Betrachtet man das geodynamische Modell der Erde, so erkennt man deren Schalenaufbau mit Kern, Mantel und Kruste. Unter der Erdkruste, bestehend aus Sedimentgesteinen, Metamorphiten, Plutoniten und Vulkaniten, liegt eine Schale von Gesteinen höherer Dichte, die man Mantel nennt. Dieser reicht bis in eine Tiefe von nahezu 3000 km und grenzt an den äußeren Kern. Ein großer Teil des Magma Materials, das an der Erdoberfläche die Ergussgesteine bildet, entsteht in den oberen Teilen des Mantels. Dieses Magma wird nach heutigen Vorstellungen in erster Linie durch Druckentlastungen entlang von Störungszonen mobil, wandert aus dem Mantel aufwärts durch die Erdkruste, ergießt sich als Lava über die Erdoberfläche und bildet nach dem Erkalten Lavagesteine. Störungszonen entstehen durch die Dynamik der Erde (Plattentektonik, Erdbeben, Kontinentaldrift) in Form von tiefen Rissen und Spalten. Bei Ergussgesteinen erfolgt die Abkühlung viel schneller als bei den Tiefengesteinen, da sie sofort den Einflüssen der Atmosphäre ausgesetzt sind. Die Lavaoberfläche erstarrt rasch, die tieferen Partien in den nächsten Jahren, Jahrhunderten, selten Jahrtausenden. Für eine vollständige Kristallisation bleibt den Molekülen keine Zeit, nur »wenige« größere Minerale schwimmen als Einsprenglinge in einer amorphen bis feinstkristallinen Grundmasse. Als Einsprenglinge treten je nach Chemismus der Lava Feldspäte oder Foide, Quarz, Glimmer, Pyroxen, Amphibol oder Olivin auf. Die Grundmasse besteht in der Regel aus denselben Komponenten, jedoch in derart feiner Verwachsung, dass sie kaum zu unterscheiden sind.

Variationen

Die tätigen und erloschenen Vulkane der Erde lassen sich in zwei große Gruppen einteilen: solche mit dünnflüssigen und solche mit zähflüssigen Schmelzen. Jeder kennt die spektakulären Fernsehbilder von Vulkanausbrüchen. Lavafontänen steigen zum Himmel, in glutflüssigen Seen brodelt die Schmelze wie kochende Suppe, und an den Hängen wälzen sich Lavaströme zu Tal. Die Dünnflüssigkeit dieser Laven ist durch den relativ niedrigen Gehalt an Kieselsäure bedingt. Infolgedessen können die in der Schmelze befindlichen Gase leicht entweichen, was die Explosivität solcher Vulkane stark herabsetzt. Vulkane dieser Gruppe sind durch offene Förderschlote charakterisiert. Große Lavamassen fließen aus. Die so entstehenden Schlotgesteine sind ein sehr dichtes, zähes Gestein mit Einsprenglingen in einer feinkristallinen Grundmasse. Auch die Deckenergußgesteine sind, ähnlich dem Schlotgestein, mit kleinen Poren durchsetzt. Häufig fällt bei Deckenergüssen eine säulige Absonderung senkrecht zur Abkühlungsfläche auf, die durch Kontraktionsklüfte während der Erstarrung entstehen. Ganz anders verhalten sich die Vulkane, die zähflüssige Schmelzen auswerfen. Wegen des hohen Kieselsäuregehalts sind diese Schmelzen so zähflüssig, dass sie an Hängen mit einer Neigung von 20 bis 30° pro Tag nur wenige Meter fließen. Die hochviskose Lava verstopft den Schlot, so dass sich unter dem Schlotpfropfen die Gase stauen, bis ihr Druck die Bruchfestigkeit der Auflast übersteigt. Dann kann der Pfropfen in einer überaus heftigen Explosion ausgeschleudert und zertrümmert werden. Dabei werden enorme Mengen heißer Gase freigesetzt, aus denen sich die gefürchteten Glutwolken bilden können. Solche Rhyolith -, Trachyt- und Andesit-Vulkane sind hochexplosiv und damit - im Gegensatz zu jenen der ersten Gruppe - äußerst gefährlich. Fast die gesamte Masse ihrer Förderprodukte ist explosiv entstanden: Bimssteine und Aschen überwiegen.

Gewinnung

Vulkanite zählen bis auf einige wenig verfestigte Tuffe zu den Hartgesteinen. Unter Ausnutzung der natürlichen Klüfte werden Großblöcke mit dem Brennstrahl (sog. Feuerlanze) oder mit Schießspaltung gewonnen und durch Keilspaltung oder Hydraulikspaltung maßgerecht zerteilt. Neuerdings werden die ersten Brüche mit Diamantseilsägen ausgerüstet, um eine bessere Blockausbeute zu erzielen. Für die Schottergewinnung wird ein Sprengverfahren angewendet, bei dem man die Treibwirkung von Sprengpulvergasen ausnützt (100 g Sprengpulver verwandeln sich in ca. 100 l Gas).

Rhyolithe

Rhyolithe (früher Porphyr oder Quarzporphyr genannt) sind die vulkanischen Äquivalente der Granite. Erstarrt ein saures, kieselsäurereiches Magma in der tieferen Erdkruste, entsteht Granit; erreicht es als Lava die Erdoberfläche, entsteht Rhyolith. Rhyolithe sind gelbliche, rötliche, graue, selten graugrüne, dichte und in oberen Lagen auch poröse Gesteine wie einer porphyrischen Textur, einer Grundmasse mit Einsprenglingen. Die Gemengteile lassen sich gut erkennen: Als Einsprenglinge treten Orthoklas-Feldspäte, graue bis transparente Quarze und dunkel glänzende Biotit-Schuppen auf. Die Grundmasse besteht aus denselben Bestandteilen, jedoch in nichtkristalliner Form. Nicht selten ist eine leichte Richtungsorientierung, sozusagen die versteinerte Fließbewegung der Lava, zu beobachten. Das größte an der Oberfläche aufgeschlossene Rhyolith-Vorkommen Mitteleuropas ist der »Bozener Quarzporhyr« in Südtirol. Die etwa 4000 Quadratkilometer einnehmende, maximal 1500 m dicke Rhyolith-Decke wird in über hundert Brüchen abgebaut.

Trachyte

Trachyte sind die vulkanischen Äquivalente der Syenite. Es handelt sich um dichte, zuweilen auch porige oder tuffige Gesteine. Als Einsprenglinge »schwimmen« Orthoklas-Feldspat, Plagioklas-Feldspat, Biotitglimmer, Augit und Amphibol (Hornblende) in einer Grundmasse, die überwiegend aus winzigen Feldspatkristallen besteht. Trachyte sind helle Gesteine, ihr Farbspektrum reicht von gelblich, grau über rötlich bis hellbraun. In vielen Gebieten werden sie als Pflaster, massiver Baustein und in poröser Varietät als Bildhauermaterial verwendet.

Diabase

Diabase sind erdgeschichtlich alte Basalte aus dem Devon und Karbon, die durch chemische Verwitterung vergrünt sind.

Ursprüngliche Pyroxene und Amphibole wurden serpentinisiert oder chloritisiert und nahmen dunkelgrüne Färbung an, während die ehemals farblosen Feldspäte Grautöne annahmen. So entstanden graugrüne bis schwarzgrüne Gesteine, die für Grabmale, Skulpturen und als Plattenbeläge rege Verwendung finden. Die Diabas-Vorkommen Mitteleuropas liegen im Frankenwald, im Rheinischen Schiefergebirge sowie in den Ardennen und in Südengland, wo sie hauptsächlich als Schottermaterial gewonnen werden.

Basalte

Basalte, das Vulkanit-Äquivalent zu den Tiefengesteinen Gabbro und Norit, sind dunkle, meist schwarze, blauschwarze, seltener graue Gesteine von dichter, poriger oder tuffartiger Beschaffenheit. Als Hauptgemengteile treten Plagioklas-Feldspat, Pyroxen, Amphibol, Olivin und Eisenerz auf. Basalte sind mengenmäßig die bedeutendsten vulkanischen Gesteine. In Indien, Brasilien und im Nordwesten der USA bedecken sie Flächen von über 100 000 Quadratkilometern. Viele Vorkommen zeigen eine gut entwickelte Säulenbildung. Im Idealfall sind die Säulen sechsseitig, so dass sie sich seitlich lückenlos aneinander anschließen. Die Dicke variiert zwischen etwa 10 und 100 cm. Die Säulen entstehen durch Kontraktion des Gesteins bei der Abkühlung, und zwar senkrecht zur abkühlenden Grenzfläche des Lavastroms. Basalte werden als Schottermaterial, Wasserbausteine, geschliffene Platten, für Skulpturen, als Körnung und als Schmelzbasalt verwendet.

Dolerite

Als Dolerite bezeichnet man vollkristalline, klein- bis mittelkörnige Basalte unterschiedlicher Zusammensetzung, die hauptsächlich als Ganggestein vorkommen. Im Grabsteingewerbe spielen diese gleichmäßig schwarzen Gesteine eine bedeutende Rolle.

