 49 25 <15 105 18

We 9 1,2 81 <7 28 17 45 26 <15 114 <15

We 12 1,3 87 <7 29 20 45 25 <15 112 <15

We 24 1,3 76 <7 25 <15 45 23 <15 104 21

We 7 1,45 96 <7 25 <15 43 30 15 101 25

We 2 1,6 75 <7 25 <15 41 24 <15 103 <15

We 5 1,7 98 <7 27 <15 43 28 17 108 16

We 11 1,8 76 <7 29 <15 42 29 <15 110 16

We 8 1,9 73 <7 26 22 45 29 <15 103 <15

We 14 1,95 94 <7 26 17 44 27 16 104 18

We 25 2 123 <7 28 26 47 27 20 104 <15

We 22 2,3 95 <7 27 19 48 27 16 101 15

Mittelwerte 101 29 45 29 113

Std.Abw. 28 4 2 6 13

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

247

Oberer Ton Tiefe Sm Sr Th V Y Zn Zr L.O.I SUM

m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

We 1 <6 30 <20 103 <10 31 <50 18,25 100,02

We 6 <6 28 <20 102 <10 27 53 19,37 99,72

We 19 <6 27 <20 88 <10 33 <50 18,4 100,06

We 21 <6 28 <20 85 <10 30 <50 19,68 100,05

Mittelwerte 28 95 30 18,9

Std.Abw. 1 9 3 0,7

Kohleflöz

We 20 <6 26 <20 95 <10 13 <50 78,91 100

We 18 <6 26 <20 99 <10 54 <50 78,65 100

Unterer Ton

Tiefe Sm Sr Th V Y Zn Zr L.O.I SUM

m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

We 15 0,25 6 52 <20 141 16 38 74 14,22 100,09

We 10 0,3 6 45 <20 144 15 35 70 14,42 100,13

We 13 0,4 6 54 <20 150 17 37 82 13,48 99,56

We 3 0,7 <6 45 <20 144 14 55 68 13,93 100,06

We 16 0,7 <6 36 <20 130 10 35 <50 15,15 100,15

We 4 1,1 <6 35 <20 129 <10 37 <50 14,7 100,25

We 23 1,15 <6 33 <20 127 <10 40 <50 14,92 100,66

We 9 1,2 <6 39 <20 131 <10 37 52 14,34 100,36

We 12 1,3 <6 37 <20 130 11 37 51 14,44 100,26

We 24 1,3 <6 35 <20 119 <10 34 <50 14,74 99,8

We 7 1,45 <6 33 <20 129 <10 41 <50 15,55 100,47

We 2 1,6 <6 33 <20 123 <10 30 <50 15,29 100,12

We 5 1,7 <6 31 <20 126 <10 33 <50 14,97 100,36

We 11 1,8 <6 38 <20 128 10 40 <50 15,31 99,92

We 8 1,9 <6 36 <20 135 <10 37 <50 16,27 100,2

We 14 1,95 <6 35 <20 129 <10 36 <50 15,43 99,15

We 25 2 <6 36 <20 129 <10 36 <50 16,68 100,01

We 22 2,3 <6 37 <20 135 <10 50 <50 15,8 99,93

Mittelwerte 38 132 38 15,0

Std.Abw. 6 8 6 0,8

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

248

C) Chemische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm

Oberer Ton Tiefe SiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO CaO K2O TiO2 P2O5

m % % % % % % % %

We 1 39,63 31,8 1,38 0,23 0,5 0,71 0,89 0,207

We 6 42,84 34,68 1,44 0,24 0,4 0,67 0,88 0,124

We 19 43,13 34,47 1,55 0,25 0,39 0,71 0,91 0,101

We 21 43,25 34,36 1,64 0,28 0,38 0,81 0,97 0,099

Mittelwerte 42,2 33,8 1,5 0,3 0,4 0,7 0,9 0,1

Std.Abw. 1,7 1,4 0,1 0,02 0,06 0,06 0,04 0,1

Unterer Ton Tiefe SiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO CaO K2O TiO2 P2O5

m % % % % % % % %

We 15 0,25 45,16 32,74 1,93 0,38 0,35 1,88 2,02 0,126

We 10 0,3 42,93 31,3 1,91 0,33 0,34 1,76 2,09 0,153

We 13 0,4 45 33,21 1,89 0,34 0,35 1,75 1,74 0,122

We 3 0,7 44,94 33,31 1,92 0,36 0,34 1,72 1,69 0,14

We 16 0,7 44,29 33,46 1,86 0,34 0,38 1,44 1,53 0,126

We 4 1,1 44,98 34,2 1,9 0,34 0,33 1,62 1,52 0,137

We 23 1,15 44,45 33,9 1,87 0,31 0,33 1,56 1,52 0,114

We 9 1,2 43,68 33,12 1,83 0,32 0,31 1,68 1,58 0,11

We 12 1,3 44,78 33,9 1,86 0,34 0,33 1,67 1,55 0,104

We 24 1,3 44,57 33,89 1,88 0,37 0,34 1,51 1,51 0,128

We 7 1,45 44,13 34,31 1,84 0,34 0,34 1,47 1,34 0,111

We 2 1,6 44,47 33,87 1,8 0,35 0,34 1,51 1,49 0,109

We 5 1,7 42,93 32,95 1,79 0,35 0,31 1,56 1,37 0,115

We 11 1,8 44,01 34,04 1,85 0,32 0,36 1,48 1,36 0,148

We 8 1,9 44,06 33,86 1,79 0,32 0,36 1,45 1,4 0,14

We 14 1,95 44,05 33,02 1,75 0,35 0,34 1,64 1,62 0,096

We 25 2 43,66 33,77 1,76 0,33 0,37 1,44 1,37 0,099

We 22 2,3 44,74 33,46 1,77 0,34 0,35 1,64 1,68 0,11

Mittelwerte 44,3 33,5 1,8 0,3 0,3 1,6 1,6 0,1

Std.Abw. 0,7 0,7 0,1 0,02 0,02 0,1 0,2 0,02

Oberer Ton Tiefe As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf

m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

We 1 <10 225 b.d.l. 62 <20 73 30 53 <6.0

We 6 <10 200 b.d.l. <40 <20 68 24 56 <6.0

We 19 <10 218 b.d.l. <40 <20 74 <20 57 <6.0

We 21 <10 249 b.d.l. <40 <20 64 21 54 <6.0

Mittelwerte 223 70 55

Std.Abw. 20 5 2

Unterer Ton Tiefe As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf

m ppm ppm b.d.l. ppm ppm ppm ppm ppm ppm

We 15 0,25 <10 596 b.d.l. 68 <20 93 <20 57 <6.0

We 10 0,3 <10 556 b.d.l. <40 <20 91 <20 52 <6.0

We 13 0,4 <10 537 b.d.l. 60 <20 94 <20 56 <6.0

We 3 0,7 <10 509 b.d.l. 47 <20 88 <20 59 <6.0

We 16 0,7 <10 418 b.d.l. 43 <20 101 <20 63 <6.0

We 4 1,1 <10 455 b.d.l. <40 <20 95 <20 65 <6.0

We 23 1,15 <10 436 b.d.l. <40 <20 87 <20 58 <6.0

We 9 1,2 <10 521 b.d.l. 43 <20 92 <20 59 <6.0

We 12 1,3 <10 507 b.d.l. 40 <20 94 <20 61 <6.0

We 24 1,3 <10 434 b.d.l. <40 <20 89 <20 63 <6.0

We 7 1,45 <10 427 b.d.l. 42 <20 95 <20 60 <6.0

We 2 1,6 <10 460 b.d.l. 54 <20 86 24 61 <6.0

We 5 1,7 <10 455 b.d.l. <40 <20 82 <20 63 <6.0

We 11 1,8 <10 429 b.d.l. <40 <20 96 <20 61 <6.0

We 8 1,9 <10 418 b.d.l. <40 <20 95 <20 66 <6.0

We 14 1,95 <10 505 b.d.l. 54 <20 97 24 60 <6.0

We 25 2 <10 407 b.d.l. <40 <20 92 <20 67 <6.0

We 22 2,3 <10 497 b.d.l. 57 <20 102 21 67 <6.0

Mittelwerte 476 93 61

Std.Abw. 54 5 4

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

249

Oberer Ton Tiefe La Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc

m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

We 1 67 <7 19 25 29 28 <15 40 <15

We 6 45 <7 19 <15 40 <20 <15 50 <15

We 19 63 b.d.l. 19 <15 38 <20 <15 44 <15

We 21 71 <7 20 <15 36 <20 <15 53 <15

Mittelwerte 62 19 36 47

Std.Abw. 11 0,5 5 6

Unterer Ton

Tiefe La Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc

m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

We 15 0,25 80 <7 33 28 40 34 <15 134 16

We 10 0,3 89 <7 34 26 39 31 <15 121 19

We 13 0,4 80 <7 30 27 38 28 <15 114 <15

We 3 0,7 62 <7 26 15 40 23 <15 107 16

We 16 0,7 47 <7 25 <15 42 24 <15 95 <15

We 4 1,1 61 b.d.l. 25 20 39 23 <15 105 <15

We 23 1,15 52 <7 25 22 41 23 <15 98 <15

We 9 1,2 51 <7 26 18 38 24 <15 107 <15

We 12 1,3 73 b.d.l. 24 16 38 21 <15 103 <15

We 24 1,3 45 <7 24 20 40 22 <15 105 <15

We 7 1,45 67 <7 22 22 38 <20 <15 91 <15

We 2 1,6 <40 <7 22 23 42 24 <15 107 17

We 5 1,7 60 <7 22 <15 40 <20 <15 103 16

We 11 1,8 55 b.d.l. 23 <15 38 <20 <15 100 16

We 8 1,9 58 <7 25 <15 37 25 <15 96 <15

We 14 1,95 59 <7 25 24 39 27 <15 100 19

We 25 2 51 <7 22 <15 40 <20 <15 91 21

We 22 2,3 75 <7 26 26 36 31 <15 104 17

Mittelwerte 60 24 38 99

Std.Abw. 8 2 2 5

Oberer Ton Tiefe Sm Sr Th V Y Zn Zr L.O.I SUM

m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

We 1 <6 27 <20 105 <10 31 <50 23,91 99,16

We 6 <6 24 <20 95 <10 30 <50 18,36 99,39

We 19 <6 23 <20 88 <10 34 <50 18,12 99,67

We 21 <6 24 <20 87 <10 28 <50 18,62 100,19

Mittelwerte 25 94 31 20

Std.Abw. 2 8 3 3

Unterer Ton

Tiefe Sm Sr Th V Y Zn Zr L.O.I SUM

m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

We 15 0,25 <6 45 <20 121 15 37 75 15,1 99,54

We 10 0,3 <6 43 <20 130 14 40 76 19,04 99,71

We 13 0,4 <6 38 <20 120 13 39 85 15,14 99,4

We 3 0,7 <6 37 <20 122 13 36 60 15,41 99,68

We 16 0,7 <6 33 <20 127 <10 45 52 16,02 99,31

We 4 1,1 <6 33 <20 111 10 39 53 15,3 100,16

We 23 1,15 <6 32 <20 123 <10 50 <50 15,42 99,28

We 9 1,2 <6 34 <20 117 11 33 54 17,36 99,8

We 12 1,3 <6 34 <20 110 <10 37 <50 15,22 99,54

We 24 1,3 <6 32 <20 122 <10 52 51 15,67 99,74

We 7 1,45 <6 30 <20 113 <10 36 <50 15,8 99,58

We 2 1,6 <6 32 <20 112 <10 45 52 15,68 99,45

We 5 1,7 <6 31 <20 108 <10 38 <50 19,02 100,2

We 11 1,8 <6 31 <20 115 <10 48 <50 16,09 99,51

We 8 1,9 <6 33 <20 116 <10 44 54 16,49 99,71

We 14 1,95 <6 34 <20 108 11 35 54 16,87 99,52

We 25 2 <6 31 <20 121 <10 41 <50 17,42 100,05

We 22 2,3 <6 36 <20 129 11 44 59 16,3 100,2

Mittelwerte 33 116 42 17

Std.Abw. 2 8 5 1,1

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

250

D) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben

Oberer Ton Tiefe Kaolinit Illit/Muskovit Quarz Pyrit / Markasit Anatas Rest (u.a. Corg)

m % % % % % %

We 1 85 8 <2 <2 <1 4,5

We 6 83 8 <2 <2 <1 7,0

We 19 83 9 <2 <2 <1 5,5

We 21 81 10 <2 <2 <1 6,5

Mittelwert 83 9 <2 <2 <1 5,9

St.Abw. 1,6 0,9 - - - -

Kohleflöz

We 20 18 2 <2 3 <1 -

We 18 19 3 <2 2 <1 -

Unterer Ton

We 15 0,25 67 25 <2 <2 <1 3,5

We 10 0,3 69 24 <2 <2 <1 3,5

We 13 0,4 66 25 2,5 <2 <1 2,5

We 3 0,7 71 22 <2 <2 <1 3,5

We 16 0,7 74 19 <2 <2 <2 4,0

We 4 1,1 75 19 <2 <2 <2 5,0

We 23 1,15 75 20 <2 <2 <2 3,0

We 9 1,2 74 21 <2 <2 <2 3,5

We 12 1,3 75 19 <2 <2 <2 3,0

We 24 1,3 74 21 <2 <2 <2 3,0

We 7 1,45 77 18 <2 <2 <2 4,0

We 2 1,6 79 16 <2 <2 <2 3,5

We 5 1,7 77 18 <2 <2 <2 3,5

We 11 1,8 73 20 <2 <2 <2 4,0

We 8 1,9 74 19 <2 <2 <2 4,0

We 14 1,95 74 19 <2 <2 <2 4,0

We 25 2 73 19 <2 <2 <2 3,5

We 22 2,3 75 19 <2 <2 <2 4,0

Mittelwert 73,5 20,2 <2 <2 <2 3,7

St.Abw. 3,3 2,5 - - - -

Keine quantitative Auswertung mittels XRD. Der Gehalt an Quarz und Illit/Muskovit liegt in

den Pulverpräparaten teilweise nahe der Nachweisgrenze.

E) Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm

Berechnet (XRF) Gemessen (XRD)

Oberer Ton Tiefe Illit/Muskovit Kaolinit Quarz Pyrit / Markasit Anatas Smektit Rest (u.a. Corg) Illit/Muskovit Kaolinit Smektit

m % % % % % % % % % %

We 1 8,0 75,0 <2 2,0 <1 <5 7,5 2 98 <5

We 6 7,5 81,5 <2 2,5 <1 <5 5,0 3 97 <5

We 19 9,0 80,0 <2 2,5 <1 <5 5,5 2 98 <5

We 21 9,0 80,0 <2 2,5 <1 <5 5,0 7 93 <5

Mittelwert 8,4 79,2 <2 2,4 <1 <5 5,8 3,5 96,5 <5

St.Abw. 0,8 2,9 - 0,3 - - 1,2 2,3 2,3 -

Unterer Ton

We 15 0,25 21,0 67,0 <2 2,0 2,0 <5 3,5 24 76 <5

We 10 0,3 21,0 65,0 <2 2,0 2,0 <5 4,0 22 78 <5

We 13 0,4 21,0 68,0 <2 2,0 1,5 <5 4,0 22 78 <5

We 3 0,7 21,0 69,0 <2 2,0 1,5 <5 3,5 21 79 <5

We 16 0,7 17,5 71,0 <2 2,0 1,5 <5 4,0 16 84 <5

We 4 1,1 19,5 71,5 <2 2,0 1,5 <5 3,5 17 83 <5

We 23 1,15 19,0 72,0 <2 2,0 1,5 <5 3,5 11 89 <5

We 9 1,2 19,5 69,5 <2 2,0 1,5 <5 4,5 19 81 <5

We 12 1,3 19,5 71,5 <2 2,0 1,5 <5 3,5 15 85 <5

We 24 1,3 18,0 72,0 <2 2,0 1,5 <5 4,0 18 82 <5

We 7 1,45 17,5 73,5 <2 2,0 1,5 <5 4,0 15 85 <5

We 2 1,6 18,0 72,0 <2 2,0 1,5 <5 3,5 15 85 <5

We 5 1,7 18,5 69,5 <2 2,0 1,5 <5 5,0 17 83 <5

We 11 1,8 18,0 73,0 <2 2,0 1,0 <5 4,0 16 84 <5

We 8 1,9 17,5 72,5 <2 2,0 1,5 <5 4,5 10 90 <5

We 14 1,95 19,5 69,0 <2 2,0 1,5 <5 4,5 12 88 <5

We 25 2 17,0 72,5 <2 2,0 1,5 <5 5,0 13 87 <5

We 22 2,3 19,0 70,0 <2 2,0 1,5 <5 4,0 17 83 <5

Mittelwert 19,0 70,5 <2 2,0 1,5 <5 4,0 16,7 83,3 <5

St.Abw. 1,4 2,3 - - 0,2 - 0,5 3,9 3,9 -

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

251

F) Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits

der Fraktion <2 µm

Tiefe Halbwertsbreite Aufweitung mit DMSO

Oberer Ton m °2Theta %

We 1 0,42 23,5

We 6 0,43 14,4

We 19 0,44 0,0

We 21 0,42 5,2

Mittelwert 0,43 10,8

St.Abw. 0,01 10,4

Kohleflöz

We 20 0,42 0,0

We 18 0,42 0,0

Unterer Ton

We 15 0,25 0,42 33,5

We 10 0,3 0,43 72,3

We 13 0,4 0,44 32,2

We 3 0,7 0,42 63,2

We 16 0,7 0,42 -

We 4 1,1 0,43 53,8

We 23 1,15 0,44 -

We 9 1,2 0,41 66,5

We 12 1,3 0,42 30,0

We 24 1,3 0,41 51,7

We 7 1,45 0,44 52,6

We 2 1,6 0,45 55,4

We 5 1,7 0,42 61,3

We 11 1,8 0,44 52,8

We 8 1,9 0,42 48,9

We 14 1,95 0,40 19,4

We 25 2 0,44 10,8

We 22 2,3 0,43 52,3

Mittelwert 0,43 47,3

St.Abw. 0,01 17,3

G) Trockenrohdichte

Trockenrohdichte

Oberer Ton (g/cm³)

