Budapest 1966 - Magyar Természettudományi Múzeum

ANNALES HISTORICO-NATURALES MUSEI NATIONALIS HUNGARICI
Tomus 58. PARS MINERALOGICA ET PALAEONTOLOGICA 1966.
Die mineralogische Untersuchung des obertriadischen klastischen
Komplexes des Mecsekgebirges
Von G. NOSKE-FAZEKAS, Budapest
Die vor allem volkswirtschaftliche Interessen vor Augen haltende, gleichzeitig
aber auch dem Zwecke wissenschaftlicher Erkennung dienende zeitgemässe geologische
Neuuntersuchung des unterliassischen Steinkohlen komplexes des Mecsekgebirges
stellte uns vor die Aufgabe der eingehenden mineralogischen und gesteinskundigen
Analyse der, das Tiefliegende des Komplexes bildenden obertriadischen Schichtenreihe.
Die neuerdings übliche komplexe geologische Materialprüfung und Bewertung
kann sich aber auch auf diesem Gebiet nicht ausschliesslich mit der Bearbeitung der
produktiven Steinkohlenformation begnügen. Der geologischen Entstehung entsprechend
bildet die aus klastischen Gesteinen der Obertrias bestehende unterliassische Schichtenreihe
solche Einheit, welche die gleichartige Materialbearbeitung der ganzen, den geologischen
Vorgang der Umschaltung aus einer Regression in eine Transgression zeigenden
kompletten Schichtenreihe beansprucht. Meine, sich mit der mineralogischen Zusammensetzung
der obertriadischen Bildungen, mit deren gesteinsstrukturellen Kennzeichen
und mit dem Analysieren der Verhältnisse der Materialabstammung befassende
Arbeit möchte den bescheidenen Teil der obengenannten komplexen Materialbearbeitung
darstellen.
Das Prüfungsmaterial bestand aus denjenigen Gesteinsproben an welchen ich in
früheren Jahren in dem gesteinskundigen Laboratorium der Ungarischen Staatlichen
Geologischen Anstalt sedimentaJgesteinskundige Bearbeitungen ausgeführt habe,
weiterhin aus denen, welche mir Dr. E. NAGY aus seiner Sammlung aus dem Mecsekgebirge
zur Verfügung gestellt hat. Für seine bereitwillige Hilfe möchte ich ihm auch
auf dieser Stelle meinen aufrichtigsten Dank zum Ausdruck bringen.
Makroskopische Beobachtungen an den Gesteinen
der obertriadischen Schiehtenreihe
Die klastischen Ursprung zeigende obertriadische Schichtenreihe des Mecsekgebirges
besteht uberwiegend aus Sandstein, dessen Vorkommen nahezu der Gesamtquantität der
Aleurit- und Tonausbildungen entspricht.
Die Farbe dieser Gesteine zeigt meistens eine ins Braune, oder Grüne abweichende
Tonabfärbung der grauen Farbe. Die Sandsteinsarten sind allgemein von
grauer, gelbgrauer, rötlichbrauner, beziehungsweise von grüngraulicher Farbe, doch
mit Verringerung der Korngrösse (Aleurit, Tonstein) treten die Abtönungen des
Grau und Braun in den Vordergrund.

Die Gesteine der Schichtenreihe sind hart, einige Sandsteinproben zeigen sogar
eine besondere Härte.
Der Bruch der Gesteine ist ausserordentlich abwechslungsreich: ungerade,
scharf-eckig, muschelig und splitterreich, ausserdem ist auch plattenartige, schieferige,
schuppige und parallelepipedonische Abtrennung zu beobachten.
Die Schichtung des Gesteins wird mit Verringerung der Korngrösse zusehends
entschiedener. Während die grobkörnigen Sandsteine meistens ungeschichtet, eventuell
schwach geschichtet vorkommen, zeigen die feinkörnigen Gesteine (feinkörniger
Sandstein, Aleurit, Tonstein) feine, gute, starke und wellenartige Schichtung. Die
Schichtungsplatten werden meistens durch belagartige, Kohle und Ton führende
glimmerreiche Bildungen betont.
Abb. 1. Geologische Karte der obertriadischen Bildungen des südlichen Teiles des Mecsekgebirges.
— Zeichenerklärung: 1. Tertiäre Bildungen. 2. Mergelhängendes des TJnterlias. 3. TJnterliassischer
Steinkohlenkomplex. 4. Obertriadischer Kalkstein. 7. Kampilischer Kalkstein. 8. Verwerfung.
9. Aufschiebung. 10. Ort der untersuchten Tiefbohrungen und der Profile der Oberfläche: 1) Pécsbányatelep,
Lámpás-Tal. 2) Pécs-28. Tiefbohrung. 3) Pécs-39. Tiefbohrung. 4) Kozár, Tal der
Andor-Quelle. 5) Pécsvasas, Ujladin-Tal. 6) Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses.
7) Vasas V. Tiefbohrung