In feuchteren Gebieten, besonders reichlich in den europäischen Mittelmeerländern, finden sich an Quellen und gelegentlich auch in Bächen und Seen als Travertin bezeichnete Süßwasserkalke. Travertine sind mehr oder weniger porös und variieren farblich von beige bis bräunlich gebändert. Sie bestehen aus Calcit, das durch zwei Ursachen aus kalkhaltigen Wässern ausgeschieden wird: Zum ersten bilden sich dichtere Travertine auf anorganische Weise, indem Kalk infolge von Erwärmung des Wassers ausgeschieden wird, da in kaltem Wasser mehr Carbonat löslich ist als in wärmerem (Carbonatgleichgewicht). Zum zweiten entsteht unter Mitwirkung von Pflanzen ein lockerer, poröser »Kalktuff«, indem durch deren CO2-Ausscheidungen im Wasser gelöster Kalk um die Pflanzenteile ausgeschieden wird. Durch CO2-Überschuß im Wasser wird ebenfalls Kalk ausgefällt. Die Pflanzenteile werden inkrustiert, die organische Substanz verwest. kleine Hohlräume und Röhren bleiben. Poren entstehen aus den Hohlräumen ehemals umkrusteter Pflanzenteile, durch Einschlüsse von Gasen oder durch Auslaugung ehemaliger Toneinlagerungen. Wir kennen dichte, kleinporige Travertine und solche Typen, in denen die Poren perlenartig aneinander gereiht oder sogar durchgehend miteinander verbunden sind. Wenn Kalk ohne äußere Einflüsse sedimentieren würde, wäre der Travertin rein weiß; dies kommt in der Natur aber äußerst selten vor. Meist wird die Abfolge gestört, d. h. mit der Ausflockung des Kalks ging die Ablagerung von Ton und anderen farbgebenden Komponenten einher, weswegen die meisten Travertine gestreift oder gebändert aussehen. Zahlreiche Travertin-Vorkommen sind durch Ton- oder Feinsandeinschaltungen in einzelne Bänke unterteilt. Als Pigmente können einzeln oder kombiniert folgende Verbindungen auftreten: Hämatit (Eisenoxid), karminrot, hochrot, rosa; Limonit (Eisenhydroxid), ocker, hellbraun, dunkelbraun, gelb, cremefarben; Glaukonit und andere Silikate, grünlich; bituminöse Stoffe, schwarz bis hellgrau mit allen Übergängen. Daraus ergeben sich Typen mit den verschiedensten Farbtönen und Bänderungen. Da kalkhaltige Mineralquellen häufig postvulkanischen Ursprungs sind, finden sich Travertin-Vorkommen bevorzugt in der Nähe ehemaliger oder noch aktiver Vulkane. Natürlich sind auch in früheren Erdperioden Travertine abgelagert worden, jedoch unterlagen sie im Laufe derJahrmillionen einer Diagenese und Umkristallisation und liegen heute als kompakte Kalksteine vor. Die Verfestigung ehemaliger Travertine ist die Folge des Überlagerungsdrucks der oberen Lagen auf die unteren Bänke. Gleichzeitig sickerte durch die Poren mit Kalk gesättigtes Wasser wiederum in die Tiefe, wodurch in den unteren Bänken die Hohlräume mehr oder weniger ausgefüllt wurden. Es bildete sich dort ein sehr kompakter und harter Travertin, den wir als normalen Kalkstein ansehen. Nicht selten entstanden aus fossilen Travertinablagerungen durch spätere Metamorphose Marmore.

Technische Eigenschaften

Travertin wird seit der Antike in großem Umfang als Baumaterial und für Säulen und Skulpturen verwendet. Wegen seiner lebhaften Textur, seiner leichten Gewinnung und seiner leichten Verarbeitung erfreut sich der Travertin auch heute noch großer Beliebtheit. Trotz ihrer löchrig-porösen Struktur sind die meisten Sorten frostsicher, also auch im Freien verwendbar. Eine Politur gegen das Lager ist möglich, mit dem Lager nur bei relativ dichten Varietäten. Travertin wird gespachtelt oder mit offenen Poren verarbeitet. Man muss in diesem Zusammenhang erwähnen, dass der polierte (und gespachtelte) Travertin bei Benutzung nach gewisser Zeit seinen Glanz verliert und an der Oberfläche eine matte Eigenpatina entwickelt, eine für den Travertin typische Eigenschaft, die jedoch auch ihren Reiz hat.

Gewinnung und Verarbeitung

Die Blockgewinnung erfolgt im Seilsägeverfahren über Umlenkrollen. Zunächst werden ganze Blockwände abgeschnitten, umgeworfen und wiederum im Seilsägeverfahren in kleinere, gatterfähige Blöcke unterteilt. Travertin-Blöcke werden in der Regel gegen das Lager gegattert, wodurch eine Bänderung oder Streifung mit ovalen, länglichen Poren erzeugt wird. Mit dem Lager gegattert entsteht eine gleichmäßig flächige bis leicht gewölkte Struktur mit mehr rundlichen Poren. Der unterschiedliche Porenraum wird durch den Druck der überlagernden Schichten erzeugt.

Schiefer ist im weitesten Sinne eine Sammelbezeichnung für verfestigte, feinstkörnige Gesteine mit deutlichen flächenhaften und/oder linearen Paralleltexturen, die beim Anschlagen in mm- bis cm-dicke Platten, Schuppen oder stengelige Bruchstücke spalten. Im Detail sind die Bruchflächen oft feinbuckelig-wellig und stets seidig bis silbrig glänzend. Als gesteinsbildende Minerale der Schiefer treten hauptsächlich Silikate - Tonminerale und Glimmer, Karbonate und Oxide - auf. Tonschiefer haben im Gegensatz zu kristallinen also metamorphen Schiefern - Phyllite und Glimmerschiefer hohen Druck und hohe Temperaturen erfahren, so dass der ursprüngliche Mineralbestand des Ausgangssediments weitgehend unverändert vorkommt. Ausgangsmaterial sind stets feinste Tone und Schlämme mit Korngrößen kleiner als 0,063 mm. Durch die Auflast überlagern der Schichten werden diese kompaktiert und durch zusätzlichen, gerichteten Druck wird ihnen eine Spaltbarkeit aufgeprägt.

Entstehung

Durch Verwitterung entsteht feinstes bis allerfeinstes »Gesteinsmehl«, d. h. Tonminerale mit Korngrößen unter 0,063 mm. Flüsse und Wind transportieren diese in die Ozeane und in kontinentale Senken und bilden zusammen mit abgestorbenen und ebenfalls sedimentierten Organismen Schlicke und Schlämme. Rezent finden solche Prozesse zum Beispiel in den vorgelagerten Deltagebieten des Mississippi, des Orinoco oder des Amazonas statt. Aber auch in Binnenseen und Tümpeln, in Gletscherstauseen und in Überschwemmungsgebieten von Flüssen werden Tonsedimente abgelagert. Durch eine kontinuierliche Ablagerung von Tonschichten übereinander beginnt allmählich durch den Überlagerungsdruck der Vorgang der Verfestigung. Wassergehalt und Porenvolumen werden durch Setzung verringert. Mit zunehmender Versenkungstiefe wird dieser Vorgang durch die Auflast immer intensiver, bis zunächst ein fester Tonstein und letztendlich ein Tonschiefer entsteht. Die Tonminerale, aus denen die Tongesteine hauptsächlich bestehen, werden dabei lagenweise mit paralleler Schichtung eingeregelt. Calcit- und Quarzbeimengungen dienen als Bindemittel; weitere Beimengungen sind anorganische und organische Kolloide. Ein echter Schiefer liegt aber erst dann vor, wenn nach der Diagenese durch weitersteigenden Uberlagerungsdruck oder durch tektonische Gebirgsbewegungen einhergehend mit Temperaturerhöhung dem Gestein eine Spaltbarkeit senkrecht zur Druckrichtung aufgeprägt wird. Man nennt diesen Vorgang Schieferung, ein Prozess, der als Bindeglied zwischen Diagenese und beginnender Metamorphose zu sehen ist. Im Gegensatz zur Metamorphose finden aber noch keine Mineralneubildungen statt, so dass der Mineralbestand weitgehend unverändert bleibt. Bei fortschreitender Metamorphose entstehen aus Tonschiefern die Phyllite und daraus die Glimmerschiefer. Dabei werden die verschiedenen Tonminerale umgebildet in Glimmerminerale wie Biotit (dunkel), Muscovit (silbrig), Phengit (grün) oder Fuchsit (grün). Je nach Beschaffenheit des Ausgangsmaterials und nach Metamorphosebedingungen treten noch andere Gemengteile wie Calcit, Feldspat, Quarz, Hämatit, Graphit und andere hinzu.

Vorkommen und Verwendung

Im Laufe der Erdgeschichte ist es in vielen Formationen und auf allen Kontinenten und Ozeanen zur Bildung von Schiefergesteinen gekommen. Bereits im Kambrium. vor ca. 570 Mio. Jahren, lagerten sich auf dem europäischen Kontinent erste fossilhaltige Graphitschiefer ab. Sie geben der Wissenschaft Aufschluß über die damalige Tier- und Pflanzenwelt. Weiterhin bekannt sind die devonischen Schiefer aus der Eifel, dem Moseltal und dem Harz, die vor 370 bis 380 Mio. Jahren entstanden sind und überwiegend als Dachschiefer und für Außenwandverkleidungen genutzt werden.