We 6 1,38

Unterer Ton

We 4 1,46

We 7 1,38

We2 1,45

We 5 1,38

Mittelwert 1,42

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

252

4) Lagerstätte Guttau

A) Korngrößenverteilung

Oberer Ton < 2 µm 2 - 6,3µm 6,3 - 20µm 20 - 63µm > 63 µm

% % % % %

Profil 1

Gu 1 98,40 0,62 0,84 0,02 0,12

Gu 2 97,75 0,90 0,45 0,01 0,89

Gu 2a 89,49 1,39 1,67 0,61 6,84

Gu 3 93,95 2,38 1,65 0,14 1,88

Gu 4 97,93 0,81 0,44 0,02 0,80

Gu 5 98,70 0,52 0,46 0,12 0,20

Gu 6 96,24 1,96 0,26 0,50 1,04

Gu 7 77,9 4,74 4,71 2,76 9,86

Gu 8 98,98 0,49 0,33 0,14 0,06

Gu 9 99,12 0,57 0,14 0,12 0,05

Gu 11 88,31 4,41 3,22 0,93 3,13

Gu 13 92,28 3,66 2,59 0,73 0,73

Gu 14 80,60 10,75 6,27 1,70 0,69

Gu 15 96,80 1,90 0,78 0,22 0,30

Profil 2

Gu 26 97,17 0,96 0,49 0,05 1,32

Gu 27 95,40 1,57 1,17 0,10 1,75

Gu 28 95,94 0,66 1,36 0,43 1,60

Gu 29 74,40 6,28 5,16 4,03 10,13

Gu 30 88,94 3,85 2,81 1,24 3,17

Gu 31 98,83 0,59 0,29 0,05 0,25

Gu 32 97,03 1,89 0,54 0,19 0,36

Gu 33 81,97 4,82 2,58 1,46 9,17

Gu 34 82,13 6,05 3,33 2,67 5,83

Gu 35 95,81 1,36 0,52 0,32 1,99

Gu 36 73,26 6,82 3,29 1,36 15,27

Gu 37 60,74 3,23 3,22 1,48 31,32

Gu 38 75,51 9,27 5,12 1,62 8,48

Gu 39 98,54 0,43 0,26 0,11 0,66

Gu 40 99,25 0,16 0,15 0,10 0,35

Mittelwert 92,6 2,7 1,6 0,6 2,6

St.Abw. 7,8 2,8 1,6 0,7 3,7

Unterer Ton

Profil 1

Gu 18 98,62 0,53 0,47 0,10 0,28

Gu 19 99,00 0,51 0,39 0,07 0,02

Gu 20 98,53 0,91 0,42 0,03 0,11

Gu 21 97,83 1,18 0,37 0,12 0,50

Gu 22 95,42 2,34 0,83 0,03 1,38

Gu 23 95,03 2,51 0,67 0,13 1,66

Gu 24 93,30 4,15 1,00 0,09 1,46

Gu 25 75,11 20,11 3,14 0,01 1,63

Profil 2

Gu 41 96,45 2,38 0,73 0,19 0,25

Gu 42 97,70 1,17 0,30 0,06 0,76

Gu 43 95,75 1,65 0,54 0,04 2,02

Gu 44 83,10 12,97 2,04 0,27 1,63

Mittelwert 96,8 1,7 0,6 0,1 0,8

St.Abw. 1,9 1,1 0,2 0,05 0,7

Fettgedruckte Proben: Keine Berücksichtigung bei Ermittlung des Mittelwerts

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

253

B) Chemische Zusammensetzung der Gesamtproben

Oberer Ton SiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf

% % % % % % % % % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

Gu 1 44,81 32,69 2,98 <0.020 0,46 0,19 b.d.l. 1,27 1,55 0,05 <10 407 b.d.l. <40 <20 125 <20 53 <6

Gu 2 45,0 32,57 2,65 <0.020 0,50 0,20 b.d.l. 1,37 1,59 0,06 <10 440 <10 <40 <20 109 57 57 <6

Gu 2a 46,83 30,69 3,46 <0.020 0,47 0,20 b.d.l. 1,39 1,90 0,09 11,2 536 <10 97 <20 133 31 48 <6

Gu 3 45,15 32,23 3,17 <0.020 0,48 0,19 b.d.l. 1,38 1,67 0,07 15,1 514 <10 66 21 121 28 54 <6

Gu 4 44,63 32,5 2,68 <0.020 0,50 0,20 b.d.l. 1,35 1,54 0,05 <10 428 b.d.l. <40 <20 109 28 56 <6

Gu 5 46,08 33,00 3,34 <0,020 0,47 0,18 b.d.l. 1,32 1,64 0,07 23,9 417 <10 86 45 109 117 53 <6

Gu 6 45,14 32,9 2,53 <0.020 0,50 0,21 b.d.l. 1,23 1,58 0,06 <10 431 b.d.l. 55 <20 116 28 57 <6

Gu 7 53,3 25,89 4,08 <0.020 0,4 0,18 b.d.l. 1,29 2,44 0,158 11 419 14 175 27 137 39 39 10

Gu 8 44,75 31,81 3,24 <0.020 0,42 0,16 b.d.l. 1,35 1,65 0,056 20 398 <10 54 28 69 72 61 <6

Gu 9 45,48 32,7 2,84 <0.020 0,44 0,16 b.d.l. 1,38 1,62 0,055 <10 358 11 50 <20 52 <20 64 <6

Gu 11 46,18 31,13 3,76 <0.020 0,4 0,19 b.d.l. 1,14 1,94 0,116 19 355 11 159 24 93 38 52 <6

Gu 13 45,32 31,1 3,94 <0.020 0,42 0,22 b.d.l. 1,0 1,9 0,115 15 311 11 130 29 89 97 55 <6

Gu 14 45,87 30,7 3,79 <0.020 0,46 0,19 b.d.l. 1,14 2,66 0,204 15 430 12 311 23 144 24 53 9

Gu 15 45,79 32,53 3,47 <0.020 0,43 0,18 b.d.l. 1,25 1,62 0,058 23 348 12 66 44 83 46 64 <6

Gu 26 41,6 29,67 2,44 <0.020 0,47 0,22 b.d.l. 1,57 1,68 0,06 12,7 983 b.d.l. 53 <20 81 43 63 <6

Gu 27 43,21 31,08 2,64 <0.020 0,45 0,20 b.d.l. 1,46 1,58 0,05 13,7 439 b.d.l. <40 <20 84 39 58 <6

Gu 28 42,71 29,96 4,54 <0,020 0,34 0,21 b,d,l, 1,11 1,55 0,08 19 405 <10 68 18 118 60 46 <6

Gu 29 53,77 24,54 3,61 <0.020 0,39 0,18 b.d.l. 1,54 2,68 0,14 38,1 3870 <10 128 28 166 52 30 10,3

Gu 30 47,0 30,58 3,53 <0.020 0,46 0,21 b.d.l. 1,29 1,76 0,08 10,6 498 b.d.l. 98 <20 133 41 48 <6

Gu 31 45,3 32,83 2,96 <0.020 0,53 0,26 b.d.l. 1,31 1,60 0,07 28,7 372 <10 47 34 106 57 54 <6

Gu 32 41,2 29,63 2,84 <0,020 0,40 0,19 b.d.l. 1,18 1,46 <0,050 <10 331 b.d.l. <40 <20 97 33 54 <6

Gu 33 46,8 30,41 4,17 <0.020 0,44 0,21 b.d.l. 1,05 2,16 0,13 30,3 399 <10 89 25 149 49 44 7,2

Gu 34 49,9 29,22 3,86 <0.020 0,48 0,20 b.d.l. 1,13 2,54 0,19 30,3 460 <10 262 <20 156 116 44 <6

Gu 35 45,01 31,50 4,09 <0,020 0,39 0,26 b,d,l, 1,13 1,66 0,09 17 395 <10 76 19 133 78 48 <6

Gu36 45,70 29,83 4,32 <0,020 0,47 0,29 b,d,l, 1,13 2,32 0,18 12 484 b,d,l, 160 19 169 47 43 8

Gu 37 57,59 23,35 2,56 <0.020 0,38 0,16 b.d.l. 1,31 1,77 0,12 <10 470 <10 144 <20 118 <20 37 6,9

Gu 38 45,34 30,02 4,03 <0.020 0,52 0,21 b.d.l. 1,15 2,43 0,17 18 500 <10 215 <20 182 30 41 7

Gu 39 45,45 32,12 3,34 <0.020 0,50 0,21 b.d.l. 1,31 1,89 0,08 13,1 481 <10 107 <20 134 48 44 <6

Gu 40 44,82 32,62 2,61 <0.020 0,49 0,20 b.d.l. 1,31 1,50 <0.050 10,3 421 <10 51 <20 106 34 62 <6

Mittelwert 45,2 31,4 3,4 0,5 0,2 1,3 1,8 18 444 110 115 52 53

St.Abw. 1,7 1,2 0,1 0,04 0,03 0,3 0,4 6 124 74 31 27 7

Unterer Ton

Gu 18 45,56 31,98 2,41 <0.020 0,4 0,16 b.d.l. 1,7 1,68 0,053 <10 368 <10 85 <20 57 b.d.l. 65 <6

Gu 19 45,64 32,18 2,58 <0.020 0,44 0,16 b.d.l. 1,65 1,72 <0.050 <10 361 <10 82 <20 49 <20 70 <6

Gu 20 46,36 31,45 2,48 <0.020 0,45 0,16 b.d.l. 1,77 2,31 0,07 11 438 11 106 <20 52 <20 64 <6

Gu 21 45,47 31,61 2,51 <0.020 0,49 0,17 b.d.l. 1,78 1,97 <0.050 <10 424 <10 68 <20 50 b.d.l. 73 <6

Gu 22 45,24 31,44 2,61 <0.020 0,42 0,19 b.d.l. 1,88 2,16 0,066 <10 326 <10 54 <20 66 <20 33 <6

Gu 23 46,71 30,86 2,56 <0.020 0,42 0,17 b.d.l. 1,77 2,29 0,06 <10 429 <10 92 <20 57 b.d.l. 56 <6

Gu 24 45,42 30,37 2,42 <0.020 0,46 0,18 <0.20 1,81 2,04 0,053 15 418 <10 101 22 58 <20 56 <6

Gu 25 54,15 23,77 2,13 0,022 0,37 0,14 b.d.l. 1,56 >3,8 0,076 11 406 <10 149 <20 62 b.d.l. 41 6

Gu 41 46,49 31,58 2,43 <0.020 0,47 0,17 b.d.l. 1,63 2,13 0,07 <10 531 b.d.l. 58 <20 112 <20 51 <6

Gu 42 44,8 31,43 2,47 <0.020 0,52 0,19 b.d.l. 1,71 1,93 <0.050 <10 518 <10 56 <20 112 <20 59 <6

Gu 43 45,6 31,37 2,52 <0.020 0,54 0,20 b.d.l. 1,87 2,08 <0.050 <10 583 <10 80 <20 110 <20 56 <6

Gu 44 51,58 24,02 2,08 <0.020 0,41 0,16 b.d.l. 1,55 3,54 0,07 <10 470 <10 128 <20 109 <20 34 6

Mittelwert 45,7 31,4 2,5 0,5 0,2 1,8 2 440 78 72 58

St.Abw. 0,6 0,5 0,1 0,1 0,01 0,1 0,2 82 19 27 11

Fettgedruckte Proben: Keine Berücksichtigung bei Ermittlung des Mittelwerts

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

254

Oberer Ton Hf La Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc Sm Sr Th V Y Zn Zr L.O.I. SUM

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

Gu 1 <6 339 <7 40 20 29 23 53 101 17 <6 32 <20 127 14 33 69 14,17 98,01

Gu 2 <6 300 <7 38 21 31 28 46 98 18 <6 29 <20 142 18 25 83 14,62 98,35

Gu 2a <6 351 <7 53 43 50 25 55 99 20 9 69 <20 172 31 54 156 13,70 98,60

Gu 3 <6 250 <7 36 25 63 23 39 102 16 <6 33 <20 154 17 39 86 14,34 98,49

Gu 4 <6 307 <7 35 23 26 <20 47 92 18 <6 27 <20 130 17 26 54 14,72 97,98

Gu 5 <6 57 <7 32 34 78 32 <15 110 17 6,1 43 <20 149 17 44 75 12,91 98,85

Gu 6 <6 465 <7 42 31 39 22 71 83 <15 7 26 <20 135 22 49 69 14,69 98,68

Gu 7 10 167 <7 81 81 60 31 28 99 30 16 125 <20 227 59 60 398 11,63 99,35

Gu 8 <6 110 <7 37 24 64 30 18 116 17 <6 37 <20 136 17 517 69 14,48 98,07

Gu 9 <6 81 <7 35 20 36 23 <15 115 20 <6 34 <20 108 19 33 61 14,56 99,08

Gu 11 <6 190 <7 59 65 53 35 31 99 25 12 95 <20 151 35 63 178 14,39 99,26

Gu 13 <6 147 <7 61 52 68 34 24 93 26 9 96 <20 141 30 51 181 14,63 98,64

Gu 14 9 266 <7 97 116 64 27 44 81 34 21 187 <20 249 73 73 355 13,79 98,81

Gu 15 <6 197 <7 42 29 74 33 32 111 24 <6 42 <20 145 16 59 79 14,54 99,89

Gu 26 <6 49 <7 30 23 30 26 <15 127 <15 <6 44 <20 127 13 51 59 20,09 97,61

Gu 27 <6 63 <7 31 23 43 25 <15 127 16 <6 37 <20 123 14 37 58 17,46 97,88

Gu 28 <6 58 <7 43 34 51 27 <15 104 <15 7 55 <20 155 29 42 117 14,95 95,69

Gu 29 10,3 121 <7 73 57 66 30 20 114 24 11 162 24,7 201 37 89 410 10,79 98,02

Gu 30 <6 290 <7 46 43 45 27 45 97 15 8 59 <20 155 25 60 131 13,82 98,92

Gu 31 <6 57 <7 33 21 73 33 <15 114 <15 <6 47 <20 127 17 264 80 13,83 98,56

Gu 32 <6 <40 <7 29 19 43 29 <15 104 15 <6 35 <20 124 13 36 64 16,36 93,01

Gu 33 7,2 99 <7 68 39 76 31 17 87 25 8 114 <20 187 35 84 266 13,07 98,30

Gu 34 <6 131 <7 85 126 70 32 24 76 21 28 145 <20 198 130 64 432 11,54 99,02

Gu 35 <6 51 <7 45 44 57 30 <15 107 15 11 60 19 185 75 39 122 14,94 98,80

Gu36 8 169 <7 84 58 65 25 27 81 25 10 184 22 250 38 60 326 14,70 99,16

Gu 37 6,9 385 <7 63 65 44 34 60 70 19 13 104 <20 146 53 32 261 10,09 97,30

Gu 38 7 385 <7 80 86 54 23 60 73 26 15 149 <20 220 42 49 273 13,56 97,59

Gu 39 <6 494 <7 54 43 44 38 75 104 17 8 61 <20 158 25 47 103 13,96 98,84

Gu 40 <6 285 <7 34 31 32 21 44 89 16 7 28 <20 140 18 21 53 14,59 98,02

Mittelwert 214 49 43 52 28 99 20 69 157 32 72 143 14

St.Abw. 137 19 28 16 5 15 5 49 37 26 99 106 1,8

Unterer Ton

Gu 18 <6 88 <7 32 36 36 32 15 129 17 7 37 <20 122 27 32 55 14,85 98,71

Gu 19 <6 88 <7 34 34 35 25 16 132 17 6 33 <20 114 24 35 55 14,86 99,13

Gu 20 <6 191 <7 49 37 34 35 31 153 19 6 46 <20 127 30 43 89 14,08 98,99

Gu 21 <6 147 <7 41 32 36 20 24 141 <15 7 37 <20 119 24 49 59 14,69 98,6

Gu 22 <6 87 <7 41 32 25 18 23 101 19 7 31 <20 92 30 32 65 14,08 99,19

Gu 23 <6 119 <7 44 35 34 33 20 160 17 7 45 <20 123 33 32 90 14,29 99,03

Gu 24 <6 109 <7 37 48 44 34 19 188 19 10 41 <20 120 43 149 81 16,47 99,19

Gu 25 6 138 <7 71 64 27 44 24 153 24 13 55 <20 129 65 41 249 13,3 99,45

Gu 41 <6 339 <7 44 28 22 28 52 114 17 6 37 <20 139 26 24 73 13,62 98,40

Gu 42 <6 349 <7 42 28 34 23 54 117 <15 6 33 <20 128 25 26 63 14,43 97,36

Gu 43 <6 344 <7 42 36 32 22 53 142 <15 8 35 <20 141 30 50 67 14,95 98,97

Gu 44 6 428 <7 68 53 25 35 66 137 15 11 42 <20 137 55 30 221 13,36 96,58

Mittelwert 186 41 35 33 27 31 138 7 38 123 29 47 70 14,6

St.Abw. 114 5 6 6 6 16 25 1 5 14 6 37 13 0,8

Fettgedruckte Proben: Keine Berücksichtigung bei Ermittlung des Mittelwerts

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

255

C) Chemische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm

Oberer Ton SiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf

% % % % % % % % % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

Gu1 44,81 32,73 2,99 <0.020 0,5 0,21 <0,20 1,19 1,55 0,142 <10 397 b.d.l. 28 <20 112 <20 55 <6

Gu2 45,61 33,32 2,61 <0,020 0,31 0,22 <0,20 1,29 1,49 0,124 b.d.l. 345 21 58 <20 <20 42 54 <6

Gu2a 45,7 32,9 2,84 <0,020 0,28 0,22 <0,20 1,31 1,54 0,181 <10 356 17 63 <20 <20 <20 46 <6

Gu3 45,74 32,71 3,05 <0,020 0,25 0,22 <0,20 1,3 1,63 0,11 <10 415 18 59 21 <20 <20 49 <6

Gu4 45,83 33,11 2,61 <0,020 0,28 0,23 <0,20 1,28 1,49 0,108 <10 369 15 <40 <20 20 34 54 <6

