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Steinmaterialien: Gesteinsgruppen nach Alphabet
Gabbro
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 Tei' der Weltproduktion an Gabbro- und Noritgesteinen kommt aus
Zimbawe 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 Schonergewinnung 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 gewannen. 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 Werkstocke 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.
Gneis
Gneise: enthalten
immer einen maßgeblichen Anteil an hellen Mineralen. Das ist in der Regel Feldspat und Quarz, es kann aber auch
Nephelin oder Cordierit neben den Feldspäten vorkommen. Das dunkle Mineral ist meist Biotit, gelegentlich kommt
auch Amphibol in Gneisen vor.
Eine Mindestmenge an hellen Mineralen ist nicht exakt definiert. Als
Richtschnur kann ein unterer Gehalt von etwa 20 % Feldspat plus Quarz (bzw. Foid) angenommen werden. Gneise sind
meist helle Gesteine.
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. 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 andete 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.
Granit
Granite sind die
häufigsten und bekanntesten Tiefengesteine mit den Hauptgemengteilen Feldspat, Quarz und Glimmer, »die drei vergeß
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
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 Felbspat-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 rotbrau, 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.
Kalkstein
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 aufdem 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 wird in ein und demselben Bruch unterschiedlich
starkes Brekziengefüge gefunden.
Stromatolithe und
Oolithe: Stromatolithe sind fossile Algenkalke, die insbesondere innerhalb paläozoischer
Kalksteinserien häufig 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.
Konglomerat und Brekzie: Ein Sediment, welches zu über 50% aus Geröllen, d. h. rundlichen Mineral- oder
Gesteinsbruchstücken von mehr als 2 mm Durchmesser besteht, wird ais Kies oder Schotter bezeichnet, in verfestigtem
Zustand als Konglomerat. Sind die Komponenten eckig, so heißt das Sediment Schutt, das verfestigte Gestein Brekzie.
Qualitativ unterscheidet man oligomikte, d. h. aus wenigen Gesteinsarten zusammengesetzte, und polymikte, d. h. aus
vielen Gesteinsarten zusammengesetzte Konglomerate und Brekzien. Die oligomikten benennt man im allgemeinen nach
der vorherrschenden Gesteins- oder Mineralart, die polymikten nach den Anteilen ihrer Hauptkomponenten.
Konglomerate:
Konglomerate sind prinzipiell Gesteine, die aus gerundeten Komponenten bestehen. Ursprünglich verschiedenförmige
Gesteinstrümmer wurden durch einen mehr oder weniger langen Transportweg in rundliche Form gebracht. Der
Rundungsgrad reicht daher von kantengerundeten, ellipsoiden, diskoiden bis zu kugeligen Formen, während die
Korndurchmesser in weiten Grenzen schwanken. Porenräume können in verschiedenem Maße im Gestein vorhanden sein,
aber auch bereits bei der Entstehung oder nachträglich durch Abscheidungen aus zirkulierenden Lösungen vollkommen
ausgefüllt sein. Poröse Konglomerate werden im deutschsprachigen Raum als Nagelfluh, in Italien als Ceppo
bezeichnet. Dabei handelt es sich um die mehr oder weniger stark verfestigten Molassen des nördlichen und südlichen
Alpenrandes. Unter Molasse versteht man die jungen tertiären und quartären Sand-, Kies- und Schotterablagerungen
des Alpenrandes in Flachmeere oder Seen. Bei den porösen Konglomeraten unterscheidet man in Kalknagelfluhen, welche
überwiegend Kalk- und Kalksandgerölle enthalten, und polymikte oder bunte Nagelfluhen, die neben den sedimentären
Komponenten bis zu 50% Granit- und Gneisgerölle enthalten. Das Bindemittel ist stets kalkigsandig, das Porenvolumen
schwankt zwischen 5 und 15%. Bei den dichten Konglomeraten sind die ehemaligen Porenräume mittels Kalkabscheidungen
mit mineralhaltigen Lösungen ausgefüllt. Dadurch sind sie polierfähig und werden wie »gewöhnliche« dichte
Kalksteine bearbeitet und verwendet.