Die mächtigen devonischen Hunsrück-, Taunus- und Sauerländer -Schiefer finden Verwendung als Bodenbeläge, Wandverkleidungen, Fensterbänke und ebenfalls als Dachschiefer. Aus der Karbon-Formation, also etwa 350 Mio. Jahre alt, stammen die Schiefer des Frankenwaldes und des Thüringer Waldes. Das wohl berühmteste deutsche Schiefergestein ist der Holzmadener Posidonienschiefer, der bei Kirchheim/Teck auf der Schwäbischen Alb gewonnen wird. Die Muschel Posidonia hat dem Holzmadener Schiefer den Namen gegeben und die Datierung auf ein Alter von etwa 190 Mio. Jahre ermöglicht. Durch seinen Fossilreichtum einzigartig strukturiert, wird dieser Schiefer vor allem für Tischplatten, Wandverkleidungen, aber auch als Bodenbelag, für Fensterbänke, Stufen usw. verarbeitet. Schieferlagerstätten werden je nach den geologischen Verhältnissen über und unter Tage abgebaut.

Ölschiefer

Die sog. Schwarzschiefer und Ölschiefer entstanden durch Ablagerungen von Tonen in tiefen Meeresbecken und Tiefseegräben unter euxinischen Bedingungen. Der Sauerstoffmangel führt dort zur Akkumulation von abgestorbenem Plankton, da keine Verwesung stattfinden kann. Chemische Umsetzungen (ohne Sauerstoff) führen je nach Ausgangssubstanzen allmählich zur Bildung von reinem Kohlenstoff (Graphit) oder von Erdölverbindungen. Dadurch nehmen die Tonschiefer eine schwarze Färbung an. Enthalten Ölschiefer abbauwürdige, destillierbare Ölmengen, dann werden sie als Erdölmuttergesteine bezeichnet.

Kupferschiefer

Die sog. Kupferschiefer entstanden ebenfalls in sauerstofffreiem Ablagerungsmilieu unter Einlagerung von Metallsulfiden in die Schwarzschiefer. Eisen, Kupfer, Blei, Zink und andere Meralle fallen als schwerlöseliche Sulfide aus, die z. B. im Mansfelder Kupferschiefer aus der Permzeit nachweisbar sind.

Tonschiefer

Tonschiefer sind dünnplattig spaltende Gesteine, die durch Diagenese und bei beginnender Metamorphose aus Tonsedimenten entstehen. Die ebenflächige Schieferung mit Teilbarkeit in dünne Platten ist eine Folge der straffen Parallelregelung der Schichtgitterminerale (Tonminerale). Die Schieferung verläuft in der Regel schiefwinklig zur ehemaligen Schichtung. Tonschiefer bestehen zum überwiegenden Teil aus Schichtsilikaten wie lllit (Tonmineral) und Serizit (feinschuppiger Glimmer) sowie feinstkörnigem Quarz. Beimengungen organischer Substanzen farben die meisten Tonschiefer dunkelgrau, graublau oder schwarz. Je nach ihrem Verwendungszweck werden die Tonschiefer als Dachschiefer, Griffelschiefer usw. bezeichnet. Durch einen Schlag mit dem Spitzhammer können dünne Tonschieferplatten durchlöchert werden. Daher wurden sie seit dem frühen Mittelalter durch Annageln zur feuerfesten Dachdeckung oder an Hausfassaden eingesetzt.

Phyllite

Phyllite - nach dem griechischen phyllon, das Blatt benannt - sind feinblättrig-kristalline Schiefer und stellen das Bindeglied zwischen den nichtmetamorphen Tonschiefern und den metamorphen Glimmerschiefern dar. Bereits bei relativ geringen Temperaturerhöhungen entstehen metamorphe Mineralkomponenten und eine deutliche, wenn auch sehr feine Kristallinität. Derartig veränderte Schiefergesteine werden nach ihren äußeren Merkmalen als Knoten-, Frucht- oder Garbenschiefer bezeichnet. Die Glimmerschuppen sind derart fein ausgebildet, daß sie auf den Spaltflächen seidig glänzen, ohne die einzelnen Kristallflächen erkennen zu lassen.

Glimmerschiefer

Die Glimmerschiefer gehören teils dem niedrigen, teils dem mittleren Metamorphosegrad an. Dementsprechend sind verschiedene Kombinationen der Hauptminerale möglich. Als häufig vorkommende Paragenesen sind zu nennen: Quarz und Biotit, Quarz und Muscovit, Quarz und Muscovit und Chlorit, Quarz und Muscovit und Biotit, Quarz und Biotit und Chlorit. Weitere in Glimmerschiefern vorkommende Minerale sind Granat, Albit-Feldspat, Epidot und andere. Das Gefüge typischer Glimmerschiefer ist durch eine ausgeprägte Bänderung gekennzeichnet. Quarz bildet mehr oder weniger langgestreckte linsenförmige Aggregate, die zwischen den schuppig-flächigen Glimmermineralen und Chloriten lagern. Die Schieferungsflächen sind im Detail meist uneben, die Dicke der Quarzlinsen und Glimmerlagen bewegt sich im Bereich von Millimetern oder wenig darüber. Andersartige Gefüge treten dann auf, wenn andere Minerale wie Granat als Porphyroblasten hervortreten. Der Farbeindruck der Glimmerschiefer hängt von den Hauptmineralen (Muscovit silbrig-grau, Biotit dunkelbraun bis schwärzlich, Chlorit grünlich) und von Pigmentmineralen (Hämatit, Graphit) ab. Frische Bruchflächen haben einen intensiven Glanz. Bei der Verwitterung, über geologische Zeiträume hinweg, zerfallen die Glimmerschiefer meist in plattige und stengelige Bruchstücke.

Chloritschiefer

Chloritschiefer bestehen aus ca. 70 bis 90% Chlorit, 10 bis 25% anderen Silikaten und bis zu 10% Erzmineralen. Sie sind stark geschiefert und besitzen dunkelgrüne bis schwarzgrüne Farben. In Italien werden die Chloritschiefer wegen ihres ähnlichen Farbwertes häufig falschlicherweise als Serpentino bezeichnet, obwohl Serpentinminerale nicht oder nur sehr untergeordnet enthalten sind.

Über 75% der Erdoberfläche besteht aus Sandsteinen. Auch in Deutschland ist Sandstein der am häufigsten abgebaute Naturwerkstein - und dies schon seit mehreren tausend Jahren. Sandsteine bestehen in ihrem Mineralgehalt vorwiegend aus Quarz und Feldspäten, hinzu kommen als Nebengemengteile Glimmer und verschiedene andere Silikate, Kalk, Glaukonit, Chlorit sowie als Akzessorien diverse Erzminerale. Sandsteine zählen zur Gruppe der Sedimentgesteine. Sie entstehen durch Verwitterung, Transport, Ablagerung und Verfestigung von Verwitterungsprodukten. Diese Verwitterungsprodukte können Gesteinen aller Arten entstammen und werden durch den Transport bis auf Sandkorngröße zerkleinert. Wie fast alle geologischen Vorgänge dauern auch die Verwitterungsprozesse über sehr lange Zeiträume an. Die Vorgänge, die an der Verwitterung beteiligt sind, werden in physikalische, chemische und biologische Prozesse gegliedert.

Die Sedimentation kann in Senkungsgebieten auf dem festen Land, in Flüssen, in Seen oder im Meer erfolgen. Erst mit der Ablagerung entsteht nach der Abtragung und dem Transport das eigentliche Sediment. Sedimente sind nach ihrer Ablagerung zunächst weich und locker, weswegen man diese auch als Lockergesteine bezeichnet. Die Ablagerung erfolgt auf verschiedenen Untergründen und man unterscheidet in terrestrische Ablagerung (auf dem Land), fluviatile Ablagerung (in Flüssen), limnische Ablagerung (in Süßwasserseen) und marine Ablagerung (im Meer). Die Schichtungsmerkmale der Sandsteine entstehen durch und während der Ablagerungsprozesse, wenn z. B. verschiedene Korngrößen, verschiedene Mineralbestände oder unterschiedliche Strömungsverhältnisse im Ablagerungsmilieu vorherrschen. Schichten mit Mächtigkeiten von mehr als 10 cm werden als Bänke bezeichnet. Durch häufige, schichtparallele Einlagerungen bestimmter Minerale (hauptsächlich Glimmer) kann eine Spaltbarkeit in parallele Platten bedingt werden. Im wesentlichen unterscheidet man folgende Schichtungstypen: Horizontalschichtung, Schräg- oder Kreuzschichtung, Flaserschichtung und die gradierte Schichtung. An den Oberseiten der Sandsteinbänke treten oft sog. Schichtflächenmarken wie Strömungsrippeln oder Trockenrisse auf.

Diagenese

Damit aus einem Sand ein Sandstein oder zum Beispiel aus einem Ton ein Tonschiefer wird, bedarf es der Diagenese. Der Begriff Diagenese umfaßt alle Prozesse, die aus lockeren Sedimenten Festgesteine entstehen lassen. Die Diagenese hat stets eine geometrische Kompaktion und eine chemische Zementation. Kompaktion bedeutet eine räumliche Verdichtung bei zunehmender Überlagerung und Auflast durch jüngere Sedimente, verbunden mit einem Wasseraustrieb aus dem schwindenden Porenraum. Das Wasser, das ursprünglich 80% des Volumens ausmacht, wird bei der Kompaktion größtenteils ausgepreßt. Dabei wird das Gestein durch Druckzunahme entsprechend erwärmt, die im Porenwasser gelösten Stoffe kristallisieren aus und führen zur Zementation. Zementation bedeutet in diesem Zusammenhang eine Verfestigung durch Lösungs- und vor allem durch Ausfällungsprozesse. Die Zementation von Sanden zu Sandsteinen erfolgt durch verschiedene Stoffe, die allein oder gemischt in den Zwickelräumen zwischen den Sandpartikeln abgeschieden werden und somit eine Verfestigung bewirken. Die häufigsten Zementationsstoffe sind kieseliger Zement, kalkiger Zement, Hämatitzement, Limonitzement und toniger Zement. Sehr selten kommt noch Chlorit, ein silikatisches Verwitterungsprodukt, als grünfärbendes Zementationsmittel vor. Entscheidend für die Art des Bindemittels sind die klimatischen Bedingungen, in denen sich die Sandsteine bilden.