Gu5 46,08 33,23 3,04 <0,020 0,31 0,22 0,23 1,24 1,53 0,16 b,d,l, 393 19 82 22 28 60 47 <6

Gu6 46,16 33,42 2,39 <0,020 0,29 0,24 <0,20 1,19 1,53 0,098 b,d,l, 367 16 59 <20 <20 <20 58 <6

Gu7 46,06 31,1 4,55 <0.020 0,45 0,25 <0,20 1,15 2,11 0,193 b.d.l. 464 15 123 30 112 36 36 6

Gu8 44,67 31,91 3,14 <0,020 0,4 0,27 1,01 1,21 1,52 0,482 23 379 19 58 30 39 131 46 <6

Gu9 46,18 33,1 2,78 <0,020 0,3 0,22 0,21 1,33 1,54 0,137 <10 391 18 54 <20 <20 b,d,l, 53 <6

Gu11 45,73 32,21 3,61 <0,020 0,28 0,24 0,29 1,05 1,76 0,276 <10 445 19 108 23 47 22 44 6

Gu13 45,41 32,08 3,8 <0,020 0,39 0,32 0,32 0,88 1,82 0,293 6 348 24 137 22 59 80 41 6

Gu14 44,49 31,63 3,91 <0,020 0,35 0,27 0,25 0,65 2,32 0,348 <10 400 21 200 <20 130 <20 45 8

Gu15 44,91 31,73 3,41 <0,020 0,57 0,33 1,22 1,1 1,53 0,571 18 352 22 52 77 24 49 46 <6

Gu26 45,28 32,48 2,43 <0,020 0,32 0,26 <0,20 1,56 1,73 0,178 <10 491 19 <40 <20 <20 b,d,l, 60 <6

Gu27 45,08 32,25 2,63 <0,020 0,3 0,23 0,7 1,41 1,64 0,499 <10 434 17 <40 <20 <20 b,d,l, 53 <6

Gu28 45,76 32,29 4,08 <0.020 0,44 0,24 0,25 1,03 1,61 0,151 <10 473 16 50 27 35 50 44 <6

Gu30 45,69 32,95 3,19 <0,020 0,25 0,21 0,36 1,18 1,59 0,332 <10 458 15 73 25 25 <20 51 <6

Gu31 45,73 33,25 2,83 <0,020 0,31 0,28 0,43 1,15 1,47 0,286 7 335 19 49 53 24 <20 49 <6

Gu32 46,17 33,09 2,86 <0,020 0,31 0,26 0,26 1,21 1,57 0,162 <10 367 18 44 29 26 <20 50 <6

Gu33 42,51 30,23 3,89 <0,020 0,31 0,25 1,64 0,79 1,91 0,448 12 320 17 110 20 63 1680 36 <6

Gu34 45,3 32,19 4,07 <0,020 0,28 0,24 0,29 0,76 2,22 0,385 <10 387 20 324 21 93 72 44 7

Gu35 46,11 32,23 3,91 b.d.l. 0,43 0,26 0,42 1,04 1,61 0,343 <10 341 16 105 24 44 58 43 <6

Gu36 43,78 31,05 4,28 <0,020 0,49 0,24 0,81 0,82 2,13 0,998 10 396 22 178 29 74 45 42 7

Gu37 44,89 31,88 3,65 <0,020 0,36 0,24 0,63 0,92 1,97 0,659 8 366 23 205 58 69 72 43 6

Gu38 44,53 31,44 3,98 <0,020 0,31 0,28 0,76 0,81 2,36 0,893 12 430 20 267 23 106 61 40 8

Gu39 46,25 32,72 3,25 b.d.l. 0,37 0,22 0,4 1,23 1,8 0,366 6 370 11 95 24 32 64 45 <6

Gu40 46,15 33,79 2,52 <0,020 0,27 0,22 0,23 1,2 1,42 0,229 <10 378 17 25 <20 <20 <20 55 <6

Mittelwert 45,4 32,4 3,3 0,4 0,3 0,4 1,1 1,7 0,3 392 18 96 26 47 47

St.Abw. 0,9 0,9 0,6 0,1 0,03 0,4 0,2 0,3 0,2 45 3 76 15 35 6

Unterer Ton SiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf

% % % % % % % % % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

Gu18 46,63 32,91 2,42 <0,020 0,3 0,21 0,2 1,59 1,63 0,189 b,d,l, 434 18 56 <20 <20 b,d,l, 53 <6

Gu19 46,15 32,81 2,48 <0,020 0,32 0,21 0,3 1,42 1,61 0,311 <10 372 16 47 <20 <20 b,d,l, 56 <6

Gu20 47,23 31,76 2,43 <0,020 0,29 0,23 0,28 1,65 2,42 0,296 <10 490 19 90 <20 <20 b,d,l, 55 <6

Gu22 46,59 32,47 2,47 <0.020 0,45 0,2 <0,20 1,8 2,24 0,103 b.d.l. 526 12 64 <20 24 b.d.l. 46 <6

Gu23 46,89 31,86 2,47 <0,020 0,3 0,21 <0,20 1,73 2,29 0,182 <10 472 16 92 <20 <20 b,d,l, 47 <6

Gu24 45,29 31,36 2,39 <0,020 0,31 0,21 0,28 1,6 2,06 0,26 5 473 22 84 20 <20 <20 47 <6

Gu25 49,29 28,07 2,35 <0.020 0,35 0,19 0,27 1,61 >4.00 0,228 <10 473 15 146 <20 24 b.d.l. 35 <6

Gu41 46,63 32,27 2,38 <0,020 0,25 0,2 0,21 1,45 2,03 0,224 <10 399 20 68 <20 21 18 53 <6

Gu42 46,39 32,39 2,48 <0,020 0,32 0,21 <0,20 1,66 1,94 0,098 <10 437 20 75 <20 <20 <20 56 <6

Gu43 46,29 32,5 2,52 <0,020 0,31 0,22 0,24 1,7 1,93 0,2 <10 469 19 75 <20 <20 b,d,l, 54 <6

Gu44 47,22 28,56 2,31 0,26 0,21 0,24 1,73 3,63 0,284 521 19 151 41

Mittelwert 46,5 32,3 2,4 0,3 0,2 0,2 1,6 2 0,2 452 18 72 52

St.Abw. 0,5 0,5 0,1 0,1 0,01 0,1 0,1 0,3 0,1 47 3 15 4

Fettgedruckte Proben: Keine Berücksichtigung bei Ermittlung des Mittelwerts

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

256

Oberer Ton La Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc Sm Sr Th V Y Zn Zr L,O,I SUM

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

Gu1 <40 <7 29 22 38 23 <15 101 <30 <6 53 <20 115 12 32 66 14,54 98,64

Gu2 <40 12 19 27 29 21 <15 92 <30 <6 41 <20 127 14 23 48 14,29 99,46

Gu2a <40 11 20 31 44 25 <15 94 <30 6 52 <20 122 17 42 63 14,03 99,17

Gu3 <40 10 24 28 43 24 <15 102 <30 6 50 <20 147 17 52 62 14,08 99,22

Gu4 <40 8 21 13 32 21 <15 93 <30 <6 44 <20 127 15 28 47 14,58 99,64

Gu5 b,d,l, 8 15 40 44 20 <15 96 <30 8 50 <20 137 14 41 61 14,03 100,19

Gu6 <40 10 16 27 30 21 <15 82 <30 <6 45 <20 127 17 56 48 14,6 100,04

Gu7 68 9 59 46 59 30 <15 95 <30 9 124 <20 287 36 65 186 13,77 99,93

Gu8 <40 10 21 29 66 23 <15 92 <30 6 48 <20 143 16 52 58 14,47 99,44

Gu9 <40 10 21 27 35 <20 <15 97 <30 <6 46 <20 118 14 23 53 14,1 100,02

Gu11 49 11 38 42 52 31 <15 88 <30 7 86 <20 152 19 53 115 14,48 100,11

Gu13 64 10 45 53 56 29 <15 81 <30 9 109 <20 158 17 50 150 14,4 100,07

Gu14 98 10 72 72 62 25 18 58 <30 12 171 20 279 44 70 265 14,29 98,77

Gu15 <40 10 30 21 101 29 <15 95 <30 <6 69 <20 137 10 662 80 13,91 100,18

Gu26 <40 10 30 11 31 25 <15 121 <30 <6 50 <20 126 12 31 55 15,85 100,26

Gu27 <40 9 26 18 38 27 <15 114 <30 <6 49 <20 121 12 38 53 15,31 100,11

Gu28 <40 6 35 25 53 24 <15 90 <30 <6 64 <20 165 21 47 91 14,39 100,31

Gu30 <40 10 27 32 49 28 <15 93 <30 6 62 <20 146 20 63 79 14,45 100,28

Gu31 b,d,l, 11 19 24 76 27 <15 98 <30 <6 49 <20 133 12 159 58 14,47 100,26

Gu32 <40 8 23 20 57 31 <15 99 <30 <6 51 <20 136 12 50 62 14,49 100,42

Gu33 47 8 50 41 78 94 <15 73 <30 7 115 <20 182 28 1949 173 14,62 97,17

Gu34 82 8 49 153 67 32 17 64 <30 33 144 24 237 150 58 233 14,62 100,53

Gu35 <40 7 30 53 59 26 <15 88 <30 12 68 <20 183 66 39 94 14,29 100,75

Gu36 76 8 60 68 73 33 <15 70 <30 12 164 <20 207 45 68 211 15,53 100,84

Gu37 57 8 41 91 113 50 <15 85 <30 18 121 <20 195 74 71 165 14,5 100,02

Gu38 129 10 67 106 75 32 23 68 <30 19 185 24 236 48 65 254 14,09 99,68

Gu39 42 7 31 38 50 38 <15 102 <30 7 74 <20 152 20 42 91 13,8 100,43

Gu40 <40 7 23 13 28 20 <15 89 <30 <6 46 <20 114 13 27 53 14,61 100,64

Mittelwert 9 34 42 55 29 90 9 80 161 28 141 106 14

St.Abw. 1,5 16 32 22 14 14 7 44 48 29 373 69 0,5

Unterer Ton La Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc Sm Sr Th V Y Zn Zr L,O,I SUM

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

Gu18 <40 10 21 28 29 25 <15 115 13 6 45 <20 127 16 22 48 14,44 100,52

Gu19 <40 8 22 27 34 22 <15 108 <30 6 41 <20 123 20 40 47 14,51 100,15

Gu20 <40 10 35 38 32 28 <15 124 <30 7 60 <20 151 26 33 79 13,68 100,27

Gu22 <40 9 34 31 31 28 <15 134 <30 6 54 <20 134 25 25 68 14,31 100,79

Gu23 <40 9 31 40 32 27 <15 140 <30 8 56 <20 140 25 45 68 13,92 100,05

Gu24 <40 10 28 39 43 29 <15 148 <30 8 54 <20 133 29 53 64 15,39 99,19

Gu25 84 8 60 63 31 48 16 143 <30 12 71 <20 174 50 43 135 13,05 99,56

Gu41 <40 10 29 30 27 28 <15 109 <30 6 53 <20 140 20 32 65 14,12 99,78

Gu42 <40 11 28 33 34 27 <15 112 <30 6 50 <20 143 21 27 60 14,21 99,79

Gu43 <40 8 25 32 29 17 <15 136 <30 6 49 <20 131 23 47 56 14,6 100,52

Gu44 70 11 50 64 26 39 <15 153

<30 12 68 <20 157 46 48 125 14,26 98,73

Mittelwert 9 28 33 32 26 125 7 51 136 23 36 62 14,4

St.Abw. 1 5 5 5 4 15 1 6 9 4 11 10 0,5

Fettgedruckte Proben: Keine Berücksichtigung bei Ermittlung des Mittelwerts

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

257

D) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben

Berechnet (XRD)

Oberer Ton Kaolinit Illit/Muskovit Smektite Quarz Anatas Pyrit/Markasit Rest (u.a. Corg)

% % % % % % %

Gu 1 72 10 7 <3 1,5 3,5 4

Gu 2 70,5 11,5 7,5 <3 1,5 3 4

Gu2a 66 11,5 6,5 5 2 4,5 4,5

Gu 3 70 11,5 6,5 <3 1,5 4 4,5

Gu 4 70,5 11 8 <3 1,5 3 4

Gu 5 72 11 7 <3 1,5 4,5 2

Gu 6 72 10 9 <3 1,5 3 2,5

Gu 7 55 10,5 5 18 2,5 6 3

Gu 8 70 11 5 <3 1,5 4 6,5

Gu 9 71,5 11,5 5,5 <3 1,5 3,5 4,5

Gu 11 69 9 6,5 4 2 5,5 4

Gu 13 69,5 7,5 8 3 2 6,5 3,5

Gu 14 67 9 8,5 3,5 2,5 5,5 4

Gu 15 72 10 6,5 <3 1,5 5 3

Gu 26 63 13,5 4,5 <3 1,5 2 13,5

Gu 27 67 12,5 5 <3 1,5 2,5 9,5

Gu 28 67,5 8,5 4,5 3 1,5 7,5 7,5

Gu 29 51 13,5 2 20,5 2,5 4,5 6

Gu 30 66 10,5 7 5 1,5 5 5

Gu 31 71 11 9 <3 1,5 3,5 2

Gu 32 65 9,5 5,5 <3 1,5 3,5 13

Gu 33 67 8 9 5 2 6,5 2,5

Gu 34 63 9 9 9 2,5 6 1,5

Gu 35 70 9 6 <3 1,5 6,5 5

Gu36 67 9 3,5 6 2 7 5,5

Gu 37 49 11 4 25,5 1,5 3 6

Gu 38 64,5 9 10,5 3 2,5 6 4,5

Gu 39 69,5 11 8 <3 2 4,5 3

Gu 40 71 11 8 <3 1,5 3 3,5

Mittelwert 68,6 10,2 7,0 <3 1,7 4,6 4,9

St.Abw. 2,8 1,4 1,7 - 0,4 1,5 2,9

Unterer Ton

Gu 18 69 15 1 3,5 1,5 2 8

Gu 19 69,5 14,5 3 3 1,5 2 6,5

Gu 20 67 15,5 2 4,5 2,5 1,5 7

Gu 21 67 16 3 3 2 1,5 7,5

Gu 22 66 17 1 3 2 2 9

Gu 23 66 15,5 1 6 2 2 7,5

Gu 24 64 16 2 5 2 1,5 9,5

Gu 25 49,5 13,5 1 22 4,5 1,5 8

Gu 41 67,5 14 4 4 2 2 6,5

Gu 42 66 15 5 2 2 1,5 8,5

Gu 43 65 17 4,5 3 2 1,5 7

Gu 44 49,5 13,5 3 18,5 3,5 1,5 10,5

Mittelwert 66,7 15,6 2,7 3,7 2,0 1,8 7,5

St.Abw. 1,7 1,0 1,5 1,2 0,3 0,3 -

Fettgedruckte Proben: Keine Berücksichtigung bei Ermittlung des Mittelwerts

Keine quantitative Auswertung der mineralogischen Zusammensetzung mittels der Ergebnisse aus der röntgen-

diffraktometrischen Anlaytik (XRD). Die Gehalte an Smektit liegen zu nahe an der Nachweisgrenze.

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

258

E) Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm

Berechnet (XRF) Gemessen (XRD)

Oberer Ton Kaolinit Illit Smektit Quarz Anatas Pyrit/Markasit Rest (u.a.Corg) Kaolinit Illit Smektit