Brekzien:
Brekzien sind klastische Sedimentgesteine, die aus eckigen Bruchstücken von Gesteinen jeglicher Herkunft bestehen.
Die nicht gerundeten Ecken deuten auf keinen oder nur sehr kurzen Transportweg hin. Eine Verkittung der Komponenten
kann durch toniges, kalkiges oder kieseliges Bindemittel erfolgt sein. In Mitteleuropa sind Brekzien, ebenso wie
Konglomerate, als Naturwerksteine nur sehr selten anzutreffen, denn nur lückenlos zementierte Materialien gelangen
in den Handel. In den Südalpen und auf dem Balkan werden dagegen in zahlreichen Steinbrüchen überwiegend
Kalksteinbrekzien gewonnen und vor allem in der Innenarchitektur angewendet. Auf Grund ihres abwechslungsreichen,
meist bunten, brekziös strukturierten Dekors unterliegen sie jedoch stark dem jeweiligen Zeitgeschmack. Nach ihrer
Entstehungsart unterscheidet man im wesentlichen zweierlei Arten von Brekzien: Sedimentäre Brekzien, auch echte Brekzien genannt, bestehen aus abgetragenen und nach
kurzem Transport wieder sedimentierten Gesteinstrümmern, die durch Bindemittel miteinander verkittet wurden. Die
Bruchstücke können dabei von unterschiedlichen Gesteinstypen stammen. Tektonische
Brekzien, auch als Störungsoder Reibungsbrekzien bezeichnet, entstanden durch Bewegungen in der
Erdkruste. Durch Druck- und Zugbeanspruchung, Biegung, Zerrung oder Scherung können Gesteine derart beansprucht
werden, daß sie in sich zerrütten. Dabei ändern die dabei entstandenen Bruchstücke ihre ursprüngliche Lage und ihre
Stellung zueinander nur geringfügig. Der ehemalige zusammenhängende Gesteinsverband läßt sich daher häufig noch
nachvollziehen. Alle Komponenten entstammen dem gleichen Ausgangsgestein, nachträglich verkittet durch ein meist
kalkiges, seltener kieseliges Bindemittel.
Vorkommen und
Verwendung: Die bedeutendsten Vorkommen der Konglomerate und Brekzien Europas liegen, wie bereits
erwähnt, am nördlichen und südlichen Alpenrand, in den italienischen Provinzen Lombardia, Toscana, Veneto, Puglia
und Sicilia sowie in Portugal, Frankreich, Spanien und auf dem Balkan. In der Regel werden diese Gesteine mit
geschliffener oder polierter Oberfläche im Innenausbau verwendet. Nur wenige Typen sind als Fassadenmaterial
geeignet. Bei der steinmetzmäßigen Bearbeitung kann immer die Gefahr bestehen, daß einzelne Gerölle oder Trümmer
herausbrechen. Daher werden Konglomerate und Brekzien als Bildhauermaterial so gut wie nie einresetzt.
Marmor
Marmor (über lat. marmor aus altgr. μάρμαρος, mármaros;„schimmern, glänzen") ist ein Gestein, das aus den
Mineralen Calcit, Dolomit oder Aragonit
besteht, also ein Carbonatgestein.
Für „Marmor" existieren unterschiedliche Wortbedeutungen:
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
MarmorwerkstückenFreien. 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 Festland 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.
Onyx Unter dem Begriff Onyx
verstehen die Geowissenschaften die schwarze sowie die schwarz-weiß gebänderte Varietät von nichtkristallinem
amorphen Gelquarz, die als Halbedelstein in der Schmuckindustrie Verwendung findet. In der Naturwerkstein-lndustrie
wird fälschlicherweise eine besondere Form von Kalkgestein als Onyx bezeichnet. Es handelt sich um Sinterkalk, ein
Begriff, der im Natursteingewerbe keinen Zuspruch gefunden hat, weswegen man zumindest die Bezeichnung Onyx-Marmor
oder Kalkonyx verwenden sollte. Onyx-Marmor entsteht wie Travertin an Süßwasserquellen, manchmal auch gleichzeitig
neben Travertin. Es handelt sich um Kalkabscheidungen (Kalksinter) mit relativ dichtem Gefüge und lagigen
Anwachsstreifen, häufig in gelbbraunen, seltener in rötlichen oder gar grünlichen und hellblauen Farbtönen.