Pigmentierung

Dadurch, daß mehrere Zementationsmittel gleichzeitig beteiligt sein können, treten bei Sandsteinen sehr vielfaltige Farbtöne auf, die von weißlich über gelb, rot, braun, grünlich bis hell- oder dunkelgrau reichen. Bei zahlreichen Sandsteinen sind die Pigmente in Form von Adern oder Wolken konzentriert.

Fossilgehalt

Nicht wenige Sandstein-Vorkommen sind, speziell auf Schichtflächen, mehr oder weniger stark fossilführend. So können Blattabdrucke, Pflanzenstengel, verkieselte Holzreste und Wurzelwerk, Schnecken oder Muscheln enthalten sind.

Klassifizierung der Sandsteine

Zur Benennung der Sandsteine wurden im Laufe der Zeit schon viele Vorschläge gemacht. Am sinnvollsten und übersichtlichsten hat sich eine Sandstein-Nomenklatur nach der mineralischen Zusammensetzung der Sandpartikel, Quarzanteile oder Feldspäte erwiesen.

Sandsteine sind weltweit verbreitet und präsentieren sich in der Erdgeschichte äußerst vielfältig. Sie besitzen schöne warme Farben und variantenreiche, interessante Sedimentstrukturen. Sandsteine kommen in Mitteleuropa in fast allen geologischen Formationen vor und werden in zahlreichen Steinbrüchen gewonnen.

Grauwacken

Unter Grauwacken versteht man dunkle, graue bis graugrüne Sandsteine mit einer aus Glimmer und Chlorit bestehenden Tonmatrix. Sie setzen sich zusammen aus wechselnden Gehalten von Quarz- und Feldspatkörnern und sind reich an Gesteinsbruchstücken. Bei Grauwacken sind die Komponenten schlecht sortiert und wenig kantengerundet, was auf einen kurzen Transportweg hinweist. Die im allgemeinen stark verfestigten Grauwacken werden nur örtlich, im Harz, Frankenwald und im Rheinischen Schiefergebirge für den Bau genutzt.

Kalksandsteine

Sandsteine mit gemeinsamer Ablagerung von Kalk- und Quarzpartikeln, die mit kalkigem Bindemittel verfestigt sind, werden als Kalksandsteine bezeichnet. Man sieht ihnen ihren »Sandsteincharakter« nicht immer an; häufig ähneln sie eher einem Kalkstein und werden auch wie diese bearbeitet und angewendet. Als Kalksandstein werden in der Baubranche außerdem auch künstliche Produkte bezeichnet, die aus verschiedenen Ausgangsstoffen mit Kalkzement gebunden sind.

Arkosen

Als Arkosen werden Sandsteine bezeichnet, die neben einem hohen Quarzanteil mindestens 25% Feldspatkörner besitzen. Gesteinsbruchstücke können sich mit wechselndem Gehalt hinzugesellen. Der Zement der Arkosen besteht neben Quarz oder Kalkspat häufig aus Tonmineralen. Durch erhöhten Hämatitgehalt besitzen die Arkosen meist eine typisch rötliche Farbe. In der Naturwerkstein-lndustrie spielt dieser Gesteinstyp nur sehr lokal eine Rolle.

Vorkommen

Sandsteine kommen in Mitteleuropa in fast allen geologischen Formationen vor und werden in zahlreichen Steinbrüchen gewonnen. Die paläozoischen Grauwacken aus dem Harz und dem Rheinischen Schiefergebirge wurden überwiegend als Schotter für den Eisenbahnbau gewonnen. Die farbigen Sandsteine des Mesozoikum waren neben Kalksteinen die wichtigsten Bausteine für Repräsentativbauten vom Mittelalter bis zur Neuzeit. Arkosen werden in einigen weniger, Vorkommen insbesondere aus der Rotliegendzeit gewonnen. Der unterschiedliche Gehalt an Mineralen im primären Sandkorn und die unterschiedliche Art des Zementmaterials in den vielen Sandsteinvarietäten machen es insbesondere bei dieser Gesteinsgruppe zwingend notwendig, zum Beispiel bei SanierungsmaBnahmen von Bauwerken - jeweils eine genaue petrographische Analyse vorzunehmen. Sandsteine aus ein und der gleichen Schichtstufe können erhebliche Unterschiede insbesondere im Zementbereich und/oder in der Porosität aufweisen. Auch historische oder noch gebräuchliche Handelssorten bzw. deren Namen benennen in der Regel nur äußerliche Merkmale wie Farbe, Dekor oder Herkunft.

Gewinnung

Die Gewinnung erfolgt in den meisten Brüchen durch Abbohren (Reihenbohrungen). Eine Ausnahme bildet der Neustadt-Haardter Sandstein. Hier werden die Blöcke mit einer neuartigen WasserstrahlschneideTechnik aus der Wand gesägt. Bei Sandsteinen wird die Blockhöhe stets durch die Mächtigkeit der einzelnen Bänke vorgegeben.

Quarzite sind metamorphe Gesteine mit Quarz als weitaus überwiegendem Mineral. Sie entstanden unter der Einwirkung von Druck und Temperatur durch Rekristallisation ehemaliger Sandsteine. Ihre Hauptmerkmale sind sehr stark verzahnte und teilweise miteinander verschmolzene, durch Druck oft geplättete Quarzkristalle mittlerer Korngröße; dadurch entsteht eine sehr hohe Festigkeit und eine leicht schiefrige Textur bei einem Härtegrad von 7 nach der Mohsschen Härteskala (1 bis 10). Geologischen Erforschungen zufolge beginnt die quarzitische Metamorphose bei einer Versenkungstiefe von mindestens 600 m Tiefe und bei über 200° C. Das primäre Sedimentgefüge und die Porosität des Sandsteins verschwindet, während sich stofflich wenig verändert, da sich aus Quarz keine anderen Minerale bilden. Lediglich dann, wenn die ursprünglichen Sandsteine Tonbestandteile enthalten, entstehen Glimmerminerale (silbriger Muscovit oder grünlicher Phengit), die durch die gerichtete Druckeinwirkung parallel-lagig angereichert werden, wodurch die meisten Quarzite in einer Ebene spalten. Daher werden die meisten Quarzit-Arten spaltrauh als Bodenbeläge (rutschfest), Wandverkleidungen innen und außen sowie als Fassaden verwendet. Nur wenige Typen können in gatterfahigen Blockmaßen gewonnen und wie Granit oder Gneis verarbeitet werden - zum Beispiel Azul Macaubas, Rosa Quarzito, Verde Spluga oder Soglio-Quarzit. Reine Quarzite weisen hellgraue bis weißlich-beige Farbtöne auf, die Mehrzahl ist jedoch durch Glimmerbeimengungen oder durch andere Mineraleinlagerungen pigmentiert. Phengit-Glimmer färben grün, Muscovitglimmer erzeugen Silberglanz, Eisenoxide bewirken Rot- und Gelbtönungen, während bei den brasilianischen Quarziten Azul Macaubas und Pavone das Silikatmineral Dumortierit eine wellige bis gestreifte Blaufärbung erzeugt. Bei dem Quarzit Azul Imperial ist hingegen das Mineral Kyanit für die Blaufärbung verantwortlich.

Glimmerquarzite

Unterliegen sehr tonreiche Sandsteine der Metamorphose, entstehen Glimmerquarzite. Sie enthalten bis zu 20% Glimmer (Muscovit, Serizit), so daß auf der Spaltfläche nur Lagen von silbrig schimmernden Glimmern zu sehen sind. Der Quarzgehalt ist nur im Querbruch zu erkennen. Glimmerquarzite besitzen noch dieselben technischen Eigenschaften wie Quarzite, optisch ähneln sie jedoch mehr den Glimmerschiefern.

Vorkommen und Gewinnung

Die größten Glimmerquarzit-Vorkommen Europas liegen in Nordnorwegen, wo in zahlreichen Brüchen feinplattig spaltende Schichten abgebaut werden. Gatterfabige Blöcke können nicht gewonnen werden. Massige Quarzit-Vorkommen, wie zum Beispiel Azul do Macaubas oder Verde Spluga, werden mit denselben Methoden wie Granite oder Gneise zu gatterhähigen Blöcken abgebaut. Auch in diesen Quarzitsteinbrüchen sind bereits die ersten Diamantseilsägen im Einsatz. So werden im Bruch Azul Imperial in Brasilien gute Blockausbeuten mittels dieser Technik erzielt. Spaltquarzite wie Alta Quarzit, Sao Thome oder Springbock werden durch schwache Sprengungen aus der Bruchwand gelockert und manuell zu bruchrauhen Platten verarbeitet. Stets sind Radlader für den Abraum im Einsatz.