% % % % % % % % % %

Gu 1 71 13,5 4,5 3 1,5 2,5 4 88 11 1

Gu 2 71 14,5 4,5 3 1,5 1,5 4 84 11 6

Gu 3 71 15 1,5 5 1,5 2,5 3,5 83 14 3

Gu 4 71 14,5 3 4 1,5 1,5 4,5 85 9 6

Gu 5 71 14 5 3,5 1,5 2,5 2,5 83 13 4

Gu 6 72 13,5 4,5 4 1,5 1,5 3 87 7 6

Gu 7 63 13 12,5 3,5 2 4,5 1,5 85 11 4

Gu 8 66 14 9,5 2 1,5 2,5 4,5 81 13 6

Gu 9 71 15 3,5 4,5 1,5 2 2,5 84 13 4

Gu 11 70 12 5 5 2 3,5 2,5 69 15 16

Gu 13 68 10 12 2 2 4 2 82 6 12

Gu 14 69 7,5 12 2 2,5 4,5 2,5 86 6 8

Gu 15 62 12,5 19 0 1,5 3 2 80 10 10

Gu 26 67,5 18 2,5 4,5 2 1 4,5 76 12 12

Gu 27 68 16 3 4,5 1,5 1,5 5,5 71 17 12

Gu 28 66,5 12 13 1,5 1,5 4 1,5 77 7 16

Gu 30 72 13,5 2,5 4,5 1,5 2,5 3,5 82 11 7

Gu 31 71,5 13 5,5 3 1,5 2 3,5 80 16 4

Gu 32 73 9 8,5 3 2 2,5 2 80 13 7

Gu 33 66 9 8 3 2 4 8 76 5 19

Gu 34 71 8,5 7,5 4 2 4,5 2,5 79 5 16

Gu 35 66,5 12 12,5 2,5 1,5 3,5 1,5 81 8 11

Gu36 63 9,5 17 0 2 4,5 4 78 7 15

Gu 37 68 10,5 10 2,5 2 3,5 3,5 80 7 13

Gu 38 68,5 9 8,5 3,5 2,5 4,5 3,5 89 6 6

Gu 39 74 13,5 3 4 1,5 1,5 2,5 84 12 4

Gu 40 74 13,5 3 4 1,5 1,5 2,5 85 9 6

Mittelwert 69,1 12,4 7,4 3,2 1,7 2,9 3,2 81,2 10,1 8,6

St.Abw. 3,3 2,6 4,7 1,3 0,3 1,2 1,4 4,6 3,5 4,8

Unterer Ton

Gu 18 65 18 6 4 1,5 1 4,5 78 18 4

Gu 19 67 16 8 3 1,5 1 3,5 80 16 4

Gu 20 63,5 19 5 6 2,5 1 3 70 21 9

Gu 22 60,5 20,5 12 2 2 0,5 2,5 71 20 8

Gu 23 63 19,5 5 5,5 2 0,5 4,5 82 16 2

Gu 24 62 18 6,5 4 2 1 6,5 81 15 4

Gu 25 53 18 8,5 11,5 4 0,5 4,5 65 28 7

Gu 41 67 16,5 4 5,5 2 1 4 81 13 6

Gu 42 64 19 6,5 4 2 1 3,5 74 16 9

Gu 43 64,5 19,5 6 4 2 1 3 74 19 7

Gu 44 56 19,5 3 10,5 3,5 0,5 7 73 24 2

Mittelwert 64,1 18,4 6,6 4,2 1,9 ca. 1,0 3,9 76,9 17,2 5,9

St.Abw. 2,1 1,5 2,3 1,3 0,3 1,2 4,5 2,5 2,7

Fettgedruckte Proben: Keine Berücksichtigung bei Ermittlung des Mittelwerts

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

259

F) Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits

der Fraktion <2 µm

Oberer Ton Halbwertsbreite Aufweitung mit DMSO

°2Theta %

Gu 1 0,52 23,3

Gu 2 0,52 19,5

Gu 2A 0,50 19,6

Gu 3 0,52 6,1

Gu 4 0,52 26,9

Gu 5 0,51 10,3

Gu 6 0,52 29,1

Gu 7 0,52 24,4

Gu 8 0,50 17,8

Gu 9 0,50 5,6

Gu 11 0,53 31,3

Gu 12 0,51 64,8

Gu 13 0,56 41,7

Gu 14 0,55 76,4

Gu 15 0,53 29,9

Gu 26 0,52 44,4

Gu 27 0,51 34,9

Gu 28 0,53 11,6

Gu 29 0,53 38,3

Gu 31 0,50 24,1

Gu 32 0,50 12,0

Gu 33 0,55 51,9

Gu 34 0,57 62,0

Gu 35 0,51 27,4

Gu 36 0,54 56,1

Gu 37 0,55 46,0

Gu 38 0,57 57,8

Gu 39 0,50 43,6

Gu 40 0,52 20,8

Mittelwert 0,52 33

St.Abw. 0,02 18,6

Unterer Ton

Gu 18 0,50 58,5

Gu 19 0,47 43,3

Gu 20 0,45 60,3

Gu 21 0,49 41,9

Gu 22 0,48 61,5

Gu 23 0,48 51,7

Gu 24 0,48 69,8

Gu 25 0,47 66,6

Gu 41 0,48 34,1

Gu 42 0,48 55,1

Gu 43 0,49 7,6

Gu 44 0,47 33,5

Mittelwert 0,48 48,7

St.Abw. 0,01 17,6

G) Trockenrohdichte

Oberer Ton Trockenrohdichte

(g/cm³)

Gu 1 1,40

Gu 2 1,35

Gu 3 1,46

Gu 4 1,37

Gu 5 1,47

Gu 6 1,39

Mittelwert 1,41

St.Abw. 0,05

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

260

5) Lagerstätte Wiesa

A) Korngrößenverteilung

Wiesa Tiefe < 2 µm 2-6,3 µm 6,3-20 µm 20-63 µm > 63 µm

Ton m % % % % %

Oberer Ton

Wi 1 0,10 23,77 14,65 11,24 0,80 49,54

Wi 2 0,35 62,46 11,64 10,36 3,83 11,71

Wi 3 0,60 48,77 11,06 9,89 4,35 25,93

Wi 4 1,10 21,28 11,52 19,69 22,39 25,13

Wi 5 2,25 36,28 18,09 27,06 16,89 1,68

Unterer Ton

Wi 6 13,00 37,12 17,12 25,86 16,36 3,55

Wi 7 15,00 39,13 15,07 25,35 15,97 4,49

Wi 8 17,00 54,31 11,62 14,07 12,06 7,94

Mittelwert n=5 37,6 14,7 22,4 16,7 8,6

St.Abw. 11,7 3,1 5,5 3,7 9,5

Kaolin

Roter Kaolin

Wi 12 0,75 32,96 25,16 19,37 13,48 9,03

Grüner Kaolin

Wi 13 2,25 20,79 18,74 13,98 8,23 38,27

Heller Kaolin

Wi 14 5,00 8,71 7,24 13,48 11,74 58,82

Wi 15 7,00 12,70 9,62 13,62 7,08 56,98

Wi 16 3,00 8,63 8,62 14,96 11,49 56,30

Wi 17 6,00 7,57 7,24 13,20 8,27 63,73

Mittelwert n=4 9,4 8,2 13,8 9,7 59

St.Abw. 2,3 1,2 0,8 2,3 3,4

B) Chemische Zusammensetzung der Gesamtprobe

Ton Tiefe SiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf

Oberer Ton m % % % % % % % % % %

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

Wi 1 0,10 23,91 17,17 1,27 <0,020 0,21 1,17 <0,20 0,91 0,6 b.d.l. 73 329 b.d.l. - <20 83 <20 21 -

Wi 2 0,35 44,21 30,42 1,48 <0,020 0,24 0,42 <0,20 1,52 1,23 b.d.l. 16 452 b.d.l. - <20 96 <20 39 -

Wi 3 0,60 47,7 21,77 1,00 <0,020 0,23 0,32 <0,20 1,71 0,89 b.d.l. 26 536 b.d.l. - <20 104 <20 20 -

Wi 4 1,10 78,97 13,62 0,79 <0,020 0,19 0,11 0,2 1,33 0,9 b.d.l. <10 452 16 73 <20 b.d.l. <20 19 10

Wi 5 2,25 68,41 20,21 1,12 <0,020 0,22 0,13 <0,20 1,92 1,12 b.d.l. <10 668 17 57 <20 b.d.l. <20 24 7

Unterer Ton

Wi 6 13,00 73,32 18,12 0,81 <0,020 0,21 0,13 0,2 1,79 1,18 b.d.l. b.d.l. 665 18 47 <20 b.d.l. <20 23 8

Wi 7 15,00 73,01 17,87 0,8 <0,020 0,19 0,16 0,21 1,8 1,24 b.d.l. b.d.l. 651 20 59 <20 b.d.l. b.d.l. 22 8

Wi 8 17,00 66,44 22,32 1,03 <0,020 0,21 0,17 <0,20 1,83 1,02 b.d.l. b.d.l. 665 16 43 <20 b.d.l. b.d.l. 26 7

Mittelwert n=5 72 18,4 0,9 0,2 0,1 0,2 1,7 1,1 620 17 56 23 8

St.Abw. 4,9 3,2 0,2 0,01 0,02 0,01 0,2 0,1 94 2 12 3 1

Kaolin

Roter Kaolin

Wi 12 41,3 29,61 14,12 0,189 <0,10 <0,10 <0,20 0,52 1,73 0,097 b,d,l, 110 13 <40 20 135 <20 28 <6

Grüner Kaolin

Wi 13 63,88 23,33 2 0,041 0,3 0,12 <0,20 1,42 0,69 <0,050 b.d.l. 174 14 <40 <20 42 b.d.l. 21 8

Heller Kaolin

Wi 14 61,19 26,44 0,84 <0,020 <0,10 <0,10 <0,20 0,1 0,61 <0,050 b.d.l. 56 10 <40 <20 22 b.d.l. 22 7

Wi 15 67,54 21,54 0,38 <0,020 <0,10 <0,10 <0,20 0,19 0,91 <0,050 <10 100 12 102 <20 <20 b.d.l. 28 8

Wi 16 63,78 24,05 0,81 b,d,l, <0,10 <0,10 <0,20 0,15 0,82 <0,050 b.d.l. 83 15 <40 b,d,l, 22 b.d.l. 27 9

Wi 17 65,36 23 0,84 b,d,l, <0,10 <0,10 <0,20 0,15 0,7 <0,050 b.d.l. 64 13 <40 <20 25 b.d.l. 25 7

Mittelwert n=4 64,5 23,8 0,7 0,2 0,8 76 13 22 26 8

St.Abw. 2,7 2,1 0,2 0,04 0,1 20 2 3 3 1

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

261

Ton Tiefe La Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc Sm Sr Th U V Y Zn Zr L.O.I. SUM

Oberer Ton m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

Wi 1 0,10 <40 <7 <6 - 50 <20 <15 39 <15 <6 38 <20 <9 90 - 91 80 52,19 100

Wi 2 0,35 <40 <7 <6 - 37 <20 <15 72 <15 <6 35 <20 <9 113 - 37 160 19,3 100

Wi 3 0,60 <40 <7 <6 - 24 <20 <15 55 <15 <6 28 <20 <9 116 - 24 214 25,06 100

Wi 4 1,10 <40 9 <6 33 23 <20 <15 53 <15 6 33 <20 b.d.l. 53 16 57 319 4,88 101

Wi 5 2,25 <40 10 12 24 39 23 <15 69 <15 <6 44 <20 <9 106 17 61 242 6,86 100,22

Unterer Ton

Wi 6 13,00 <40 8 13 20 22 <20 <15 63 <15 <6 40 <20 b.d.l. 82 18 <20 268 5,81 101,57

Wi 7 15,00 <40 7 18 24 22 22 <15 66 <15 <6 47 <20 b.d.l. 92 22 <20 267 5,81 101,07

Wi 8 17,00 <40 8 16 15 29 21 <15 71 <15 <6 46 <20 b.d.l. 96 16 <20 226 7,53 100,73

Mittelwert n=5 8 15 23 27 64 42 86 18 264 6,2

St.Abw. 1 3 7 7 7 6 20 2 35 1

Kaolin

Roter Kaolin

Wi 12 <40 8 9 18 26 b.d.l. <15 <30 15 <6 17 <20 b.d.l. 109 <10 <20 114 12,74 100,37

Grüner Kaolin

Wi 13 <40 8 8 <15 <20 <20 <15 99 <15 <6 20 22 b.d.l. 62 10 <20 228 8,57 100,38

Heller Kaolin

Wi 14 n=4 <40 <7 12 <15 <20 <20 <15 <30 <15 <6 21 22 <9 29 15 <20 204 10,08 99,39

Wi 15 52 7 11 39 20 116 <15 <30 <15 7 27 <20 <9 40 27 <20 304 8,03 98,63

Wi 16 <40 <7 11 <15 <20 <20 <15 <30 <15 <6 19 20 <9 35 18 <20 297 8,98 98,64

Wi 17 b.d.l. <7 7 <15 <20 <20 b.d.l. <30 <15 <6 15 <20 <9 33 17 <20 215 8,71 98,71

Mittelwert 10 21 34 19 255 9

St.Abw. 2 5 5 5 53 1

C) Chemische Zusammensetzung der Tone nach Grunge (1999)

Probe SiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5

% % % % % % % % % %

1315 72,68 17,25 0,81 0,012 0,14 0,11 0,00 1,70 1,08 0,029

1317 70,11 19,27 0,89 0,011 0,17 0,12 0,00 1,93 1,05 0,033

1345 76,55 14,81 0,70 0,011 0,11 0,10 0,00 1,51 1,04 0,031

1346 74,07 15,86 0,81 0,010 0,12 0,13 0,00 1,50 1,07 0,026

1347 67,05 20,77 1,00 0,011 0,19 0,13 0,00 2,13 1,08 0,033

1348 67,57 20,84 0,95 0,010 0,16 0,12 0,00 1,94 0,97 0,046

1350 82,28 10,55 0,58 0,014 0,08 0,08 0,00 1,14 0,90 0,020

1353 65,38 18,44 5,61 0,015 0,19 0,17 0,00 1,72 1,05 0,099

1378 67,57 21,76 0,99 0,028 0,13 0,14 0,00 2,14 1,13 0,042

1381 73,26 16,57 0,85 0,013 0,16 0,11 0,00 1,63 1,16 0,044

1386 68,39 20,21 1,14 0,012 0,15 0,10 0,00 2,04 1,13 0,028

1389 82,66 10,85 0,62 0,008 0,08 0,08 0,00 0,99 0,72 0,036

1390 77,04 14,68 0,88 0,013 0,10 0,08 0,00 1,32 1,00 0,027

1391 71,98 16,79 1,08 0,014 0,13 0,10 0,00 1,69 1,08 0,040

1394 74,77 15,50 1,47 0,011 0,11 0,09 0,00 1,50 0,92 0,031

1395 79,83 12,53 0,72 0,008 0,12 0,09 0,00 1,23 0,79 0,041

1404 66,63 21,46 0,90 0,008 0,12 0,12 0,00 1,64 0,98 0,036

1418 75,52 15,20 0,71 0,008 0,08 0,10 0,00 1,41 0,95 0,023

1419 74,81 15,70 0,74 0,007 0,15 0,10 0,00 1,70 1,06 0,036

1422 68,65 19,41 0,91 0,006 0,17 0,11 0,00 2,02 1,09 0,044

1423 71,58 17,08 0,81 0,007 0,13 0,11 0,00 1,74 1,01 0,031

1424 71,21 17,56 0,82 0,007 0,11 0,13 0,00 1,39 1,02 0,030

Mittelwert 72,7 17 1,1 0,01 0,1 0,1 1,6 1 0,04

St.Abw. 5 3,2 1 0,00 0,03 0,02 0,3 0,1 0,02

Probe As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

1315 8 580 0 70 5 86 8 24 8

1317 7 692 2 87 9 92 11 26 8

1345 7 544 - 83 - 77 114 20 9

1346 7 568 - 87 - 75 20 24 8

1347 5 759 1 79 4 102 20 28 7

1348 7 661 - 132 8 103 24 28 7

1350 3 419 - 70 1 63 29 13 9

1353 6 622 4 68 14 100 22 26 8

1378 7 769 3 104 4 120 9 32 7

1381 6 618 - 105 13 105 6 24 8

1386 6 712 - 71 3 100 2 26 7

1389 3 377 - 155 - 58 8 14 8

1390 5 484 - 56 4 67 6 21 9

1391 5 583 - 112 8 107 10 26 8

1394 3 547 3 37 - 79 - 16 8

1395 7 437 - 77 2 65 2 20 8

1404 4 589 - 82 2 95 8 25 7

1418 7 499 - 67 - 79 5 22 8

1419 4 585 2 56 3 71 7 18 8

1422 4 716 3 61 - 97 11 27 7

1423 3 601 - 108 - 87 20 21 8

1424 13 526 - 92 9 85 12 28 7

Mittelwert 6 586 85 87 17 23 8

St.Abw. 2 106 27 17 24 5 1

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

262

Probe La Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

1315 20 2 16 31 33 16 7 64 22

1317 25 6 17 41 35 14 9 79 18

1345 32 5 16 35 26 14 6 65 18

1346 40 3 17 39 21 12 7 65 19

1347 45 3 17 39 36 16 8 87 17

1348 50 4 15 43 37 16 12 78 16

1350 5 3 13 24 13 5 3 50 15

1353 28 4 19 30 38 14 5 64 18

1378 18 3 19 30 36 21 6 82 19

1381 43 - 16 44 28 15 9 64 6

1386 21 2 19 31 25 16 7 60 20

1389 64 - 11 58 16 14 12 35 16

1390 30 2 15 19 21 11 5 42 7

1391 38 1 18 38 28 16 8 59 22

1394 16 2 14 27 19 15 2 51 19

1395 47 3 11 36 20 13 9 43 15

1404 32 2 16 39 26 29 8 55 20

1418 21 4 15 19 17 17 4 48 10

1419 18 1 17 24 21 12 4 56 10

1422 37 3 17 24 28 19 7 79 20

1423 37 3 15 41 28 16 7 60 13

1424 47 4 17 37 41 11 8 58 15

Mittelwert 33 16 34 27 15 7 61 16

St.Abw. 14 2 9 8 4 3 14 5

Probe Sm Sr Th V Y Zn Zr L.O.I. Summe

ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

1315 4 31 17 106 22 31 296 5,16 99,05

1317 5 34 17 118 20 27 271 5,70 99,38

1345 6 30 16 75 23 40 334 4,41 99,36

1346 5 32 12 80 24 17 317 4,92 98,59

1347 6 38 16 111 23 23 245 6,28 98,77

1348 8 38 19 104 28 33 248 6,36 99,06

1350 5 22 17 77 19 15 354 3,19 98,89

1353 4 36 16 117 26 47 314 6,27 99,03

1378 6 41 14 115 25 34 260 6,60 100,64

1381 7 46 16 102 27 23 305 5,09 98,98

1386 5 36 16 121 23 24 269 5,92 99,28

1389 9 24 15 62 26 15 312 3,31 99,49

1390 4 26 11 65 23 27 336 4,41 99,68

1391 7 37 14 120 24 27 311 5,09 98,16

1394 4 29 14 66 20 21 296 4,70 99,23

1395 5 28 13 70 22 16 320 3,90 99,39

1404 5 31 13 93 20 19 246 7,00 99,04

1418 5 28 11 69 20 24 294 4,74 98,87

1419 4 29 11 85 22 24 297 4,74 99,18

1422 4 37 11 92 21 24 278 5,91 98,48

1423 6 31 11 85 23 24 285 5,38 98,03

1424 6 32 11 88 24 67 281 6,46 98,89

Mittelwert 5 33 14 92 23 27 294 5,3

St.Abw. 1 6 3 20 2 12 30 1,1

D) Chemische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm

Ton Tiefe SiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf

Oberer Ton % % % % % % % % % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

Wi 1 0,10 43,59 25,6 1,39 b,d,l, 0,33 0,63 0,49 1,39 0,95 0,274 30 455 b,d,l, <20 83 24 33 6

Wi 2 0,35 60,71 31,02 1,52 b,d,l, 0,23 0,28 0,24 1,33 1,2 0,14 <10 383 <10 <20 81 <20 43 6

Wi 3 0,60 46,39 25,67 1,4 b,d,l, 0,25 0,27 0,25 1,43 0,94 0,149 <10 480 <10 <20 84 20 34 6

Wi 4 1,10 46,22 34,11 1,43 b,d,l, 0,25 0,25 0,35 1,42 0,97 0,433 11 555 18 164 21 49 39 40 6