Onyx-Marmor bzw. Kalkonyx ist in dünnen Platten durchscheinend und kommt meist nur in bescheidenen Lagerstätten
vor, z. B. als Krustenbildung, Kluftfüllungen oder als geringmächtige Bänke. Auch Tropfsteingebilde in Kalkhöhlen
(Karsthöhlen) sind gelegentlich onyxmarmorartig ausgebildet. Bis vor wenigen Jahren wurde Onyx-Marmor
ausschließlich im Kunstgewerbe verwendet; er findet heute jedoch immer mehr Zuspruch auch in der Innenarchitektur
für Wandbekleidungen, Bodenbeläge, Tischplatten, Badezimmer usw.
Gewinnung Die Gewinnung von Onyx-Marmor und die Verarbeitung erfolgt
wie bei Weichgesteinen. Mit Seilsägen, die über Umlenkrollen geführt werden, wird heute versucht, die ohnehin
geringmäßigen Vorkommen optimal abzubauen.
Quarzit
Quarzite sind
metamorphe Gesteine ( eigentlich eine Weiterentwicklung des Sandsteines) 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.
Sandstein
Über 75% der Erdoberfläche besteht aus Sandsteinen.
Sandstein ist ein Sedimentgestein (auch „Sedimentit") aus
miteinander verkitteten Sandkörnern, die vorwiegend aus Quarz bestehen. Die Sandkörner sind
zwischen 0,063 und 2 mm groß. 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.
Schiefer: 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
Glimmerschieferhohen 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 Uberschwemmungsgebieten 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
letzendlich 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 Mineraineubildungen statt, sodaß 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 Sauerlände--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.
Serpentinit: Serpentinite
sind vorwiegend aus Serpentin-Mineralen - Antigorit, Chrysotil und Serpentin - bestehende, feinfasrige bis
feinblättrige, massig oder schiefrig ausgebildete Metamorphite. Serpentinite entstehen durch Umwandlung
ultrabasischer und basischer Intrusivgesteine - Peridotit und Gabbro -, indem sich deren Komponenten -
hauptsächlich Olivin, aber auch Pyroxene und Hornblenden - bei Temperaturen zwischen 300 bis 600° C und erhöhtem
Druck zu Serpentin-Mineralen umwandeln. Die Minerale der Serpentin-Gruppe treten als dunkelgrüne bis hellgrüne,
fasrig ausgebildete Aggregate mit mattem, etwas wachsartigem Glanz auf. Die Umwandlung von Peridotit in Serpentinit
verläuft nicht gleichmäßig, sondern verteilt sich in Intensität und Geschwindigkeit im Gestein. Sie beginnt bei
einem bestimmten Wasserangebot mit der Bildung von dünnen Serpentin-Adern entlang von Rissen und Korngrenzen des
Olivins, dem instabilsten Minerale der Peridotite. Die zwischen den Adern noch verbleibenden Olivinreste werden
durch sektorenweise wachsende Antigorit-, Chrysotil- und Serpentin-Kristalle weiter umgewandelt. Nach dem Olivin
werden die Pyroxene und Hornblenden von der Serpentinisierung erfaßt, wodurch das ehemalige peridotitische
Kristallgefüge verschwindet. In fast allen Serpentiniten sind mehrere Stufen der Umwandlung zu beobachten, weshalb
eine geaderte, streifige und wollig-fleckige Textur entsteht, die an Marmor erinnert. Auch das Farbspektrum reicht
von schwarzgrün mit allen Übergängen bis zu hellgelb. Als Begleitminerale treten bei der Serpentinisierung von
Peridotit Karbonate auf, die in Form von Adern und Kluftfüllungen die Marmorierung verstärken. Insbesondere dann,
wenn neben der chemischen noch eine mechanische Zerstörung des Gesteins stattfindet und die brekziösen
Zwischenräume mit weißem Calcit ausgefüllt werden, können bizarre Netzwerke, Adern und Wolken entstehen, die sehr
an Marmor erinnern. Als weitere Mineralkomponenten kommen Granat, Spinell, Talk, Chlorit, Phlogopit und
Magnetit-Erz vor. Wird der grauschwarze Magnetit ebenfalls zersetzt, entsteht Hämatit und färbt Teilpartien oder
das gesamte Gestein kräftig rot, bordeauxrot oder braun. Hier wird, zumindest makroskopisch, eine Ähnlichkeit zu
einem eisenreichen Kalkstein deutlich. Angewitterte Serpentinite sind dunkelbraun bis gelb verfärbt.