Im Sprachgebrauch der Petrographie sind Marmore metamorphe Gesteine mit mehr als 50 Volumen-Prozent Calcit oder Dolomit. In der Natursteinbranche werden daneben alle polierfähigen Kalk- oder Dolomitsteine als Marmor bezeichnet, auch wenn sie nicht metamorph sind. Die Marmore nach der petrographischen Definition sind Umwandlungsprodukte von Kalksteinen und Dolomitsteinen durch Regionalmetamorphose aller Grade und durch Kontaktmetamorphose. Dies kann der Fall sein, wenn ursprüngliche Kalkstein-Massive durch Plattentektonik (Krustenverschiebungen, Kontinentaldrift) in die Erdkruste versenkt werden (wie in den Apuanischen Alpen), oder in die Nähe heißer magmatischer Intrusionen gelangen. Bei dieser Kontaktmetamorphose herrschen Drucke bis 10 Kilobar und Temperaturen über 400° C. Unter diesen Bedingungen rekristallisiert Kalk zu meist größeren, weißlichen Calcit und/oder Dolomit-Kristallen in einem Korndurchmesser von hundertsteln Millimetern bis zu einigen Zentimetern, die eng verwachsen sind. Gelegentlich kommen fast »monomineralische Calcitmarmore« vor, die für Bildhauerarbeiten besonders geeignet sind und seit dem Altertum Berühmtheit erlangt haben. Diese hochqualifizierten Marmore haben eine richtungslos-körnige Textur und praktisch keine Verunreinigungen. Als Folge der Gleichmäßigkeit im Kristallgefüge sind sie bis zu 2 cm Dicke durchscheinend, so daß Licht auch von den Korngrenzen und Spaltrissen aus dem Inneren des Gesteins reflektiert werden kann. Dadurch entsteht der Eindruck eines gewissen Leuchtens des bearbeiteten und polierten Gesteins. Die nur sehr geringe Porosität solcher Marmore (kleiner als 0,2% bei carrareschem Marmor) ist die Ursache ihrer Frostbeständigkeit. Gegen S02-haltige Niederschläge sind Marmore besonders empfindlich. Schon gerinze lagenweise Beimengungen von Glimmer verursachen ein Abblättern von Marmorwerkstücken im Freien. Als pigmentierende Minerale wirken häufig feinverteilter Goethit und andere Eisenhydroxide (gelb bis braun), Hämatit (rot), Chlorit und Serpentin-Minerale (grünlich in verschiedenen Tönungen), Graphit, kohlige Substanzen oder Bitumen (verschiedene Grautöne bis schwarz). Die durch solche Beimengungen gefärbten Marmore sind meist niedrig metamorphe Gesteine. Bei mittel- bis hochmetamorphen Marmoren verschwinden die intensiven Färbungen. Die große Mannigfaltigkeit der Marmorvorkommen ist durch die sehr variable Verteilung der färbenden Minerale und durch andere Textur- besonderheiten bedingt. Neben den richtungslos-massigen Texturen und der gleichmäßigen Verteilung der Pigmente gibt es eine Fülle von ebenflächigen oder gefalteten Lagentexturen, Wolkungen und Flecken verschiedenster Gestalt und Größe, Brekzien und Adertexturen in größter Vielfalt. Das in der Umgangssprache gebräuchliche Adjektiv »marmoriert« kennzeichnet eine durch unregelmäßige Wolken oder Adern gegliederte Fläche. Die relativ leichte Verformbarkeit von Calcit- und Dolomitgesteinen durch tektonische Bewegungen sowie das Auflösen und Wiederausfällen der Karbonate im größeren Gesteinsverband sind wesentliche Faktoren für die texturelle und strukturelle Ausbildung solcher »bunter Marmore«.

Vorkommen

Als Vorkommen in Griechenland sind die Inseln Paros, Thassos und Naxos sowie auf dem Festiand die Halbinsel Attika und die Region Kavala-Drama zu nennen. In Italien liefern die Steinbrüche der Umgebung von Carrara Marmore verschiedener petrographischer Beschaffenheit, darunter auch den rein weißen, feinkörnigen Typ Bianco P und Statuario Classico.

Gewinnung

Bevor man auf gesundes, verwertbares Material stößt, müssen oft große Mengen verwittertes Gestein abgeräumt werden. Der freigelegte Fels besteht nicht aus einer kompakten Masse, sondern ist durch Klüfte und Lagerschichtungen in verschieden große Blöcke zerteilt. Diese natürlichen Klüftungen für die Blockgewinnung richtig zu nutzen, ist die Kunst der wirtschafflichen Steingewinnung. Die anzuwendende Abbaumethode hängt daher sehr stark von den örtlichen Verhältnissen ab. In Marmorbrüchen mit mächtigen, nur wenig zerklüfteten Formationen wird heute weltweit das Seilsägeverfahren angewendet. An geeigneter Stelle im Bruch werden in Bohrlöchern Stahlseile (meist mit Diamant besetzt) über Umlenkrollen eingesetzt. Die eigentliche Schnittarbeit erfolgt unter ständiger Wasserspülung. Der Vorteil dieses Verfahrens liegt darin, daß große und größte Gesteinsblöcke unbeschadet und ohne Materialverlust sowohl vertikal als auch horizontal oder schräg aus dem anstehenden Fels geschnitten werden können. Der Nachteil liegt darin, daß bei Frost der Abbau eingestellt werden muß.

Kalksteine sind Sedimentgesteine, die vorwiegend oder ausschließlich aus Calcit, einer Verbindung von Calciumoxid mit Kohlensäure, bestehen. Seit Jahrtausenden finden die weltweit sehr häufigen Kalkvorkommen als Baumaterial und in jüngerer Zeit auch in veredelter Form zum Beispiel in der Zementherstellung Verwendung. Viele, vor allem bunt gefärbte, polierfähige Kalksteine werden im Natursteinhandel fälschlicherweise als Marmor bezeichnet. Zwar unterscheiden sich beide Gesteinstypen deutlich in ihrer Kristallstruktur und Petrogenese, dennoch wird es nicht möglich sein, diese eingebürgerte Nomenklatur zu verdrängen.

Entstehung

Es lassen sich vier Entstehungsarten von Kalksteinen unterscheiden - in vielen Fällen war mehr als eine davon wirksam:

Ausfällung von Kalkspat aus einer übersättigten Lösung:

Diese chemische Sedimentation kann herbeigeführt werden durch Erwärmung, Eindunstung und photosynthetischen CO2-Entzug im Wasser, zum Beispiel durch Algen. Solche Bedingungen sind in warmen Flachmeeren realisiert, welche häufig an Kalk übersättigt sind. Ein typisches Beispiel für dieses Bildungsmilieu sind die vor 140 Mio. Jahren entstandenen Solnhofener Plattenkalke aus der Jura-Formation.

Die Zerkleinerung von Kalkschalen durch Brandung oder Organismen:

Dies ist einer der wichtigsten Prozesse der Kalksteinbildung. Dabei sind Entstehungsort und endgültige Sedimentation des Kalkschlamms mit Schalenbruchstücken oft weit voneinander entfernt. Die Kalkskelette und deren Fragmente stammen hauptsächlich von Muscheln, Schnecken, Ammoniten, Korallen, Foraminiferen und Kalkalgen. Der vor etwa 200 Mio. Jahren entstandene Muschelkalk zählt zu diesem Sedimentationstyp.

Ablagerung zerkleinerter Kalkstein-Bruchstücke:

Ehemalige Kalkmassive werden durch Erosion abgetragen und feinster Kalkschlamm bis Grobschutt wird in den Randbereich der Ozeane transportiert und abgelagert. Im Laufe der Jahrmillionen werden diese Sedimente zu Kalkbrekzien, Kalkkonglomeraten oder Knollenkalken verfestigt.

Durch Wachstum von kalkbildenden Korallen in warmen Flachmeeren und an Küstensäumen gebildete Kalkgesteine:

Häufig sind auch gerüstbildende Algen und Schwämme am Kalkaufbau beteiligt. Die Hohlräume zwischen den einzelnen Carbonatgerüsten der Riffbildner werden mit feinem Kalkschlamm zusedimentiert, so daß später ein dichtes Kalkgestein entsteht. Charakteristisch für Riffkalke sind massige Gesteinskörper ohne Schichtung, Fossilreichtum, bunte Färbung und lebhafte Textur. Aufgrund ihrer optischen Eigenschaften werden speziell die Riffkalke häufig als Marmore bezeichnet.

Diagenese von Kalksteinen

Die diagenetische Verfestigung von Kalkschlick und Kalksanden zu festen Kalksteinen geschieht durch Zementation mit Kalkspat. Die Diagenese ist somit ein isochemischer Vorgang, da die primären Kalkpartikel und der Zement aus der gleichen Substanz bestehen. Die Zementation kann bereits während der Ablagerung oder in verschiedenen Zeitabschnitten danach erfolgen. So finden sich an Stränden subtropischer Inseln sog. Beach Rocks, die lokal durch Zementation von lockeren Kalksanden erst vor wenigen Jahren entstanden sind. Im Wasser gelöster Kalk wird um die Partikel abgeschieden und verbindet diese miteinander. Die Zementation kann in mehreren weiteren Stadien bis zur völligen Porenfreiheit erfolgen.