Wi 5 2,25 46,75 34,13 1,55 b,d,l, 0,25 0,23 0,28 1,58 0,99 0,315 11 572 17 76 25 51 24 39 6

Unterer Ton

Wi 6 13,00 48,19 34,11 1,18 b,d,l, 0,23 0,24 0,26 2,04 1,07 0,324 <10 793 19 109 <20 37 <20 39 6

Wi 7 15,00 46,78 34,89 1,23 b,d,l, 0,29 0,31 0,24 2,28 1,08 0,281 <10 881 18 89 <20 43 <20 39 6

Wi 8 17,00 46,96 35,26 1,46 b,d,l, 0,3 0,27 0,18 2,08 0,9 0,222 b,d,l, 762 19 47 <20 59 b,d,l, 40 <6

Mittelwert n=5 47 34,5 1,4 0,3 0,3 0,26 1,9 1 0,3 713 18 97 48 39 6

St.Abw. 0,7 0,5 0,2 0,03 0,03 0,06 0,36 0,1 0,1 143 1 44 8 1 0,5

Kaolin

Roter Kaolin

Wi 12 35,4 27,85 20,02 0,193 <0,10 <0,10 0,17 0,44 1,22 0,413 <10 133 15 66 21 217 33 27 <6

Grüner Kaolin

Wi 13 47,39 34,79 2,08 0,116 0,66 0,16 0,15 3,36 1 0,307 b,d,l, 312 16 196 <20 <20 <20 46 <6

Heller Kaolin

Wi 14 44,39 36,64 1,23 <0,020 <0,10 0,14 0,72 0,17 1,73 0,875 <10 199 17 68 <20 b,d,l, <20 36 <6

Wi 15 44,07 36,63 0,68 <0,020 <0,10 0,62 0,44 0,23 2,09 0,667 21 109 20 223 b,d,l, b,d,l, <20 46 <6

Wi 16 44,05 36,42 1,12 b,d,l, <0,10 0,18 0,57 0,45 2,31 0,735 <10 247 16 171 <20 b,d,l, 20 46 <6

Wi 17 44,33 36,65 1,33 b,d,l, <0,10 0,16 0,27 0,37 2,73 0,444 <10 112 18 75 13 b,d,l, b,d,l, 45 <6

Mittelwert n=4 44,2 36,6 1,1 0,28 0,5 0,31 2,22 0,7 166 18 134 43

St.Abw. 0,2 0,1 0,3 0,2 0,2 0,1 0,4 0,2 68 2 76 5

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

263

Ton Tiefe La Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc Sm Sr Th U V Y Zn Zr L.O.I SUM

Oberer Ton m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

Wi 1 0,10 <40 5,4 <6 <15 46 22 <15 68 <15 <6 48 <20 <9 96 <10 53 117

Wi 2 0,35 <40 <7,0 <6 <15 41 26 <15 72 <15 <6 35 <20 <9 96 <10 <20 114

Wi 3 0,60 <40 <7,0 <6 <15 36 24 <15 73 <15 <6 37 <20 <9 110 <10 <20 120

Wi 4 1,10 70 8 9 62 62 46 <15 71 15 11 60 25 <9 137 27 104 170 14,23 99,72

Wi 5 2,25 38 11 16 27 87 41 <15 76 <15 <6 60 22 b,d,l, 144 17 89 162 13,56 99,67

Unterer Ton

Wi 6 13,00 65 8 16 42 50 31 <15 80 <15 7 67 <20 b,d,l, 121 18 41 182 12,87 100,55

Wi 7 15,00 60 8 19 39 49 46 <15 98 15 7 73 <20 b,d,l, 145 18 36 165 12,36 99,81

Wi 8 17,00 <40 7 14 23 51 27 <15 90 18 <6 59 <20 b,d,l, 127 13 28 131 13,13 100,79

Mittelwert n=5 50 8 15 39 60 38 83 13 7 64 135 19 60 162 13,2

St.Abw. 23 2 4 15 16 9 11 4 2 6 11 5 34 19 0,7

Kaolin

Roter Kaolin

Wi 12 b,d,l, 10 <6 26 31 <20 <15 <30 <15 <6 19 21 b,d,l, 132 <10 <20 90 12,65 98,54

Grüner Kaolin

Wi 13 108 7 11 81 <20 <20 19 206 23 14 42 69 <9 136 30 <20 62 11,11 101,14

Heller Kaolin

Wi 14 n=4 117 11 43 40 <20 <20 20 <30 <15 8 53 24 <9 67 <10 <20 <50 15,13 101,03

Wi 15 161 8 32 66 26 273 27 <30 17 8 62 38 <9 85 <10 83 <50 15,35 100,86

Wi 16 95 9 33 60 <20 56 17 44 <15 9 54 62 <9 111 17 43 <50 14,17 99,98

Wi 17 <40 10 41 32 <20 51 <15 38 <15 6 28 70 <9 89 <10 31 <50 14,33 100,56

Mittelwert 97 10 37 50 98 18 34 8 49 49 88 43 14,8

St.Abw. 61 1 6 16 118 8 9 1 15 21 18 29 0,6

E) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben

Berechnet (XRF) Gemessen (XRF)

Wiesa Tiefe Kaolinit Illit/Muskovit Pyrit/Markasit Quarz Anatas

Rest

(u.a. Corg) Kaolinit Illit/Muskovit Quarz

Ton m % % % % % % % % %

Oberer Ton

Wi 1 0,10 36 10 1 2 0,5 46 77 9 14

Wi 2 0,35 65 17 1,5 5,5 1 10 68 10 22

Wi 3 0,60 41,5 19,5 0,5 18,5 1 19 24 13 63

Wi 4 1,10 24 15 - 60 1 0 13 9 78

Wi 5 2,25 36 22 - 40,5 1 0,5 18 14 68

Unterer Ton

Wi 6 13,00 31,5 20 - 47 1 0,0 13 9 77

Wi 7 15,00 31 20,5 - 47 1 0,0 13 7 80

Wi 8 17,00 42 20 0,5 36 1 0,0 25 10 66

Mittelwert n=5 32,9 19,5 <1 46,1 1,0 0,1 16,4 9,9 73,7

St.Abw. 6,7 2,7 - 9,1 - - 5,2 2,4 6,4

Kaolin

Roter Kaolin Hämatit

Wi 12 71 6 14 5,5 1,5 2 73 12,5 14,5

Grüner Kaolin Siderit

Wi 13 47,5 15,5 2,5 34 0,5 0 43 6 50

Heller

Kaolin

Wi 14 66 1 1 30 0,5 1,5 83 1 16

Wi 15 53 2 0,5 42 1 1,5 77 2 21

Wi 16 60 1,5 1 35 1 1,5 83 1 16

Wi 17 57 1,5 1 38 0,5 2 81 2 18

Mittelwert n=4 59,0 1,5 ca. 1,0 36,3 0,8 1,6 80,9 1,3 17,7

St.Abw. 5,5 0,4 5,1 0,3 0,3 2,8 0,6 2,4

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

264

F) Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm

Berechnet (XRF) Gemessen (XRD)

Wiesa Tiefe Kaolinit Illit Pyrit/Markasit Quarz Anatas Rest (u.a. Corg) Kaolinit Illit

Ton m % % % % % % % %

Oberer Ton

Wi 1 0,10 54 16 1 10 1 18 77 23

Wi 2 0,35 68,5 15 1 7 1 7,5 78 22

Wi 3 0,60 54 16 1 12,5 1 15,5 80 20

Wi 4 1,10 75,5 16 1 2,5 1 4 75 25

Wi 5 2,25 74 18 1 3 1 3 69 31

Unterer Ton

Wi 6 13,00 70 23 1 3,5 1 1,5 89 11

Wi 7 15,00 70,5 26 1 0,5 1 1 43 57

Wi 8 17,00 73 23,5 1 0,5 1 1 56 44

Mittelwert n=5 72,6 21,3 1 2 1 2,1 66,3 33,7

St.Abw. 2,3 4,2 - 1,4 - 1,3 17,6 17,6

Kaolin

Roter Kaolin Hämatit

Wi 12 0,75 66 5 20 1,5 1 6,5 90 10

Grüner Kaolin Siderit

Wi 13 2,25 61 38 0,5 0 0,5 0 45 55

Heller Kaolin

Wi 14 5,00 91,5 2 1 1 1,5 3 95 5

Wi 15 7,00 91 2,5 1 1 1,5 3 93 7

Wi 16 3,00 88,5 5 1 0,5 2 3 93 7

Wi 17 6,00 90 4 1 0,5 2,5 2 94 6

Mittelwert n=4 90,3 3,4 1 0,8 1,9 2,8 93,9 6,1

St.Abw. 1,3 1,4 0,3 0,5 0,5 1,2 1,2

G) Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits

der Fraktion <2 µm

Ton Tiefe Halbwertsbreite Aufweitung mit DMSO

Oberer Ton m °2Theta %

Wi 1 0,10 0,39 63,7

Wi 2 0,35 0,45 26,7

Wi 3 0,60 0,44 45,6

Wi 4 1,10 0,41 25,0

Wi 5 2,25 0,43 56,8

Unterer Ton

Wi 6 13,0 0,43 31,1

Wi 7 15,0 0,41 51,8

Wi 8 17,0 0,44 21,8

Mittelwert n=5 0,42 37,3

St.Abw. 0,01 16

Kaolin

Roter Kaolin

Wi 12 0,75 0,62 97,8

Grüner Kaolin

Wi 13 2,25 0,52 97,7

Heller Kaolin

Wi 14 5,0 0,43 87,3

Wi 15 7,0 0,40 [37,3]

Wi 16 3,0 0,38 87,5

Wi 17 6,0 0,42 88,6

Mittelwert n=4 0,41 87,8

St.Abw. 0,02 0,5

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

265

H) Trockenrohdichte

Ton Trockenrohdichte

Oberer Ton g/cm³

Wi 5 1,84

Unterer Ton

Wi 7 1,97

Kaolin

Heller Kaolin

Wi 14 1,52

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

266

6) Lagerstätte Cunnersdorf

A) Chemische Zusammensetzung der Gesamtproben

(Proben der Rohdichte <1,6 g/cm³/Daten nach Krumb 1998)

Proben Rohdichte SiO2 Al2O3 TiO2 Fe2O3 MgO Na2O CaO K2O P2O5 Ba Ce Co Cr Ga Hf

Cu2-16 1,59 67,51 17,56 0,77 5,47 0,39 0,05 0,04 1,88 0,17 592 144 24 62 20 7

Cu2-6 1,58 67,19 17,62 0,72 5,35 0,41 0,05 0,01 1,94 0,16 520 145 18 64 24 7

Cu2-2 1,57 66,93 17,91 0,75 5,68 0,52 0,05 0,15 2,78 0,20 480 134 29 84 18 6

Cu2-8 1,57 69,20 15,95 0,70 5,59 0,35 0,05 0,08 1,74 0,18 629 8 24 7 19 6

Cu2-15 1,57 74,66 13,47 0,53 4,00 0,26 0,05 0,01 1,09 0,14 345 140 15 51 13 6

Cu2-25 1,57 64,65 18,81 0,78 5,85 0,46 0,05 0,02 2,57 0,18 794 164 21 64 23 7

Cu2-1 1,56 59,96 20,33 0,87 7,37 0,61 0,05 0,03 3,58 0,21 697 149 25 128 25 6

Cu2-3 1,56 57,31 2,26 0,98 7,02 0,78 0,04 0,07 4,65 0,23 885 133 21 195 31 5

Cu2-18 1,56 65,26 17,55 0,73 6,69 0,38 0,05 0,06 1,81 0,22 606 112 18 64 19 6

Cu2-7 1,55 72,33 14,64 0,62 5,26 0,18 0,05 0,02 0,69 0,16 216 82 28 50 19 6

Cu2-23 1,55 69,76 15,62 0,72 5,38 0,32 0,05 0,01 1,62 0,19 382 146 24 71 19 9

Cu2-24 1,55 71,87 14,48 0,81 5,54 0,25 0,05 0,00 0,94 0,18 296 133 19 51 19 8

Cu2-14 1,54 72,71 15,11 0,51 4,16 0,22 0,05 0,02 0,85 0,16 230 134 28 51 17 4

Cu2-9 1,52 66,58 17,54 0,65 5,61 0,33 0,05 0,08 1,35 0,18 491 119 24 50 21 6

Cu2-27 1,52 65,71 18,34 0,72 6,25 0,37 0,05 0,11 1,68 0,20 597 127 20 47 20 5

Cu2-26 1,5 68,74 16,78 0,79 5,30 0,28 0,05 0,00 1,11 0,20 514 131 24 75 26 6

Cu14-1 1,49 58,24 21,89 0,73 7,27 0,83 0,06 0,24 3,98 0,24 848 151 20 112 25 5

Cu14-2 1,49 64,76 17,94 0,69 6,03 0,67 0,07 0,11 3,09 0,21 626 129 32 80 18 5

Cu14-4 1,49 65,13 16,80 0,75 6,41 0,43 0,09 0,07 1,76 0,32 673 191 99 63 21 6

Cu3-2 1,48 57,74 19,56 0,78 9,38 0,72 0,05 0,09 3,91 0,30 697 54 47 180 32 6

Cu4-10 1,47 53,15 22,90 0,96 7,61 1,22 0,35 0,63 4,77 0,21 1180 72 20 122 39 6

Cu14-9 1,46 69,61 15,48 0,61 4,56 0,86 0,16 0,29 1,66 0,09 288 68 48 65 17 6

Cu14-12 1,39 66,77 16,54 0,77 5,31 0,95 0,13 0,18 2,48 0,13 589 105 45 93 18 8

Cu14-5 1,35 59,20 22,10 0,81 4,91 0,90 0,09 0,12 3,42 0,14 695 145 27 80 33 5

Cu14-6 1,3 63,78 18,11 0,78 5,82 1,07 0,10 0,18 2,81 0,20 480 126 28 84 19 5

Mittelwert 65,6 17 0,7 5,9 0,6 0,1 0,1 2,3 0,2 574 122 29 80 22 6

Std.Abw. 5,4 3,9 0,1 1,2 0,3 0,1 0,1 1,2 0,05 221 39 17 41 6 1

Proben Rohdichte La Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc Sr Th U V Y Zn Zr

Cu2-16 1,59 141 13 68 23 26 26 74 15 44 12 2 97 27 69 288

Cu2-6 1,58 138 14 72 33 16 23 85 17 33 17 8 82 28 54 298

Cu2-2 1,57 108 14 77 31 5 21 106 21 26 14 7 102 36 50 218

Cu2-8 1,57 126 13 48 30 25 23 70 18 58 13 6 85 22 48 212

Cu2-15 1,57 156 8 76 34 32 27 55 12 62 8 7 65 22 43 211

Cu2-25 1,57 135 14 71 20 25 23 91 19 44 15 9 103 31 70 251

Cu2-1 1,56 121 15 92 38 8 20 138 24 27 18 9 137 63 53 196

Cu2-3 1,56 293 12 74 33 12 42 171 28 34 19 10 153 46 60 190

Cu2-18 1,56 158 12 94 39 22 30 85 11 50 19 9 94 22 62 209

Cu2-7 1,55 136 10 50 34 37 22 39 13 44 12 4 59 21 53 228

Cu2-23 1,55 134 13 66 46 21 25 70 17 33 16 9 84 31 49 367

Cu2-24 1,55 156 14 63 35 37 26 58 7 56 15 6 72 22 58 373

Cu2-14 1,54 119 9 63 39 21 22 44 11 36 14 9 51 27 42 197

Cu2-9 1,52 199 9 119 38 17 36 65 21 54 14 8 74 26 56 210

Cu2-27 1,52 246 12 113 21 21 43 76 21 74 16 7 82 25 56 213

Cu2-26 1,5 294 11 98 44 50 46 62 15 112 15 8 62 25 47 249

Cu14-1 1,49 197 11 147 38 14 36 176 23 41 13 11 142 67 98 160

Cu14-2 1,49 141 12 95 28 26 26 146 12 48 18 10 115 77 92 162

Cu14-4 1,49 184 14 93 62 98 33 102 15 65 18 13 105 109 165 205

Cu3-2 1,48 5 18 21 1 37 5 156 19 26 22 7 148 4 91 197

Cu4-10 1,47 20 18 18 78 33 1 138 16 47 18 9 159 30 119 204

Cu14-9 1,46 104 11 35 51 25 11 409 11 28 17 7 55 42 168 197

Cu14-12 1,39 100 13 60 68 21 17 193 17 40 17 2 84 59 171 296

Cu14-5 1,35 164 13 132 28 14 28 224 22 41 18 10 129 117 182 190

Cu14-6 1,3 157 14 208 40 13 32 254 14 22 17 11 94 172 154 220

Mittelwert 149 13 82 37 26 26 124 17 46 16 8 97 46 84 230

Std.Abw. 66 2 41 16 18 11 83 5 19 3 3 32 38 47 55

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

267

7) Lagerstätte Spergau

A) Korngrößenverteilung

Kaolin 1

Probe < 2 µm 2-6,3 µm 6,3-20 µm 20-63 µm > 63 µm

% % % % %

Sp1 6,88 1,06 0,56 1,77 89,73

Sp3 33,65 6,44 2,57 7,98 49,36

Sp4 26,95 4,19 1,03 2,21 65,62

Sp11 30,34 3,52 4,50 9,18 52,45

Sp5 21,21 0,56 0,38 1,49 76,36

Sp6 5,08 0,16 0,68 3,14 90,94

Sp9 32,74 2,22 1,00 3,15 60,89

Sp12 25,25 1,15 0,50 2,78 70,32

Sp10 36,34 6,52 2,39 4,56 50,19

Mittelwert 24,3 2,9 1,5 4 67,3

St.Abw. 11,4 2,4 1,4 2,8 16

Kaolin 2

Probe < 2 µm 2-6,3 µm 6,3-20 µm 20-63 µm > 63 µm

% % % % %

Sp2 44,77 18,01 18,50 8,69 10,03

Sp7 30,78 9,53 11,53 9,36 38,81

Mittelwert 37,8 13,77 15,02 9,02 24,4

St.Abw. 9,9 6 4,9 0,5 20,4

B) Chemische Zusammensetzung der Gesamtproben

Kaolin 1 Tiefe SiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf

m % % % % % % % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

Sp1 0,15 88,9 3,26 <0.06 0,14 <0.10 <0,20 <0.05 0,05 <0,05 <10 <50 b.d.l. <40 b.d.l. <20 b.d.l. <8 <6