Technische
Eigenschaften: Da Serpentinite nach der Mohsschen Härteskala einen Härtegrad von < 5 aufweisen
und ähnliche technische Eigenschaften wie Kalkstein und Marmor besitzen, werden sie den Weichgesteinen zugeordnet
und wie diese bearbeitet. Leicht schieferig ausgebildete, homogene Serpentinite besitzen gute Biegezugfestigkeiten,
wenn sie nicht von Calcit-Adern durchzogen sind. Besonders brekziöse Serpentinit-Typen, mit vielen Calcit-Adern
durchsetzt, sind für tragende Bauteile nicht geeignet, da sie leicht zerbrechen. Viele Serpentinite sind mit
Ophicalciten vergesellschaftet, denen sie äußerlich gleichen und in die sie im Gesteinsverband zuweilen
kontinuierlich übergehen.
Vorkommen: Die
wirtschaftlich bedeutendsten Serpentinit-Vorkommen liegen im Alpengebiet: im Aosta-Tal (größtes europäisches
Vorkommen), in der Zentralschweiz bei Chiavenna/Como, im Brenner-Gebiet sowie in Osttirol und Kärnten. Weitere
Fundorte liegen bei Genua und Florenz, in Griechenland, Großbritannien, Spanien und Portugal.
Gewinnung: Die
Blockgewinnung in den Serpentinit-Brüchen erfolgt wie bei Marmor und Kalkstein im Seilsägeverfahren. In sich
treffenden senkrechten und waagrechten Bohrlöchern werden über Umlenkrollen meist mit Diamant besetzte Stahlseile
eingesetzt. Die Schnittarbeit erfolgt unter ständiger Wasserspülung. Zunächst werden ganze Blockwände abgesägt, die
dann wiederum mit Seilsägen in kleinere, transportable und maschinell bearbeitbare Blöcke zerteilt werden. Der
Vorteil dieses Verfahrens liegt darin, daß Blöcke jeder Größe horizontal, vertikal und schräg ohne Materialverlust
aus der anstehenden Wand gewonnen werden können. Bei Frost muß der Abbau jedoch eingestellt werden. Seit 1992
werden auf den internationalen Naturstein-Messen verstärkt neue, in Asien
gewonnene Serpentinite angeboten. Vor allem aus Taiwan, Indonesien, China und Indien kommen diese Steine auf den
europäischen Markt.
Travertin: 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
gewolkte Struktur mit mehr rundlichen Poren. Der unterschiedliche Porenraum wird durch den Druck der überlagernden
Schichten erzeugt.
Vulkanit
Ein Vulkanit
(auch vulkanisches Gestein, Ergussgestein,
Eruptivgestein, Effusivgestein oder Extrusivgestein) ist ein Gestein, das infolge vulkanischer Aktivität durch rasche
Abkühlung einer Gesteinsschmelze an der Erdoberfläche entsteht.
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 Magmamaterials, das an der
Erdoberfläche die Ergußgesteine bildet, entsteht in den oberen Teilen des Mantels. Dieses Magma wird nach heutigen
Vorstellungen in erster Linie durch Druckentiastungen 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 Expiosivität 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 Expiosion 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 mie 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, sodaß 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.
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