Farbvarietäten bei Kalksteinen

Calcit als Hauptgemengteil der Kalksteine sowie Aragonit und Dolomit sind farblos oder weiß. Viele Kalksteine zeigen jedoch verschiedenste Farbnuancen, die ausnahmslos durch Beimengungen anderer Stoffe erzeugt werden. Graue bis graubeige Farbtöne der Kalksteine werden durch Beimengungen von Ton erzeugt. Durch disperse Verteilung von organischer Substanz können Kalksteine alle Schattierungen zwischen Grau und Schwarz annehmen. Gelbe bis braune Farbtöne sind überaus häufig und gehen auf dispers verteilte Einlagerungen von Eisenhydroxid zurück. Zart rosa bis kräftig dunkelrote Farbtöne entstehen, wenn Kalksteine Eisenoxid enthalten. Relativ seltene Grünfärbungen können durch Glaukonitbeimengungen entstehen.

Technische Bedeutung

Kalksteine werden seit Menschengedenken als Baustoff gebrochen. Als Werksteine wurden sie in fast allen Hochkulturen verwendet und haben heute sowohl in der Außen- wie in der Innenarchitektur eine große Bedeutung. Weitere Verwendung von Kalksteinen gibt es auch in anderen Industriezweigen, so sind sie Rohstoffe für die Zementherstellung, Zuschlagstoff in der Hüttenindustrie und Aufheller in der Papierproduktion. Je nach Art ihrer Entstehung lassen sich die Kalksteine in verschiedene Gruppen mit spezifischen optischen und technischen Eigenschaften untergliedern.

Tonhaltige Kalksteine

Häufig werden parallel zur Kalkabscheidung auch Tonpartikel abgelagert. Wirkt im Laufe derJahrmillionen während der Verfestigung des Kalkschlamms der Gebirgsdruck auf die stofflich unterschiedlichen Komponenten Ton und Kalk, so wird der Tonanteil an bestimmten Fronten im Kalkstein schichtparallel zu dünnen, stark gezackten Bändern zusammen- geschoben, welche als Drucksuturen oder Stylolithen bezeichnet werden. Häufig zeigen sie auch mäanderartige Formen von roter, brauner und gelbbrauner Färbung. Auf die technischen Eigenschaften der Kalksteine wirken sich die Stylolithen negativ aus: zum einen erfolgt der Bruch bevorzugt entlang dieser Linien, zum anderen sind die Tonanreicherungen weniger polierfähig als der übrige dichte Kalkstein. Im Laufe der Jahre quellen in Bodenbelägen die Tonanteile durch den Feuchtewechsel auf, so daß offene Adern und Ausbrüche entstehen können

Fossilkalke

Kalksteine, die als Hauptkomponente ganze oder zerbrochene Kalkskelette von abgestorbenen Pflanzen oder Tieren enthalten, werden als Fossilkalke oder Schillkalke bezeichnet. Sie bilden sich, indem die Fossilreste entweder am Ort ihres Lebens sedimentieren oder durch Strömungen oder Brandung transportiert und zusammengeschwemmt werden. Im letzteren Fall werden die Schalen zerkleinert, zu Schillkörnern leicht angerundet und nach ihrer Korngröße sortiert. Aus der Zusammensetzung eines Fossilkalkes kann man Hinweise auf die damaligen Lebewesen, deren Umweltbedingungen und das Ablagerungsmilieu erhalten.

Knollenkalke

Fast immer beige-rot bis intensiv rot gefärbte, knollig aussehende Gesteine. Vom Festland wurden durch Erosion Kalkgerölle in die Ozeane verfrachtet. In größeren Meerestiefen nimmt die Kalkkonzentration im Wasser ab. Das Meerwasser war aber bestrebt, mehr Kalk aufzunehmen und löste daher die Kalkgerölle randlich an; rundliche, 1 bis 5 cm große Kalkknollen entstanden. Die Tonflasern, in die die Knollen eingebettet sind, werden von Geologen als Lösungsrückstände aufgefaßt. Auf diese Weise entstanden während der Jura-Formation die zum Teil nur geringmächtigen, roten Knollenkalke der Nord- und Südalpen.

Plattenkalke

Auffälligstes Merkmal ist die exzellente Schichtung und plattige Absonderung dieses Gesteins, woraus der Name Plattenkalk abgeleitet wurde. Plattenkalke entstanden in flachen Lagunen, die gegen das offene Meer von vorgelagerten Riffen gegen Sturmfluten geschützt waren. In die Lagunenbecken wurde lagenweise Kalkschlamm und zum Teil auch Ton eingeschwemmt und auf dem Meeresboden durch die geringe Wasserenergie langsam und gleichmäßig

abgelagert. Durch Verfestigung bildeten sich zahlreiche Lagen von kompakten Kalkplatten, in die weichere, tonig-mergelige Schichten zwischengeschaltet sein können. Plattenkalke, auch als Kalkschiefer bezeichnet, besitzen eine hervorragende Spaltbarkeit.

Kalkbrekzien

Durch Tektonik in der Erdkruste wurden Kalksteine in sich zu kleinen, eckigen Komponenten zerrüttet. Anschließend schieden zirkulierende, kalkreiche Lösungen in den mehr oder weniger feinen Hohlräumen und Klüften meist weißen Calcit ab und verkitteten die Trümmer wieder miteinander. Solche tektonischen Brekzien gehen kontinuierlich in fein geaderte Kalksteine über, die nur gering beansprucht wurden. Häufig finden wir in ein und demselben Bruch unterschiedlich starke Brekziengefüge.

Stromatolithe und Oolithe

Stromatolithe sind fossile Algenkalke, die insbesondere innerhalb paläozoischer Kalksteinserien häufiger vorkommen. Es handelt sich um lagige, kalkbindende Algenmatten, die schichtige, aber auch blumenkohlartige, kugelförmige bis säulige Formen annehmen können. Stromatolithe sind zumeist geringmächtig und spielen als Naturwerkstein nur eine unbedeutende Rolle. Oolithe bestehen aus kleinen Carbonatkügelchen mit lagig- konzentrischer Struktur bei einem Durchmesser von 0,2 bis 2 mm. Die Entstehung dieser eigenartigen Kügelchen kann im Flachmeer der Bahama-Plattform in bewegtem Wasser bis maximal 5 m Wassertiefe beobachtet werden. Dort wachsen um einen Kern zwei lagig angeordnete Säume aus tangential eingeregelten Kalkspat-Kristallen. Oolithe sind in Mitteleuropa weit verbreitet und werden als Baustein abgebaut. Oolithe mit besonders großen Ooiden werden als Rogensteine bezeichnet. Die Zwickelräume zwischen den großen Ooiden sind mit Feinsand, Ton oder Kalkspat verfüllt.

Granite sind die häufigsten und bekanntesten Tiefengesteine mit den Hauptgemengteilen Feldspat, Quarz und Glimmer, »die drei vergesse ich nimmer«. Sie treten als fein- bis grobkörnige, massige Gesteine in den unterschiedlichsten Farben und Strukturen auf. Die optischen Eigenschaften werden in erster Linie von den Feldspäten bestimmt. Ein Überblick über die mengenmäßige Verteilung und eine Charakterisierung der Mineralkomponenten kann helfen, die verschiedenen Granite zu erkennen

Varietäten

Granite mit einem Gemenganteil von 40 bis 60% Orthoklas-Feldspat oder Kalifeldspat sind grobspatig und bilden im Bruch glatte Kristallflächen. Sie sind meist kräftig rot bis rötlich oder rosa, selten bläulich, grünlich oder grau. Granite mit einem Gemenganteil von 0 bis 30% Plagioklas-Feldspat, ebenfalls flächig spaltend, sind meist weiß bis weißgrau und nur sehr selten farbig. Granite mit einem Gemeneanteil von 20 bis 40% Quarz sind oft fettglänzend, meist farblos transparent, seltener grau, blaugrau oder rosa und unregelmäßiger im Bruch. Granite mit einem Gemenganteil von 0 bis 15% Biotit, der in Form von schwarzen bis schwarzbraunen Schuppen eingestreut ist, verleiht vielen hellen Graniten einen dunklen Kontrast. Sehr untergeordnet können sich noch Hornblende und Pyroxonminerale in den Graniten hinzugesellen. Man unterscheidet monoklase Granite mit einem Feldspat-Typ, biklase Granite mit zwei Feldspat-Typen sowie Einglimmer- und Zweiglimmergranite. An allen Graniten - mit Ausnahme der kleinstkörnigen Varianten - lassen sich die Hauptminerale Quarz, Feldspat und Glimmer mit dem bloßen Auge identifizieren. Die Feldspäte sind im unverwitterten Gestein mehr oder weniger stark farbig; oft sind die Kalifeldspäte durch Eisenoxid-Pigmentierungen zart bis kräftig rosa, die Plagioklase erscheinen weißlich-trüb bis blaß-grünlich. Intensive Weißtöne kommen durch Gas- und Flüssigkeitseinschlüsse im Kristallgitter zustande. Auch der Quarz erscheint nicht immer farblos-klar, sondern in verschiedener Weise getrübt, rötlich pigmentiert oder dunkel als sog. Rauchquarz.

Vorkommen

Die größten Granitprovinzen der Erde liegen in Kanada, den USA, Südamerika und Indien. Dort nehmen die Granite Flächen in den Größenordnungen von 10000 bis über 50000 Quadratkilometern ein. In Europa erreichen die Granit-Vorkommen von Skandinavien, Spanien, Frankreich, Sardinien, im Bayrischen Wald und in Böhmen Flächen bis zu 1000 Quadratkilometern.