Sp3 0,9 75,96 14,45 0,22 0,23 0,14 <0,20 0,07 0,19 <0,05 b.d.l. <50 b.d.l. 61 b.d.l. 21 b.d.l. 15 9

Sp4 1,3 80,09 12,01 0,11 0,21 <0.10 <0,20 <0.05 0,16 <0,05 b.d.l. <50 <10 <40 b.d.l. <20 b.d.l. <8 10

Sp11 1,3 82,67 10,55 0,18 0,18 <0.10 <0,20 <0.05 0,1 <0,05 b.d.l. <50 b.d.l. <40 b.d.l. <20 b.d.l. 10 <6

Sp5 1,8 83,14 8,33 0,08 0,2 <0.10 <0,20 b.d.l. 0,07 <0,05 b.d.l. <50 b.d.l. 43 b.d.l. <20 b.d.l. <8 <6

Sp6 2,1 >90.00 1,82 0,08 0,13 <0.10 <0,20 <0.05 0,09 <0,05 b.d.l. <50 b.d.l. <40 b.d.l. <20 b.d.l. <8 <6

Sp9 2,4 77,87 13,19 0,24 0,23 <0.10 <0,20 0,09 0,16 <0,05 b.d.l. <50 b.d.l. 46 b.d.l. <20 b.d.l. 15 <6

Sp12 2,5 82,15 9,18 0,11 0,18 <0.10 <0,20 <0.05 0,09 <0,05 b.d.l. <50 b.d.l. <40 b.d.l. <20 b.d.l. 9 <6

Sp10 2,6 74,57 14,73 0,27 0,25 0,11 <0,20 0,11 0,19 <0,05 <10 <50 b.d.l. 55 b.d.l. <20 b.d.l. 11 7

Mittelwert 80,7 9,7 0,2 0,2 0,1

St.Abw. 4,6 4,6 0,1 0,04 0,1

Kaolin 2

Sp2 0,3 60,86 25,51 0,53 0,36 0,18 <0,20 0,91 0,55 0,105 12 204 b.d.l. 166 <20 45 <20 21 <6

Sp7 2,3 72,14 16,72 0,49 0,32 <0.10 <0,20 0,91 0,65 0,075 <10 179 b.d.l. 158 b.d.l. 44 b.d.l. 23 8

Mittelwert 66,5 21,1 0,5 0,3 0,9 0,6 0,1 192 162 45 22

St.Abw. 8 6,2 0,03 0,03 0,00 0,07 0,02 18 6 1 1

Kaolin 1 Tiefe La Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc Sm Sr Th U V Y Zn Zr L.O.I

m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm %

Sp1 0,15 <40 b.d.l. <6 <15 <20 <20 <15 <30 <15 <6 15 b.d.l. <9 10 <10 b.d.l. 54 1,33

Sp3 0,9 <40 b.d.l. <6 30 <20 30 <15 <30 b.d.l. <6 43 <20 <9 12 11 b.d.l. 398 6,16

Sp4 1,3 b.d.l. <7 <6 15 <20 <20 b.d.l. <30 b.d.l. <6 16 <20 <9 16 <10 <20 456 5

Sp11 1,3 <40 b.d.l. <6 19 b.d.l. <20 <15 <30 b.d.l. <6 24 <20 <9 19 <10 <20 158 4,35

Sp5 1,8 b.d.l. b.d.l. <6 23 <20 <20 <15 <30 b.d.l. <6 15 <20 <9 17 <10 b.d.l. 169 3,46

Sp6 2,1 <40 b.d.l. <6 <15 b.d.l. b.d.l. <15 <30 <15 <6 13 <20 <9 13 <10 b.d.l. 140 0,75

Sp9 2,4 <40 b.d.l. <6 24 b.d.l. <20 <15 <30 <15 <6 43 <20 <9 19 <10 b.d.l. 211 5,47

Sp12 2,5 b.d.l. b.d.l. <6 17 <20 <20 <15 <30 <15 <6 13 <20 <9 19 <10 b.d.l. 223 3,82

Sp10 2,6 <40 <7 <6 24 <20 39 <15 <30 b.d.l. <6 49 <20 b.d.l. 18 <10 <20 318 6,47

Mittelwert 18,44 25,67 15,89 236,33 4,09

St.Abw. 7,84 14,96 3,41 129,94 2,00

Kaolin 2

Sp2 0,3 88 b.d.l. 9 61 b.d.l. 90 <15 40 <15 10 208 <20 <9 51 17 <20 226 9,64

Sp7 2,3 68 <7 9 60 <20 39 <15 43 <15 10 181 <20 <9 44 25 b.d.l. 395 7,01

Mittelwert 78 9 61 65 42 10 195 48 21 311 8,3

St.Abw. 14 1 36 2 19 5 6 120 1,9

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

268

C) Chemische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm

Tiefe SiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf La

Kaolin 1 m % % % % % % % % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

Sp1 0,15 43,23 35,62 0,38 0,28 0,25 1,38 0,22 0,15 1,596 14 87 b.d.l. 317 <20 34 21 42 <6 78

Sp3 0,9 44,82 36,64 0,54 0,44 0,33 0,29 0,12 0,19 0,353 10 98 b.d.l. 166 <20 28 b.d.l. 31 <6 70

Sp4 1,3 44,94 37,18 0,31 0,36 0,23 0,33 0,07 0,13 0,346 <10 <50 b.d.l. 80 b.d.l. 24 b.d.l. 31 <6 <40

Sp11 1,3 44,46 36,45 0,77 0,35 0,21 0,24 0,37 0,37 0,497 13 107 b.d.l. 165 <20 35 b.d.l. 33 <6 60

Sp5 1,8 44,78 37,28 0,36 0,37 0,22 0,3 <0,05 0,07 0,363 <10 <50 b.d.l. 59 b.d.l. 23 b.d.l. 30 <6 <40

Sp6 2,1 43,03 34,95 1,03 0,37 0,12 1,52 0,26 0,27 1,684 15 99 b.d.l. 131 <20 33 <20 31 <6 57

Sp9 2,4 44,6 36,48 0,61 0,44 0,16 0,35 0,12 0,16 0,378 <10 <50 b.d.l. 80 <20 24 b.d.l. 37 <6 <40

Sp12 2,5 44,33 36,93 0,46 0,33 <0,1 0,4 0,07 0,11 0,395 10 <50 b.d.l. 75 b.d.l. 33 b.d.l. 29 <6 <40

Sp10 2,6 44,78 36,93 0,51 0,39 0,25 0,28 0,1 0,13 0,327 32 79 b.d.l. 131 <20 27 b.d.l. 28 <6 <40

Mittelwert 44,3 36,5 0,6 0,4 0,2 0,6 0,2 0,2 0,7 13 70 134 29 32

St.Abw. 0,7 0,8 0,2 0,1 0,1 0,5 0,1 0,1 0,6 8 30 79 5 4

Kaolin 2

Sp2 0,3 43,01 34,6 0,68 0,49 0,31 0,34 1,23 0,83 0,505 36 308 b.d.l. 447 <20 54 <20 35 <6 220

Sp7 2,3 44,66 35,53 0,92 0,51 0,12 0,4 1,32 0,98 0,508 22 267 b.d.l. 274 <20 60 b.d.l. 44 <6 160

Mittelwert 43,8 35,1 0,8 0,5 0,2 0,4 1,3 0,9 0,5 29 288 361 57 40 190

St.Abw. 1,2 0,7 0,2 0,01 0,1 0,04 0,1 0,1 0,00 10 29 122 4 6 42

Tiefe Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc Sm Sr Th U V Y Zn Zr L.O.I SUM

Kaolin 1 m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

Sp1 0,15 b.d.l. b.d.l. 75 <20 135 <15 <30 <15 7 89 <20 <9 34 12 26 74 15,44 98,43

Sp3 0,9 b.d.l. b.d.l. 64 <20 106 <15 <30 <15 11 101 <20 <9 34 10 <20 58 15,73 99,3

Sp4 1,3 <7 <6 35 <20 55 <15 <30 <15 <6 41 <20 <9 31 <10 <20 51 15,39 99,12

Sp11 1,3 8 <6 67 <20 103 <15 <30 <15 11 190 <20 <9 32 <10 <20 68 15,39 98,97

Sp5 1,8 <7 <6 35 <20 72 <15 <30 <15 7 42 <20 <9 33 <10 <20 <50 15,5 99,11

Sp6 2,1 <7 <6 50 <20 77 <15 <30 <15 8 124 <20 <9 38 12 33 77 15,4 98,5

Sp9 2,4 <7 <6 26 <20 58 <15 <30 <15 <6 86 <20 <9 27 <10 <20 53 15,68 98,8

Sp12 2,5 <7 <6 41 <20 67 <15 <30 <15 8 53 <20 <9 34 <10 <20 60 15,22 98,17

Sp10 2,6 <7 b.d.l. 56 <20 120 <15 <30 b.d.l. 10 74 <20 <9 33 <10 <20 <50 15,62 99,17

Mittelwert 50 88 8 89 33 58 15,5

St.Abw. 17 29 3 47 3 13 0,2

Kaolin 2

Sp2 0,3 b.d.l. 7 142 <20 233 35 58 <15 20 393 23 <9 66 25 <20 130 16,36 98,3

Sp7 2,3 <7 14 95 <20 97 26 65 <15 15 373 <20 b.d.l. 70 25 <20 155 14,18 99,05

Mittelwert 11 119 165 31 62 18 383 68 25 143 15,3

St.Abw. 5 33 96 6 5 4 14 3 0,0 18 1,5

D) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben

Berechnet (XRF) Gemessen (XRD)

Tiefe Kaolinit Illit/Muskovit Quarz Anatas Quarz Kaolinit Illit/Muskovit

Kaolin 1 m % % % % % % %

Sp1 0,15 8,0 <3 91,0 - 94,5 5,5 <3

Sp3 0,9 36,5 <3 58,5 0,5 71,5 28,5 <3

Sp4 1,3 30,5 <3 66,5 0,5 74,5 25,5 <3

Sp11 1,3 26,5 <3 70,5 0,5 83,5 16,5 <3

Sp5 1,8 21,0 <3 77,0 0,5 83,5 16,5 <3

Sp6 2,1 4,5 <3 95,0 0,5 97,0 3,0 <3

Sp9 2,4 33,0 <3 64,0 0,5 89,0 11,0 <3

Sp12 2,5 23 <3 75 0,5 86,0 14,0 <3

Sp10 2,6 36,5 <3 61,0 0,5 62,0 38,0 <3

Mittelwert 22,4 <3 75,4 0,5 84,1 15,9 <3

St.Abw. 12,7 - 13,9 - 11,9 11,9 -

Kaolin 2

Sp2 0,3 56,5 10,5 32,5 0,5 60,0 29,5 10,5

Sp7 2,3 35,5 11,0 53,0 0,5 37,0 46,0 17,0

Mittelwert 46,0 10,8 42,8 0,5 48,5 37,8 13,8

St.Abw. 14,9 0,4 14,5 16,3 11,7 4,6

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

269

E) Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm

Berechnet (XRF) Gemessen (XRD)

Tiefe Kaolinit Illit Quarz Anatas Pyrit - Goethit Rest (u.a. Corg) Kaolinit Illit

Kaolin 1 m % % % % % % % %

Sp1 0,15 91,5 3,0 1,5 0,5 0,5 3,0 98 <3

Sp3 0,9 92,5 1,5 1,0 0,5 0,5 4,0 98 <3

Sp4 1,3 94,5 1,0 0,5 0,5 0,5 3,0 100 <3

Sp11 1,3 91,0 4,0 1,0 0,5 1,0 2,5 94 6

Sp5 1,8 95,0 0,5 0,5 0,5 0,5 3,0 100 <3

Sp6 2,1 87,0 3,0 1,5 0,5 1,5 6,5 96 4

Sp9 2,4 92,0 1,5 1,0 0,5 1,0 4,0 98 <3

Sp12 2,5 96,0 1,0 1,0 0,5 0,5 1,0 99 <3

Sp10 2,6 94,0 1,0 1,0 0,5 1,0 2,5 98 <3

Mittelwert 92,6 2,0 1,0 0,5 ca. 1,0 3,0 97,8 2,2

St.Abw. 2,6 1,2 0,37 1,8 2 -

Kaolin 2

Sp2 0,3 78,0 14,0 0,5 1,0 0,5 6,0 81 19

Sp7 2,3 79,5 15,0 1,0 1,0 0,5 3,0 76 24

Mittelwert 78,8 14,5 0,8 1,0 0,5 4,5 78,4 21,6

St.Abw. 1,1 0,7 0,4 - - 2,12 3,8 3,8

F) Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits

der Fraktion <2 µm

Kaolin 1

Probe Halbwertsbreite Aufweitung mit DMSO

°2Theta %

Sp 3 0,51 81,1

Sp 4 0,43 94,8

Sp 11 0,42 95,1

Sp 5 0,40 94,3

Sp 9 0,54 94,5

Sp 12 0,43 94,6

Sp 10 0,43 100,0

Mittelwert 0,45 93,5

St.Abw. 0,05 5,8

Kaolin2

Probe

Sp 2 0,44 97,0

Sp 7 0,42 97,7

Mittelwert 0,43 97,4

St.Abw. 0,02 0,5

G) Trockenrohdichte

Tiefe Trockenrohdichte

Kaolin 1 m g/cm3

Sp 11 1,3 1,77

Sp12 2,5 1,74

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

270

8) Lagerstätte Roßbach

A) Korngrößenverteilung

Tiefe <2 µm 2-6,3 µm 6,3-20 µm 20-63 µm > 63 µm

Ton

(verwittert)

m % % % % %

Ro 1 0,15 60,67 22,86 13,94 2,20 0,34

Ro 2 0,65 58,19 22,99 15,38 3,01 0,42

Ton 1 + Ton 3

Ro 3 1,10 54,79 20,32 17,17 6,85 0,87

Ro 4 1,60 37,13 14,21 22,32 22,17 4,16

Ro 7 2,00 32,27 13,53 23,73 26,64 3,84

Ro 5 2,10 33,58 13,11 14,20 20,56 18,56

Ro 6 2,50 32,14 14,72 16,32 21,21 15,61

Ro 12 3,60 43,15 8,31 15,83 25,73 6,99

Ro 13 4,00 51,02 16,87 22,15 9,06 0,90

Ro 14 4,50 72,04 12,88 8,54 5,15 1,38

Ro 15 5,10 43,52 8,78 14,96 21,36 11,38

Ro 16 5,50 38,53 9,12 14,18 26,09 12,07

Ro 17 6,00 51,67 11,62 15,35 17,52 3,84

Ro 18 6,30 43,92 11,01 18,59 22,66 3,83

Ro 20 7,20 56,70 17,68 11,44 9,10 5,08

Ro 21 7,70 39,53 13,35 17,18 18,40 11,55

Ro 22 5,10 43,36 14,32 21,16 18,15 3,00

Ro 24 6,00 46,79 15,11 22,00 14,50 1,60

Ro 25 6,30 38,41 21,44 27,31 12,12 0,72

Ro 26 6,50 51,44 18,29 23,01 7,06 0,20

Ro 28 38,39 18,18 28,52 14,16 0,76

Ro 29 53,33 3,77 30,94 11,70 0,26

Mittelwert 45,1 13,8 19,2 16,5 5,3

Std.Abw. 9,9 4,4 5,8 6,9 5,5

Kohleton + Ton 2

Ro 8a 2,80 74,38 19,27 5,13 1,07 0,14

Ro 8b 2,90 82,81 12,84 3,09 0,94 0,32

Ro 9 3,05 84,76 10,09 2,74 1,85 0,56

Ro 10 3,20 80,26 9,36 4,02 2,84 3,52

Mittelwert 80,6 12,9 3,8 1,7 1,1

Std.Abw. 4,5 4,5 1,1 0,9 1,6

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

271

B) Chemische Zusammensetzung der Gesamtproben

Tiefe SiO2 Al2O3 Fe2O3 MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf La

Tone (verw.) m % % % % % % % % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

Ro1 0,15 61,64 22,88 0,9 0,57 0,28 b.d.l. 1,83 1,09 <0,05 17 389 b.d.l. 79 b.d.l. 75 23 27 <6 50

Ro2 0,65 61,18 21,69 0,85 0,58 0,26 b.d.l. 2 1,1 <0,05 18 416 b.d.l. 96 <20 80 21 32 7 54

Ton 1 + Ton 3

Ro3 1,10 64,67 21,13 0,88 0,59 0,24 b.d.l. 2 1,07 <0,05 23 358 9 103 b.d.l. 69 <20 32 7 65

Ro4 1,60 72,61 15,78 0,74 0,43 0,19 b.d.l. 1,65 1,04 <0,05 16 298 b.d.l. 99 b.d.l. 65 <20 19 10 56

Ro7 2,00 74,55 14,52 0,66 0,54 0,18 <0.02 1,48 1,03 <0,05 <10 228 b.d.l. 92 b.d.l. 92 65 20 9 53

Ro5 2,10 75,56 13,45 0,61 0,36 0,17 b.d.l. 1,33 0,95 <0,05 16 282 b.d.l. 89 <20 61 <20 18 13 40

Ro6 2,50 74,29 14,57 0,68 0,46 0,18 b.d.l. 1,54 0,99 <0,05 13 277 11 82 <20 63 <20 18 12 <40

Ro12 3,60 73,84 14,43 0,68 0,21 0,19 0,22 1,02 1,24 <0,05 21 271 b.d.l. 72 <20 62 <20 27 11 53

Ro13 4,00 68,5 18,67 0,83 0,49 0,21 <0.02 1,73 1,21 <0,05 15 341 b.d.l. 76 b.d.l. 76 <20 27 8 51

Ro14 4,50 59,91 24,55 1 0,58 0,3 b.d.l. 1,98 1,03 <0,05 15 341 b.d.l. 93 <20 75 <20 34 7 55