Gewinnung

Die Geländebeschaffenheit und die Art und Lagerung der Gesteine bestimmen die Abbaumethode. Je wertvoller das Gestein, desto sorgfältiger der Abbau. Ursprünglich horizontal gelagerte Schichten wurden durch Hebung und Senkung der Erdkruste zerbrochen und gegeneinander verschoben. Dadurch wird der Abbau des Gesteins schwieriger und kostenträchtiger. Bei der Gewinnung macht man sich natürliche Klüfte zunutze. Zunächst werden Großblöcke mittels des »Brennstrahlverfahrens« herausgearbeitet. Dieses vor einigen Jahren in Amerika entwickelte Verfahren ist wegen des geringen Materialverlustes sehr wirtschaftlich. Hierbei wird eine Raketenflamme mit Ultraschallgeschwindigkeit und einer Temperatur von 1200° C auf das Hartgestein gerichtet. Durch die thermische Ausdehnung an der Oberfläche platzt jeweils eine dünne Gesteinsschicht ab. Die Flammgase entfernen das lose Material, wodurch sich dem Brennstrahl eine stets frische Oberfläche bietet. Direkt am dabei entstandenen Schlitz sind die Gesteinsoberflächen durch den Temperatureinfluß bis in eine Tiefe von ca. 10 cm verfärbt. Das daran angrenzende Material ist für die Weiterverarbeitung zu hochwertigem Werkstein geeignet. Anschließend erhalten die Großblöcke durch Schieß- oder Keilspaltung die gewünschte Größe.

Bei der Schießspaltung werden mehrere Bohrlöcher in der vorgesehenen Sprengrichtung angebracht, die dann mit Sprengpulver besetzt und gut verdämmt werden. Bei der Zündung des Pulvers verteilt sich der Expiosionsdruck gleichmäßig auf die dabei entstehende Bruchfläche im Steinblock. Hierbei findet keine gesteinszerstörende, sondern eine schiebende Wirkung statt. Bei der »Keilspaltung« werden Federkeile aus gehärtetem Stahl mit dem Hammer in linear angeordnete Bohrlöcher getrieben, wodurch sich der Großblock spaltet. Die Größe der Blöcke hängt von den geologischen Gegebenheiten und von der Art und Größe der späteren Werkstücke ab. Durch die Entwicklung immer besserer Diamantseile geht man in zunehmend mehr Granitbrüchen dazu über, Blöcke mit Seilsägen abzubauen. Die aufwendige, lohnintensive Bearbeitung zu einer gattergerechten Quaderform kann so entfallen und es entsteht deutlich weniger Abraum.

Syenite und Monzonite

Syenite und Monzonite sind feldspatreiche, mittel- bis grobkörnige Tiefengesteine. In Struktur und äußerer Erscheinung ähneln sie den Graniten. Nur Quarz fehlt hier vielständig. Uberwiegen die Kalifeldspäte, dann spricht man von Syenit, sind Kalifeldspäte und Plagioklas-Feldspäte in etwa gleicher Menge vorhanden oder überwiegen gar die Plagioklase, dann spricht man von Monzoniten. Wegen ihres hohen Gehalts an Kalifeldspäten sind die syenitisch-monzonitischen Gesteine meist rötlich oder rotbraun, selten bläulich-violett oder weiß, nie jedoch dunkelgrau oder schwarz.

Diorite und Tonalite

Die Gesteine der Diorit-Tonalit-Familie sind dadurch charakterisiert, dass sie keinen rötlichen Kalkifeldspat enthalten, während weißlich-grauer Plagioklas-Feldspat das weitaus vorherrschende Mineral ist. Diorite entbalten Plagioklas, Hornblende und Biotitglimmer als Hauptminerale. Quarz tritt mit weniger als 5% auf. Aufgrund dieser Mineralzusammensetzung erscheinen die Diorite nie bunt, sondern immer schwarz-weiß gesprenkelt, dunkelgrün oder schwarzgrau. Diorite wurden viel für Grabmale verwendet, in letzter Zeit haben sie etwas an Bedeutung verloren. Tonalite sind Diorite mit einem Quarzgehalt über 20% und wurden daher früher auch als »Quarzdiorite« bezeichnet.

Trondhjemite

Eine Untergruppe der Tonalite sind die Trondhjemite; sie besitzen nur wenige dunkle Silikate und erscheinen daher sehr hell. Technisch verarbeitet werden drei Typen aus Norwegen.

Charnockite

Charnockite sind granitähnliche Gesteine aus der unteren Erdkruste, die durch ihren Gehalt an dunkelgrünen bis olivgrünen Pyroxon-Mineralen - meist Hypersthen - charakterisiert sind. Der Name stammt von dem Grabstein eines Herrn Charnock aus Indien. Den Mineralbestand bilden Kalifeldspat, in Verwachsung mit Pyroxen-Kristallen (dadurch sind die Charnockite gelbgrün bis dunkeloliv gefärbt), sowie Quarz und Glimmer. Große Charnockit-Vorkommen werden in Brasilien und Indien abgebaut, in Mitteleuropa ist dieser Gesteinstyp überhaupt nicht und in Skandinavien nur ganz vereinzelt anzutreffen. Gewinnung, Verarbeitung und Anwendung wie Granit.

Foidgesteine

Eine seltene Gruppe der Tiefengesteine sind die Foidgesteine oder Foyaite. Sie sind im allgemeinen mittel- bis grobkörnig und treten in kleineren Massiven und Gängen auf. Sie entstammen kieselsäurearmen Schmelzen, weswegen sie nicht nur keinen Quarz, sondern auch keinen oder nur wenig Feldspat bilden konnten. Statt Feldspat entwickelten sich sog. Foide = Feldspatvertreter. Daher spricht man von Foldgesteinen oder Foyaiten. Typische Feldspatvertreter sind Nephelin (grau bis grünlich), Sodalith (blau), Leuzit (weiß), Nosean (braun). Foldgesteine haben angenehme optische Eigenschaften, sind aber nicht so witterungsbeständig wie Granite. Sie werden meist im hochwertigen Innenausbau verwendet.

In der Natursteinbranche werden wohl die meisten Gneise fälschlicherweise als Granite bezeichnet. Dies rührt daher, dass man vor 30 bis 35 Jahren, als die ersten Gneise auf den Markt kamen, diese Gesteine nicht nach ihrer geologischen Herkunft klassifizierte, sondern der Einfachheit halber ebenfalls als Granit anbot. Außerdem wusste man nicht, wie der Markt den Begriff Gneis aufnehmen würde. Also laufen in der Regel beide Hartgesteine als Granite, eine Fehlbezeichnung, die sich heute kaum noch ausmerzen lässt. Gneise sind metamorphe Gesteine mit wesentlichen Anteilen an Feldspat und Quarz, die in wenige Zentimeter Platten oder kantige Blöcke zerbrechen, wobei die bevorzugten regelmäßigen Bruchflächen meist durch Lagen parallel orientierter Glimmer oder Amphibole (Hornblendeminerale) vorgezeichnet sind. Während ein namhafter Feldspatgehalt (mehr als 30%) Voraussetzung für die Verwendung des Namens Gneis ist. herrscht hinsichtlich der anderen Mineralkomponenten eine gewisse Toleranz. Zwar enthalten die meisten Gneise Quarz und Glimmer, jedoch kann der Quarz auch fehlen oder statt der Glimmer treten Hornblende, Pyroxen oder andere Hauptminerale auf. In der Regel bestehen Gneise aus 40 bis 60% Alkalifeldspat, meist rötlich, gelb, braun-weiß oder grau; seltener blaugrau, graugrün oder hellgrün; O bis 30% Plagioklas, meist weiß bis cremeweiß, nie so farbig wie die anderen Feldspattypen, immer kleinere Kristalle bildend als die Alkalifeldspäte;. 25 bis 40% Quarz, farblos glasigtransparent bis grau, auch bräunlich (Rauchquarz), seltener blaugrau; O bis 20% Biotit (Dunkelglimmer), fast immer schwarz bis grau-schwarz, blättrig oder in Form von Schuppen, weichste Komponente in Gneisen, die als Naturwerkstein verwendet werden; O bis 5% Muscovit (Hellglimmer), kleine silbrig schimmernde Schüppchen; 1 bis 15% sonstige Minerale, vor allem roter Granat, gelblich-grüner Epidot, blauer Cordierit, dunkelgrüner Chlorid und opake Erzminerale. Wie bei Graniten, lassen sich auch bei den meisten Gneisen die verschiedenen Bestandteile mit bloßem Auge studieren. Die Feldspäte bestimmen als Hauptkomponente die Gesamtfarbe des Gesteins, der Quarzgehalt ist für die Härte und Abreibfestigkeit verantwortlich. Biotit und Muscovit beeinträchtigen wegen ihres parallellagigen, blättrigen Kristallaufbaus die Politur; es kommt zu Ausbrüchen und stumpfen Stellen an der Oberfläche, jedoch verleihen sie den Gneisen einen optisch positiven Kontrast. Das Gefüge der Gneise zeigt typische, durch die Metamorphoseprozesse erzeugte Strukturen und Texturen, die den optischen Eindruck entscheidend beeinflussen. Dabei unterscheiden wir:

Reliktgefüge: Im Gneis sind Relikte der Gefüge vormetamorpher Ausgangsgesteine erhalten. So sind in niedrigmetamorphen Quarziten noch die Sedimentgefüge von Sandsteinen zu erkennen. Außerdem können große Gerölle oder Gesteinsfragmente ihre Individualität je nach Metamorphosegrad teilweise erhalten. Relikte ehemals grobkörniger Tiefengesteine können derart übernommen werden, dass einzelne Minerale (meist große Feldspäte) als solche erhalten bleiben und sog. Fugengneise entstehen. Die Minerale sind im Gleichgewicht miteinander und gleichzeitig gewachsen. Sie grenzen mit einfachen oder komplizierten Umrissen aneinander, wobei im Prinzip jedes beteiligte Mineral Einschlüsse aller anderen Mineralarten enthalten kann. Hinsichtlich ihrer Größe, Gestalt und Anordnung im Gefüge gibt es viele Abweichungen.

Schieferung und Bänderung: Sind wesentliche Gefügeelemente eines Gesteins entlang einer Raumesrichtung orientiert, so spricht man von einer linearen Textur. Diese kommt zum einen durch bevorzugte Orientierung der Grenzen plattiger Körper in einer Richtung zustande, zum anderen entsteht sie bei bevorzugter Längsstreckung von Mineralaggregaten, Schlieren oder deformierten Geröllen entlang einer Richtung. Beide Erscheinungen können in verschiedener Weise miteinander kombiniert sein.

Migmatitstrukturen: Migmatite zeigen Paralleltextur, Schlierenlagen und Aderntextur von helleren und dunkleren Partien, deren Größenordnung vom Zentimeter. bis in den Dezimeterbereich reicht. Nicht selten überlagern sich mehrere dieser Erscheinungen in ein und demselben Gestein. Es wird darauf hingewiesen, dass bei Gneisen nicht mit einer Platte bemustert werden kann, sondern Grenzmuster zu erstellen sind, um spätere Enttäuschungen zu vermeiden.

Technische Eigenschaften

Jeder Naturwerkstein besitzt einen natürlichen Porenraum. Bei Graniten liegen die Durchschnittswerte bei 0,4 bis 1,5% Raumanteilen, bei den Gneisen können bis zu 2,2% erreicht werden. Unter der Einwirkung tektonischer Kräfte während und nach der Metamorphose stellten sich an bevorzugten Stellen feine Lücken zwischen den Kristallgrenzen ein. Das heißt, dass auch die Wasseraufnahme bei einigen Gneisen höher sein kann, weshalb diese in der Natursteinbranche als »Wassersäufer« bezeichnet werden. Trotzdem sind alle handelsüblichen Gneise wie auch die Granite frostbeständig.

Je nach Entstehungsweise (aus verschiedenen Ausgangsgesteinen), Mineralgehalt und Struktur unterscheidet man Paragneise, Orthogneise. Granulite und Migmatite.

Paragneise

Paragneise entstanden durch Metamorphose aus Sedimentgesteinen wie Sandstein, Tonschiefer, Grauwacke oder Arkose. Durch Tektonik oder durch Uberlagerung jüngerer Schichten entwickelten sich unter wachsendem Druck- und Temperatureinfluß zunächst stark geschieferte Glimmergesteine, bei höherem Metamorphosegrad dann Paragneise. Als Folge der Schieferung - verstärkt durch Flaserschichtung, Wellung und lagenweise Anreicherung der Glimmerminerale - liegt fast immer gute Spaltbarkeit vor. Zu den bekanntesten Paragneisen zählen die italienischen Sarizzo- und Beola-Typen sowie die Tessiner Gneise Maggla, Iragna, Calanca und Onsernone.

Orthogneise

Unterliegen granitische Ausgangsgesteine der Metamorphose, so entstehen Orthogneise. Durch sehr hohe Druckbeanspruchung aus bestimmten Richtungen bilden sich ausgeprägte, fasrig-ellipsoide Kristallformen, so dass ein richtungsorientiertes Korngefüge entsteht.

Granulite

Bei den Granuliten unterlagen die Ausgangsgesteine einer hochgradigen Metamorphose in der unteren Erdkruste. Quarz und Feldspäte sind die Hauptminerale, dazu gesellen sich roter Granat sowie wenig Biotit, Hornblende und Pyroxen. Die Gesteine sind häufig etwas streifig durch den lagenweisen Wechsel des Mineralbestandes. Wegen des hellen Gesamteindrucks war früher die Bezeichnung Weißstein üblich.

Migmatite

Der Name Migmatit bezeichnet ein Mischgestein, in dem praktisch zwei Gesteinstypen vorkommen, die sich gegenseitig in unterschiedlicher Intensität durchdringen und vermischen Bei den zwei Gesteinstypen, meist deutlich voneinander unterscheidbar, handelt es sich in der Regel um Orthogneis und ehemalige, metamorphisierte Sedimente. Beide Anteile, als Sonnekörper bezeichnet, sind in ihrer Zusammensetzung, ihrem Farbwert und ihrer Struktur oft recht unterschiedlich. Das Melanosom, schwarz bis schwarzgrau gefärbt mit geringen Weißanteilen, besteht aus viel Biotit, wenig Feldspat und Quarz, gelegentlich treten noch andere dunkle Minerale hinzu. Das Melanosom entstammt dem ursprünglichen Sediment und entspricht einem Paragneis. Das Leukosom, überwiegend rot, orangerot, rotgrau-violett, selten weiß, grau oder gelblich, besteht überwiegend aus Alkalifeldspat und Quarz, bei einem geringen Biotitgehalt. Diese Komponente entstammt dem Magma und entspricht somit einem Orthogneis. Migmatite sind ebenso wie die Granulite seit einigen Jahren sehr beliebt, weil sie eine großflächige, abwechslungsreiche Textur zeigen, wie sie bei Hartgesteinen sonst nicht vorkommt, sondern nur beim Marmor.

Gewinnung

Die Lagerung der Gesteine im natürlichen Verband und die Geländebeschaffenheit bestimmen die Abbaumethode. Bei der Gewinnung macht man sich natürliche Klüfte und Spaltrichtungen zunutze.

Gabbros sind nach dem Dorf Gabbro in der Toskana benannt. Sie sind die häufigsten Plutonite oder Tiefengesteine des dunklen, basischen Magmatyps und bestehen aus 50 bis 70% Plagioklas-Feldspat mit schwarzgrauer, dunkelblauer oder grau-weißer Färbung, 20 bis 50% Pyroxen mit grauer, tiefschwarzer oder dunkelgrüner Färbung, 0 bis 20% Hornblende mit grüner bis schwarzer Färbung, 0 bis 20% Olivin mit dunkelgrüner Färbung und 0 bis 15% Erzmineralen mit schwarzmetallisch glänzender Färbung. Aus diesen Mineralgehalten ergeben sich dunkle bis ganz schwarze Gesteine mit einem klein- bis grobkörnigen Gefüge ohne deutliche Struktur. Je nach Korngröße variiert das Aussehen von gesprenkelt bis unifarben tiefschwarz. An der Oberfläche unterliegen die Gabbros und Norite stärker der chemischen Verwitterung als der kieselsäurereiche Granit. Granite enthalten viel mehr Quarz und sind insgesamt die helleren Gesteine.

Norite

Als Norite werden Gabbrogesteine mit bestimmten Pyroxenmineralen bezeichnet; es überwiegen Orthopyroxene gegenüber den Klinopyroxenen. In den technischen und optischen Eigenschaften besteht kein Unterschied zu den normalen Gabbros.

Anorthosite

Als Anorthosite bezeichnet man feldspatreiche Gabbros, in denen die Pyroxene mengenmäßig etwas zurücktreten. Die meist großkristallinen, zonar aufgebauten Labradorit-Feldspäte weisen häufig spektuläre Lichtreflexe auf. Ein intensiver Blauschimmer tritt mengenmäßig hervor. Je nach Blickrichtung (Einfallwinkel = Ausfallwinkel) können jedoch alle Spektralfarben beobachtet werden. Ihr optischer Reiz verhalf den Anorthorsiten (Spektrolit, Blue Eyes, Wolga Blue oder Arctic Blue) zu einer enormen Nachfrage bei Bauherren und Architekten.

Vorkommen

Die größten Gabbro- und Norit-Vorkommen liegen im Bushfeldkomplex in Südafrika, in der Skaergaard-lntrusion in Grönland und im Great Dyke in Zimbawe. Hier handelt es sich um riesige dunkle Magmakomplexe, die jedoch in sich geringe Abweichungen zeigen und verschiedene Typen liefern, da bei derart großen Vorkommen nicht überall gleiche Entstehungsbedingungen herrschten. Der überwiegende Teil der Weltproduktion an Gabbro- und Noritgesteinen kommt aus Zimbabwe und Südafrika, nach und nach drängt auch Indien auf den Markt. Die deutschen Vorkommen im Harz, im Bayrischen Wald, im Fichtelgebirge oder im Odenwald sind lediglich für die Schottergewinnung nutzbar, da sie stark zerklüftet sind und keine gatterfähigen Blöcke gewonnen werden können.

Gewinnung

Unter Ausnutzung der natürlichen Klüfte werden bei der Gewinnung zunächst mit dem Brennstrahlverfahren, der sog. Feuerlanze, oder mit einer Schießspaltung Großblöcke gewonnen. Anschließend erfolgt durch Keil- oder Hydraulikspaltung die maßgerechte Zerteilung in gatterfähige Blöcke. Die Größe der Blöcke hängt von den geologischen Verhältnissen, von der Ausrüstung im Bruch und von den Maßen der zu fertigenden Werkstücke ab. Für den Abbau der Gabbro-Vorkommen Südafrikas entstand 1995 eine entscheidende Verbesserung durch den Einsatz von Diamantseilsägen. Ihr Einsatz hat inzwischen zu sehr guten Ergebnissen geführt.