Ro15 5,10 72,73 16,02 0,66 0,39 0,15 b.d.l. 1,24 1,11 <0,05 14 279 b.d.l. 64 b.d.l. 71 <20 20 12 <40

Ro16 5,50 74,51 14,07 0,63 0,38 0,18 b.d.l. 1,29 1,02 <0,05 13 272 b.d.l. 80 <20 61 <20 21 13 <40

Ro17 6,00 70,13 17,6 0,77 0,43 0,21 b.d.l. 1,55 1,11 <0,05 17 324 b.d.l. 93 b.d.l. 75 <20 29 10 <40

Ro18 6,30 73,23 15,17 0,72 0,39 0,19 <0.02 1,36 1,11 <0,05 13 291 b.d.l. 53 <20 72 <20 19 10 <40

Ro20 7,20 67,98 19,46 0,77 0,49 0,22 0,25 1,49 0,99 <0,05 19 325 b.d.l. 89 b.d.l. 61 <20 28 8 57

Ro21 7,70 74,13 14,98 0,62 0,42 0,18 b.d.l. 1,13 0,96 <0,05 20 250 b.d.l. 107 b.d.l. 54 <20 21 9 60

Ro22 5,10 72,37 15,57 0,65 0,39 0,17 b.d.l. 1,23 1,15 <0,05 23 300 b.d.l. 91 b.d.l. 53 <20 24 9 50

Ro23 5,50 74,78 12,32 0,57 0,38 0,16 b.d.l. 1,15 1,02 <0,05 14 262 b.d.l. 87 b.d.l. 56 <20 22 11 41

Ro24 6,00 69,59 16,79 0,75 0,46 0,21 b.d.l. 1,46 1,12 <0,05 19 309 b.d.l. 106 <20 63 <20 25 9 <40

Ro25 6,30 75,68 13,26 0,61 0,48 0,17 <0.02 1,25 1,08 <0,05 12 202 b.d.l. 98 b.d.l. 98 55 21 9 40

Ro26 6,50 68,76 18,43 0,95 0,51 0,22 b.d.l. 1,63 1,19 <0,05 21 336 b.d.l. 100 <20 62 <20 26 8 64

Ro27 7,00 68,44 17,61 0,79 0,48 0,21 b.d.l. 1,6 1,23 <0,05 23 349 b.d.l. 108 <20 58 <20 30 8 65

Ro28 15,49 0,69 0,46 0,18 b.d.l. 1,46 1,16 <0,05 19 315 b.d.l. 96 b.d.l. 67 <20 25 9 58

Ro29 17,84 0,76 0,47 0,21 b.d.l. 1,53 1,25 <0,05 20 311 b.d.l. 122 <20 72 <20 25 8 51

Mittelwert 71,3 16,4 0,7 0,5 0,2 1,5 1,1 17 296 91 68 24 10 54

Std.Abw. 3,9 2,8 0,1 0,1 0,03 0,3 0,3 4 40 27 21 5 2 8

Kohleton und Ton 2

Ro8a 2,80 55,57 26,26 1,17 0,78 0,3 b.d.l. 2,5 0,98 <0,05 19 412 b.d.l. 102 b.d.l. 70 <20 36 13 69

Ro8b 2,90 54,83 27,53 1,02 0,73 0,38 <0.02 2,24 1,1 <0,05 18 439 b.d.l. 118 <20 71 <20 44 6 66

Ro9 3,05 53,54 27,09 1,04 0,8 0,51 b.d.l. 2,33 1,01 <0,05 16 446 b.d.l. 99 <20 81 <20 50 6 63

Ro10 3,20 50,5 22,01 0,77 0,65 0,78 b.d.l. 1,55 1,24 <0,05 14 368 b.d.l. 127 <20 132 <20 35 7 69

Mittelwert 53,6 25,7 1 0,7 0,5 2,2 1,1 17 416 112 89 41 8 67

Std.Abw. 2,2 2,5 0,2 0,1 0,2 0,4 0,1 2 35 13 29 7 3 3

Tiefe Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc Sm Sr Th U V Y Zn Zr L.O.I. Sum

Tone (verwittert) m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

Ro1 0,15 <7 26 35 <20 <20 <15 107 <15 7 101 <20 <9 83 27 <20 196 8,31 97,39

Ro2 0,65 b.d.l 24 37 <20 28 <15 114 <15 7 100 <20 <9 100 29 <20 199 7,9 95,55

Ton 1 + Ton 3

Ro3 1,10 b.d.l. 25 40 <20 <20 <15 119 <15 7 94 28 9 93 30 <20 231 7,47 97,97

Ro4 1,60 b.d.l 27 43 <20 <20 <15 94 <15 9 81 <20 <9 81 34 25 375 5,5 98,02

Ro7 2,00 b.d.l. 25 36 <20 <20 <15 86 <15 7 53 <20 <9 67 32 21 384 5,24 98,22

Ro5 2,10 b.d.l 23 38 <20 <20 <15 78 <15 8 75 <20 <9 63 36 32 524 4,8 97,22

Ro6 2,50 b.d.l. 25 40 <20 <20 <15 83 <15 8 77 <20 <9 64 35 <20 470 5,2 94,39

Ro12 3,60 b.d.l 30 30 <20 <20 <15 53 <15 <6 83 <20 <9 64 35 <20 474 5,47 97,22

Ro13 4,00 <7 29 30 <20 21 <15 94 <15 6 93 <20 <9 81 34 <20 298 6,57 98,5

Ro14 4,50 <7 25 42 <20 30 <15 118 <15 8 110 <20 <9 101 30 <20 234 8,94 98,51

Ro15 5,10 b.d.l 28 28 <20 <20 <15 70 <15 <6 80 <20 <9 70 32 <20 483 5,76 98,03

Ro16 5,50 b.d.l 24 36 <20 <20 <15 71 <15 7 73 <20 <9 73 35 <20 527 5,05 97,12

Ro17 6,00 b.d.l 27 33 <20 <20 <15 88 <15 <6 89 <20 <9 75 31 <20 382 6,25 98,06

Ro18 6,30 <7 28 25 <20 <20 <15 78 <15 <6 82 <20 <9 81 33 <20 415 5,49 97,76

Ro20 7,20 <7 26 27 <20 <20 <15 94 <15 <6 92 <20 <9 66 29 <20 297 6,3 97,99

Ro21 7,70 b.d.l 25 37 <20 <20 <15 72 <15 6 81 <20 <9 72 32 <20 393 5,38 97,7

Ro22 5,10 b.d.l 29 33 <20 <20 <15 73 <15 6 91 <20 <9 59 38 <20 361 5,71 97,3

Ro23 5,50 <7 30 32 <20 <20 <15 72 <15 <6 77 <20 <9 54 36 <20 444 4,52 94,77

Ro24 6,00 b.d.l 26 37 <20 <20 <15 90 <15 7 93 <20 <9 75 34 <20 320 6,38 96,75

Ro25 6,30 <7 29 42 <20 <20 <15 76 <15 8 61 <20 <9 49 35 <20 416 4,81 97,32

Ro26 6,50 b.d.l 32 44 <20 20 <15 103 <15 9 104 <20 <9 80 33 <20 280 6,08 97,95

Ro27 7,00 b.d.l 31 38 <20 <20 <15 100 <15 6 104 <20 10 78 35 <20 285 6,57 96,94

Ro28 <7 29 34 <20 <20 <15 89 <15 6 89 <20 <9 72 33 <20 330 5,59 97,31

Ro29 b.d.l 30 43 <20 25 <15 89 <15 8 100 <20 <9 79 39 <20 298 6,29 98,52

Mittelwert 27 36 86 7 86 73 34 374 5,9

Std.Abw. 2 6 16 1 14 12 3 89 1

Kohleton und Ton 2

Ro8a 2,80 <7 23 38 <20 23 <15 157 <15 7 113 <20 <9 99 29 <20 163 9,55 97,17

Ro8b 2,90 <7 26 45 <20 30 <15 124 <15 8 134 <20 <9 103 36 <20 192 10,51 98,36

Ro9 3,05 <7 24 43 <20 32 <15 135 <15 8 132 25 9 125 38 35 204 13,2 99,66

Ro10 3,20 b.d.l 27 46 <20 29 <15 73 <15 9 147 <20 <9 181 53 <20 268 20,48 98,14

Mittelwert 25 43 29 122 8 132 127 39 207 13

Std.Abw. 2 4 4 36 1 14 38 10 44 5

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

272

C) Chemische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm

Tiefe SiO2 Al2O3 Fe2O3 MnO MgO CaO Na2O K2O TiO2 P2O5 As Ba Bi Ce Co Cr Cu Ga Hf

Tone

(verw.)

m % % % % % % % % % % ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm

Ro1 0,15 47,94 30,1 1,17 b.d.l. 0,79 0,44 0,49 2,37 0,87 0,462 <10 335 b.d.l. 91 <20 82 b.d.l. 41 <6

Ro2 0,65 49,05 30,72 1,18 b.d.l. 0,84 0,41 0,39 2,61 0,84 0,323 <10 355 b.d.l. 80 <20 97 b.d.l. 41 <6

Ton 1 + Ton 3

Ro3 1,10 49,3 29,99 1,24 b.d.l. 0,91 0,44 0,52 2,74 0,89 0,475 18 351 b.d.l. 118 <20 92 b.d.l. 41 <6

Ro4 1,60 50,83 29,02 1,25 b.d.l. 0,92 0,39 0,58 2,79 0,79 0,577 <10 308 b.d.l. 134 b.d.l. 96 b.d.l. 45 <6

Ro7 2,00 48,84 30,8 1,29 b.d.l. 0,98 0,4 0,5 2,56 0,87 0,457 14 313 b.d.l. 152 <20 90 b.d.l. 51 <6

Ro5 2,10 48,24 29,87 1,24 b.d.l. 0,93 0,42 0,58 2,79 0,77 0,621 11 326 b.d.l. 144 <20 87 b.d.l. 43 <6

Ro6 2,50 49,94 28,32 1,28 b.d.l. 0,87 0,46 0,73 2,82 0,95 0,758 13 346 b.d.l. 158 <20 85 b.d.l. 45 <6

Ro12 3,60 45,85 31,19 1,18 b.d.l. 0,7 0,42 0,54 2,14 0,96 0,531 <10 312 b.d.l. 98 b.d.l. 96 b.d.l. 52 <6

Ro13 4,00 49,64 30,18 1,27 b.d.l. 0,84 0,39 0,45 2,54 0,89 0,42 <10 334 b.d.l. 113 <20 105 b.d.l. 42 <6

Ro14 4,50 48,64 31,11 1,2 b.d.l. 0,81 0,45 0,44 2,44 0,85 0,453 <10 329 b.d.l. 123 b.d.l. 89 b.d.l. 48 <6

Ro15 5,10 47,72 32,19 1,26 b.d.l. 0,77 0,31 0,6 2,13 0,81 0,645 <10 291 b.d.l. 93 <20 91 b.d.l. 45 <6

Ro16 5,50 46,57 31,25 1,34 b.d.l. 0,89 0,43 0,95 2,6 0,74 1,005 <10 297 b.d.l. 114 <20 97 b.d.l. 46 <6

Ro17 6,00 48,47 30,94 1,3 b.d.l. 0,76 0,4 0,52 2,4 0,92 0,525 10 349 b.d.l. 119 <20 96 b.d.l. 48 <6

Ro18 6,30 48,48 29,98 1,4 b.d.l. 0,81 0,4 0,59 2,52 0,84 0,495 10 378 b.d.l. 114 <20 84 b.d.l. 47 <6

Ro20 7,20 49,47 30,43 1,15 b.d.l. 0,86 0,38 0,67 2,25 0,89 0,471 16 317 b.d.l. 132 <20 82 b.d.l. 50 <6

Ro21 7,70 48,25 32,17 1,18 b.d.l. 0,85 0,41 0,5 2,25 0,79 0,515 <10 388 b.d.l. 161 90 41

Ro22 5,10 49,38 31,45 1,16 b.d.l. 0,78 0,38 0,48 2,26 0,93 0,483 <10 418 b.d.l. 139 <20 72 b.d.l. 50 <6

Ro23 5,50 50,23 30,56 1,24 b.d.l. 0,91 0,41 0,6 2,44 0,87 0,601 <10 361 b.d.l. 156 <20 84 b.d.l. 45 <6

Ro24 6,00 48,07 31,39 1,25 b.d.l. 0,89 0,42 0,5 2,51 0,84 0,514 <10 387 b.d.l. 163 <20 82 b.d.l. 47 <6

Ro25 6,30 46,87 31,17 1,28 b.d.l. 1,03 0,39 0,39 3 0,69 0,361 <10 323 b.d.l. 139 <20 96 b.d.l. 44 <6

Ro26 6,50 49,41 31,03 1,32 b.d.l. 0,91 0,43 0,43 2,66 0,93 0,413 12 414 b.d.l. 188 <20 87 b.d.l. 49 <6

Ro27 7,00 50,48 30,16 1,28 b.d.l. 0,93 0,42 0,55 2,54 1,09 0,544 13 398 b.d.l. 190 <20 82 b.d.l. 49 <6

Ro28 49,29 31,1 1,25 b.d.l. 0,9 0,41 0,33 2,57 0,9 0,309 11 386 b.d.l. 139 <20 87 b.d.l. 47 <6

Ro29 50,41 30,99 1,25 b.d.l. 0,87 0,43 0,42 2,43 1,1 0,391 14 393 b.d.l. 163 <20 84 b.d.l. 55 <6

Mittelwert 48,9 30,7 1,3 0,9 0,4 0,5 2,5 0,9 0,5 351 139 89 47

Std.Abw. 1,3 0,9 0,1 0,1 0,03 0,1 0,2 0,1 0,2 39 26 7 4

Kohleton und Ton 2

Ro8a 2,80 48,38 30,44 1,29 b.d.l. 0,97 0,42 0,39 2,89 0,82 0,339 <10 366 b.d.l. 124 b.d.l. 80 b.d.l. 47 <6

Ro8b 2,90 49,58 29,61 1,05 b.d.l. 0,8 0,41 0,37 2,43 1,09 0,338 15 406 b.d.l. 129 <20 83 b.d.l. 51 <6

Ro9 3,05 43,34 26,47 0,97 b.d.l. 0,86 0,63 0,29 2,32 0,91 0,271 <10 375 b.d.l. 208 b.d.l. 91 b.d.l. 53 <6

Ro10 3,20 44,07 24,89 0,76 b.d.l. 0,85 0,92 0,48 1,84 1,13 0,463 <10 358 b.d.l. 281 b.d.l. 144 b.d.l. 35 <6

Mittelwert 46,3 27,9 1 0,9 0,6 0,4 2,4 1 0,4 376 186 100 47

Std.Abw. 3,1 2,6 0,2 0,1 0,2 0,1 0,4 0,2 0,1 21 74 30 8

Tiefe La Mo Nb Nd Ni Pb Pr Rb Sc Sm Sr Th U V Y Zn Zr L.O.I SUM

Tone (verw.) m ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm ppm % %

Ro1 0,15 56 <7 20 33 <20 29 <15 136 19 <6 88 <20 <9 104 24 55 145 12,23 96,76

Ro2 0,65 47 <7 19 32 <20 30 <15 148 25 <6 83 <20 <9 116 22 28 141 11,75 97,98

Ton 1 + Ton 3

Ro3 1,10 58 <7 19 41 <20 30 <15 163 <15 7 90 <20 <9 121 26 73 164 11,41 97,85

Ro4 1,60 46 <7 17 49 <20 27 <15 169 17 8 77 <20 <9 126 24 61 169 11,6 98,64

Ro7 2,00 71 <7 19 51 <20 28 <15 173 <15 8 108 <20 <9 103 25 25 174 12 98,59

Ro5 2,10 77 <7 18 59 <20 30 <15 170 15 10 88 23 <9 113 30 61 174 11,54 96,93

Ro6 2,50 65 <7 19 62 <20 39 <15 173 22 11 96 <20 <9 104 31 51 211 11,29 97,33

Ro12 3,60 <40 b.d.l. 20 35 <20 20 <15 115 16 6 87 <20 <9 116 25 21 159 12,52 95,91

Ro13 4,00 59 b.d.l. 19 40 <20 21 <15 144 19 7 82 <20 <9 119 22 25 153 11,42 97,91

Ro14 4,50 56 b.d.l. 17 41 <20 25 <15 146 <15 6 92 <20 <9 106 23 21 144 11,87 98,14

Ro15 5,10 54 b.d.l. 17 41 <20 22 <15 117 <15 7 74 22 <9 129 19 28 152 12,3 98,59

Ro16 5,50 44 <7 15 44 <20 22 <15 156 20 8 82 <20 <9 134 20 28 146 11,9 97,58

Ro17 6,00 63 b.d.l. 19 35 <20 31 <15 142 <15 <6 95 <20 <9 129 25 28 162 11,94 98,09

Ro18 6,30 62 <7 19 38 53 21 <15 146 <15 <6 89 <20 <9 131 22 27 168 12,07 97,56

Ro20 7,20 71 <7 21 41 20 39 <15 137 <15 6 88 <20 <9 109 25 23 161 11,73 98,23

Ro21 7,70 89 b.d.l. 17 48 29 138 6 124 <9 97 24 23 149 12,49 99,3

Ro22 5,10 82 b.d.l. 22 42 <20 <20 <15 142 <15 6 133 <20 <9 89 26 34 164 12,32 99,51

Ro23 5,50 71 b.d.l. 19 58 <20 <20 <15 150 <15 10 124 <20 <9 102 25 22 171 11,92 99,67

Ro24 6,00 72 b.d.l. 18 53 <20 26 <15 160 <15 8 134 <20 <9 108 23 26 158 12,21 98,49

Ro25 6,30 81 <7 16 51 <20 40 <15 188 17 9 93 <20 <9 125 24 55 147 12,35 97,44

Ro26 6,50 72 <7 20 58 <20 28 <15 164 <15 8 137 <20 <9 107 25 22 161 11,93 99,36

Ro27 7,00 83 <7 23 61 <20 28 <15 160 <15 9 149 <20 <9 110 28 24 180 11,99 99,88

Ro28 60 <7 21 44 <20 28 <15 164 <15 7 131 <20 <9 99 21 26 163 12,19 99,13

Ro29 101 <7 25 50 <20 30 <15 155 <15 7 146 <20 <9 102 27 32 186 12,15 100,32

Mittelwert 68 19 47 28 153 8 105 113 25 33 164 12

Std.Abw. 14 2 8 6 18 2 24 13 3 16 15 0,5

Kohleton und Ton 2

Ro8a 2,80 48 b.d.l. 17 43 <20 29 <15 170 <15 7 87 <20 <9 92 25 37 135 11,87 97,71

Ro8b 2,90 81 b.d.l. 23 47 <20 30 <15 137 15 8 114 21 <9 94 33 <20 178 12,33 97,89

Ro9 3,05 61 <7 17 55 <20 34 <15 135 <15 7 105 <20 <9 116 34 34 169 15,24 91,18

Ro10 3,20 70 <7 18 66 <20 27 <15 94 29 7 133 <20 <9 203 47 <20 225 21,79 97,18

Mittelwert 65 19 53 30 134 7 110 126 35 177 15,3

Std.Abw. 14 3 10 3 31 1 19 52 9 37 4,6

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

273

D) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben (XRF)

Berechnet (XRF)

Kaolinit

Illit/Smektit-

Mixed-Layer Illit/Muskovit Quarz Anatas Fe-Minerale Rest (u.a. Corg)

Tone (verwittert) % % % % % % %

Ro1 42,0 <5 17,0 34,0 1 0,5 1,5

Ro2 39,0 <5 18,0 35,0 1 0,5 2,5

Ton 1 + Ton 3

Ro3 35,5 <5 18,0 38,5 1 0,5 2,5

Ro4 25,5 <5 15,0 53,0 1 0,5 1

Ro7 23,5 <5 13,0 56,0 1 0,5 2

Ro5 24,5 <5 12,0 58,0 1 0,5 0

Ro6 24,0 <5 14,0 55,5 1 0,5 1

Ro12 29,0 <5 8,5 56,5 1 0,5 0,5

Ro13 32,5 <5 16,0 44,5 1 0,5 1,5

Ro14 45,0 <5 19,0 29,0 1 0,5 1,5

Ro15 30,5 <5 11,0 52,5 1 0,5 0,5

Ro16 26,0 <5 11,0 56,5 1 0,5 1

Ro17 31,5 <5 14,0 48,0 1 0,5 1

Ro18 27,5 <5 12,0 54,0 1 0,5 1

Ro20 37,5 <5 13,0 43,0 1 0,5 1

Ro21 29,0 <5 10,0 55,5 1 0,5 0

Ro22 30,0 <5 10,0 53,5 1 0,5 1

Ro23 27,0 <5 10,0 58,0 1 0,5 0

Ro24 32,0 <5 13,0 48,5 1 0,5 1

Ro25 33,0 <5 15,0 45,5 1 0,5 1

Ro26 30,0 <5 17,0 46,0 1 0,5 1,5

Ro27 24,0 <5 11,0 59,0 1 0,5 0,5

Ro28 27,5 <5 13,0 53,0 1 0,5 1

Ro29 31,5 <5 14,0 48,0 1 0,5 1

Mittelwert 29,8 <5 13,2 50,5 1,0 0,5 <2

Std.Abw. 5,1 2,7 7,4

Kohleton und Ton 2

Ro8a 46,5 <5 24,0 21,5 1 0,5 2,5

Ro8b 49,5 <5 21,0 20,5 1 0,5 3,5

Ro9 47,0 <5 23,0 19,0 1 0,5 5,5

Ro10 41,0 <5 15,0 24,0 1 0,5 18,5

Mittelwert 46,0 <5 20,8 21,3 1,0 0,5 7,5

Std.Abw. 3,6 4,0 2,1 7,4

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

274

E) Mineralogische Zusammensetzung der Gesamtproben (XRD)

Gemessen (XRD)

Kaolinit Illit/Smektit-Mixed-Layer Illit Quarz

Tone (verwittert) % % % %

Ro1 44,6 4,0 15,2 36

Ro2 40,2 3,4 20,3 36

Ton 1 + Ton 3

Ro3 37,7 5,5 18,9 37,9

Ro4 24,4 3,6 21,4 50,6

Ro7 22,9 1,8 18,2 57,2

Ro5 22,5 4,0 18,3 55,3

Ro6 28,8 2,9 16,2 52,1

Ro12 26,2 2,2 10,5 61,1

Ro13 31,7 2,6 17,4 48,4

Ro14 55,1 1,9 13,7 29,3

Ro16 24,6 2,2 15,2 58,0

Ro17 34,6 3,3 13,1 49,0

Ro18 28,0 1,7 14,1 56,2

Ro20 38,5 2,6 15,8 43,2

Ro21 27,3 2,5 13,4 56,8

Ro22 28,2 2,0 9,7 60,1

Ro23 20,3 3,4 13,3 62,9

Ro24 28,5 3,4 18,9 49,3

Ro25 32,2 3,7 13,4 50,6

Ro26 31,7 3,1 14,7 50,5

Ro27 21,7 2,1 12,9 63,3

Ro28 22,8 3,6 19,3 54,4

Ro29 30,3 3,9 16,4 49,4

Mittelwert 29,4 3,0 15,5 52,2

Std.Abw. 7,8 0,9 3 8,2

Kohleton und Ton 2

Ro8a 50,6 4,4 21,5 23,4

Ro8b 56,0 6,3 15,5 22,2

Ro9 55,4 7,6 17,5 19,5

Ro10 43,6 7,1 18,9 30,3

Mittelwert 51,4 6,4 18,4 23,9

Std.Abw. 5,7 1,4 2,5 4,6

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

275

F) Mineralogische Zusammensetzung der Korngrößenfraktion <2 µm

Gemessen (XRD) Berechnet (XRF)

Kaolinit Illit/Smektit-Mixed-Layer Illit Smektit Quarz + Rest Anatas Fe-Minerale

Tone (verwittert) % % % % % % %

Ro1 69,0 5,8 25,2 - <5 1 1

Ro2 63,5 4,4 32,1 - <5 1 1

Ton 1 + Ton 3

Ro3 62,6 2,0 35,4 <5 1 1 -

Ro4 61,5 1,1 37,4 <5 1 1 -

Ro7 56,0 4,4 39,6 <5 1 1 -

Ro5 62,9 5,2 31,9 <5 1 1 -

Ro6 56,4 3,9 39,7 <5 1 1 -

Ro12 78,7 3,4 17,8 <5 1 1 -

Ro13 65,8 7,1 27,1 <5 1 1 -

Ro14 69,8 6,3 23,9 <5 1 1 -

Ro15 75,2 4,2 20,6 <5 1 1 -

Ro16 65,0 5,7 29,2 <5 1 1 -

Ro17 70,0 7,7 22,3 <5 1 1 -

Ro18 67,9 9,7 22,4 - <5 1 1

Ro20 75,7 0,7 23,6 - <5 1 1

Ro21 75,5 2,5 22,0 - <5 1 1

Ro22 82,2 2,7 15,1 <5 1 1 -

Ro23 66,8 5,5 27,7 <5 1 1 -

Ro24 65,0 6,0 29,0 <5 1 1 -

Ro25 65,5 6,0 28,5 <5 1 1 -

Ro26 72,0 2,1 25,9 <5 1 1 -

Ro27 70,9 4,8 24,3 <5 1 1 -

Ro28 64,3 4,3 31,4 <5 1 1 -

Ro29 67,8 6,5 25,8 <5 1 1 -

Mittelwert 68,1 4,6 27,3 <5 1,0 1,0 1,0

Std.Abw. 6,7 2,2 6,6 - - - -

Kohleton und Ton 2

Ro8b 68,8 9,9 21,3 - <5 1 1

Ro9 64,8 5,7 27,5 1,9 <5 1 1

Ro10 70,0 3,6 19,8 6,7 <5 1 1

Mittelwert 67,9 6,4 22,9 4,3 <5 1,0 1,0

Std.Abw. 2,7 3,2 4,1 3,4 - - -

Tonminerale sind auf 100% berechnet (Quarz und Oxide nach Berechnung aus der chemi-

schen Analyse abgeschätzt)

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

276

G) Kristallinität und Einlagerungsfehlordnung des Kaolinits

der Fraktion <2 µm

Tiefe Halbwertsbreite Aufweitung mit DMSO

Ton (verwittert) m °2Theta %

Ro 1 0,15 0,477 83,1

Ro 2 0,65 0,483 68,6

Ton 1 + Ton 3

Ro 3 1,10 0,479 75,1

Ro 7 2,00 0,501 87,5

Ro 5 2,10 0,484 75,8

Ro 6 2,50 0,470 73,1

Ro 13 4,00 0,488 81,1

Ro 14 4,50 0,490 76,6

Ro 15 5,10 0,501 80,1

Ro 16 5,50 0,463 73,7

Ro 17 6,00 0,460 73,6

Ro 18 6,30 0,508 84,5

Ro 20 7,20 0,465 82,3

Ro 21 7,70 0,484 65,0

Ro 22 5,10 0,500

Ro 24 6,00 0,491

Ro 25 6,30 0,459 85,5

Ro 26 6,50 0,464 77,8

Ro 28 0,483 78,1

Ro 29 0,469 72,0

Mittelwert 0,48 77,6

Std.Abw. 0,02 5,8

Kohleton + Ton 2

Ro 8a 2,80 0,489 82,8

Ro 9 3,05 0,462 80,3

Ro 10 3,20 0,470 -

Mittelwert 0,47 81,5

Std.Abw. 0,01 1,8

H) Trockenrohdichte

Ton 1 + Ton 3 Tiefe Trockenrohdichte

m g/cm³

Ro 7 2,0 1,83

Ro 27 7,0 1,82

Bedingungen, Prozesse und Stoffdynamik der Bildung tertiärer kaolinitischer Tonlagerstätten

277

9) An- und Abreicherungskoeffizienten der chemischen Elemente

A) An- und Abreicherungsverhalten der chemischen Elemente in den Gesamtproben der

Tone, normiert auf ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau Kaolin Cunnersdorf Gesamt Kaolin Wiesa Gesamt Kaolin Spergau 1 Kaolin Spergau 2

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Wiesa Wiesa Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton (Grunge 1999) Ton Ton (Grunge 1999) Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

SiO2 0,7 0,7 0,7 0,7 1,1 1,1 1,1 1,1 0,9 0,7 1,1 0,8

Al2O3 1,5 1,5 1,6 1,6 1,1 1,0 0,8 0,7 1,7 2,7 0,8 1,2

Fe2O3 1,2 0,9 0,6 0,7 0,2 0,2 1,3 1,5 4,5 6,2 1,4 2,0

MgO 1,9 1,9 1,3 1,8 0,4 0,2 4,1 2,6 2,3 3,8 1,3 2,2

CaO 1,9 1,6 3,8 3,0 1,4 1,1 2,8 2,2 3,9 9,9 1,6 4,1

K2O 1,4 1,9 0,8 1,8 0,8 0,7 11,8 11,1 48,6 71,8 1,6 2,4

TiO2 4,4 4,9 2,2 3,9 1,5 1,4 1,4 1,3 9,0 8,9 1,8 1,8

P2O5 4,5 3,1 1,0 1,0 0,1 0,1 0,5 0,5 1,0 1,0 0,2 0,2

As 3,6 1,0 1,0 1,0 1,0 1,9 1,0 1,9 5,8 5,6 3,5 3,4

Ba 6,3 6,2 3,7 7,5 1,1 1,0 8,2 7,7 11,9 16,7 1,6 2,2

Bi 1,7 1,7 1,7 1,7 5,8 0,3 1,4 0,1 1,0 1,0 1,0 1,0

Ce 3,5 2,5 1,4 1,4 0,5 0,7 2,8 4,2 4,6 5,6 0,6 0,7

Co 1,0 1,0 1,0 1,0 0,4 0,1 1,0 0,4 2,0 2,0 1,0 1,0

Cr 5,0 3,2 2,7 3,9 0,1 1,1 0,2 4,0 6,8 8,9 1,5 2,0

Cu 10,3 2,0 4,0 2,0 1,0 5,4 1,0 5,4 2,0 2,0 1,0 1,0

Ga 2,1 2,3 2,4 2,6 1,0 1,0 0,9 0,9 2,9 4,9 1,1 1,9

Hf 1,0 1,0 1,0 1,0 1,3 1,3 1,0 1,0 3,2 2,7 3,2 2,7

La 21,4 18,6 6,8 10,1 0,1 0,2 1,0 1,6 2,2 3,3 0,6 0,9

Mo 2,0 2,0 2,0 2,0 2,1 4,0 2,1 4,0 1,0 2,0 1,0 2,0

Nb 5,0 4,1 2,1 3,0 1,2 1,3 1,4 1,6 9,1 8,3 3,1 2,8

Nd 3,0 2,4 1,0 1,2 0,3 0,4 2,9 4,3 1,9 2,3 0,6 0,7

Ni 5,2 3,3 3,9 4,5 0,7 0,7 2,7 2,7 1,0 1,0 1,0 1,0

Pb 2,8 2,7 2,0 2,9 0,4 0,6 1,0 1,5 1,0 2,9 0,2 0,4

Pr 3,9 3,8 1,0 1,8 0,3 0,2 1,6 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0

Rb 1,6 2,2 0,8 1,8 0,5 0,5 4,3 4,1 5,7 8,2 2,1 3,0

Sc 2,5 1,9 1,0 1,7 0,5 0,2 1,0 0,5 2,0 2,0 1,0 1,0

Sm 2,7 2,3 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 2,4 2,7 0,7 0,8

Sr 34,7 18,8 14,1 19,2 0,9 0,7 2,1 1,6 3,3 5,1 0,4 0,7

Th 1,0 1,0 1,0 1,0 0,6 0,6 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0 1,0

V 4,4 3,5 2,7 3,8 0,9 1,0 2,5 2,7 4,6 8,0 1,5 2,7

Y 0,8 0,8 0,1 0,1 0,4 0,5 0,9 1,2 6,7 7,8 1,6 1,9

Zn 7,2 4,7 3,0 3,8 0,1 0,3 1,0 2,7 2,0 2,0 1,0 1,0

Zr 0,8 0,4 0,1 0,1 1,2 1,3 1,0 1,2 1,6 0,9 1,2 0,7

B ) An- und Abreicherungsverhalten der chemischen Elemente in der Korngrößenfrak-

tion <2 µm der Tone, normiert auf ausgewählte Kaoline

Kaolin Caminau

<2 µm

Kaolin Wiesa

<2 µm

Kaolin Spergau 1

<2 µm

Kaolin Spergau 2

<2 µm

Guttau Guttau Wetro Wetro Wiesa Roßbach Roßbach Roßbach Roßbach

Oberer Ton Unterer Ton Oberer Ton Unterer Ton Ton Ton 1+3 Ton 2 Ton 1+3 Ton 2

SiO2 1,04 1,07 0,97 1,02 1,06 1,10 1,05 1,11 1,06

Al2O3 0,95 0,95 0,99 0,98 0,94 0,84 0,76 0,88 0,79

Fe2O3 1,27 0,94 0,58 0,71 1,26 2,27 1,84 1,57 1,27

MgO 0,78 0,71 0,56 0,76 5,28 2,35 2,35 1,74 1,74

CaO 1,31 1,13 2,23 1,83 0,95 2,00 2,91 1,90 2,77

K2O 0,55 0,80 0,36 0,78 6,16 16,78 15,80 1,97 1,86

TiO2 13,41 15,65 7,08 12,24 0,45 5,00 5,63 0,97 1,09

P2O5 0,45 0,29 0,18 0,17 0,46 0,80 0,53 1,04 0,70

As 0,40 0,40 1,00 1,00 1,00 0,39 0,39 0,17 0,17

Ba 2,80 3,23 1,59 3,40 4,27 5,01 5,38 1,22 1,31

Bi 6,10 6,00 1,00 1,00 1,03 1,00 1,00 1,00 1,00

Ce 2,17 1,63 0,45 0,45 0,72 1,04 1,39 0,38 0,51

Co 2,44 1,22 1,00 1,00 3,70 1,00 0,50 1,00 0,50

Cr 1,14 0,39 1,73 2,30 9,56 3,06 3,43 1,56 1,75

Cu 7,24 1,00 4,50 2,00 1,00 1,00 1,00 0,50 0,50

Ga 1,04 1,14 1,21 1,34 0,91 1,44 1,43 1,19 1,18

Hf 1,62 1,30 1,00 1,00 1,66 1,00 1,00 1,00 1,00

La 3,32 3,16 6,15 6,26 0,51 3,42 3,25 0,36 0,34

Mo 2,28 2,36 1,00 1,00 0,88 1,00 1,00 1,00 1,00

Nb 11,20 9,37 6,42 8,50 0,40 6,36 6,25 1,82 1,79

Nd 2,19 1,74 0,42 0,95 0,78 0,95 1,06 0,40 0,45

Ni 5,49 3,23 3,58 3,92 3,32 1,00 1,00 1,00 1,00

Pb 2,94 2,57 1,00 2,22 0,39 0,32 0,34 0,17 0,18

Pr 0,63 0,63 1,00 1,00 0,61 1,00 1,00 0,26 0,26

Rb 0,76 1,06 0,40 0,89 2,48 10,22 8,93 2,49 2,18

Sc 1,75 1,40 1,00 1,00 2,64 1,00 1,88 1,00 1,88

Sm 2,60 2,19 1,00 1,00 0,90 0,99 0,93 0,44 0,41

Sr 15,93 10,27 4,90 6,88 1,30 1,19 1,23 0,28 0,29

Th 0,38 0,30 0,25 0,25 0,37 1,00 1,00 1,00 1,00

V 2,90 2,44 1,69 2,12 1,53 3,43 3,84 1,66 1,86

Y 1,41 1,13 0,25 0,25 3,72 4,91 6,95 0,98 1,39

Zn 5,29 1,35 1,15 1,54 1,39 3,35 2,28 3,35 2,28

Zr 2,7 1,6 0,6 0,6 5,7 2,8 3,1 1,2 1,2