Die linsenartigen Einlagerungen sind mit der Schichtung übereinstimmend, oder
mit dieser nahezu parallel zu beobachten (z. B. wesentlich grobkörnigere, sich auskeilende
Streifen im Gestein aus weit feinerer Grundmasse). Auch die Fleckigkeit
des Gesteingewebes ist kennzeichnend und ist durch die Änderung der Korngrösse
begründet.
Die verkohlten, oder mit Limonit impregnierten Pflanzenüberreste (Stengel,
Blätter) sind meistens auch an den Flächen der Schichtenplatten zu sehen.
Der Fossiliengehalt ist weitgehend spärlich.
Die mikroskopisch erkennbaren mineralogischen Bestandteile des Schichtenkomplexes
sind grauweisse, glasartig glänzende, schlecht zerbrechende Quarzkörner,
fettartig glänzende, sich gut spaltende gelbweisse oder bleichgraue Feldspäte, seidig
glänzende, perlmutterfarbige Muskovitplatten und fahlbraune Biotitkörner. Die eingehende
Beschreibung dieser Bestandteile geben wir in der Bekanntgabe der mikroskopischen
Untersuchungen.
Das gewebliche Gepräge der Gesteine der Schichtenreihe wird noch durch Steinkohlenschuppen,
winzigen Sideritkugeln und Pyritflecken, verwischenen Tonschuppen
und dünnen, weissen Karbonatadern ergänzt.
Optische Charakterisierung der mineralogischen
Bestandteile der Gesteine
Die wichtigste Ausbildung der obertriadischen Schichtenreihe ist der Sandstein.
Auf Grund der Einteilung nach Korngrösse unterschieden wir bei unseren Untersuchungen
feinkörnigen, kleinkörnigen, mittel- und grobkörnigen, sowie gesteinsgraupeligen
groben Sandstein.
Der mineralogische Hauptbestandsteil des Gesteins ist der Quarz, dessen Vorkommen
in dem grobkörnigen Sandstein, bezugsweise in den Gesteingrus führenden
Abwandlungen in grösster Menge zu finden ist (60—65%). Der Quarzgehalt vermindert
sich jedoch allmählich mit Verfeinung der Korngrösse. Die Quarzkörner
sind nur selten durchsichtig, da sie von häufig vorkommenden Gas-, Flüssigkeitsund
Kristalleinschlüssen stark getrübt sind. Das Auslöschen des grössten Teiles des
Quarzes ist wellenartig. Der Quarz besteht meistens aus Quarzindividuen verschiedener
Orientation, welche aus unregelmässig ablaufenden Oberflächen entlang entstandenen
Verwachsungen bestehen. Selten ist auch launenhafte Muster zeigender,
aus Quarz und Feldspat bestehender Mirmekit zu beobachten. Die allgemeinste
Erscheinungsart des Quarzes ist der, in verschiedenem Masse verschleisste Schotter,
•oft mit löster Oberfläche. Öfters ist auch das Weiterwachsen der Quarzkörner zu
beobachten. In einigen Teilen der Proben erreicht diese Erscheinung solchen Grade,
dass der Quarzsand durch das feste Zusammenwachsen der einzelnen Körner ohne
Bindematerial zementiert wurde.
Im Aufbau der Sandsteine spielten neben dem Quarz auch die Feldspäte eine
wichtige Polle. Den Gesteinen des Unterlias ähnlich konnten wir auch hier verhältnismässig
frische, guterhaltene, in verschiedenem Masse verwitterte Feldspäte
beobachten. Den übereinstimmenden optischen- und Röntgenuntersuchungen entsprechend
fanden wir meistens saure Plagioklase, deren Menge denen der Orthoklasfeldspäte
nahezu gleicht. Hin und wieder zeigte sich auch Mikroklin.
Die intakten Teile der Feldspäte sind farbenlos, die Einschlüsse und an Stelle
und Ort gebliebenen Verwitterungsprodukte jedoch verursachen eine grosse
Undurchsichtigkeit. Die Plagioklase zeigen eine polisyntetische Beschaffenheit von

Zwillingsplatten. An dem Orthoklasfeldspat ist der Karlsbader ZWillingsbildung nur
selten zu sehen. Die Feldspäte wurden im Laufe des Transports stark zerbröckelt.
Der intensive Zerfall der Feldspäte der Gesteine der Obertrias hatte die Bildung
von Kaolinit, Serizit, Hidromuskovit, Chamosit und karbonatischen Bildungen zur
Folge. Diese Veränderungen verursachten die teilweisige oder gänzliche Umgestaltung
der Feldspäte und führten oftmals zur Ausbildung von Pseudomorphosen. Das im
Laufe des Zerfalls entstandene Si0 2
-Gel zeigte sich meistens als zwischen die klastischen
Körner gepresstes Bindematerial.
Der Glimmergehalt der obertriassischen Gesteine klastischen Ursprungs ist grösser,
als derjenige der unterliassischen Taubgesteine. Binnen der Gruppe der Glimmer
zeigen sich, den Glimmern der Unterliasgesteine gegenüber auch wesentliche Veränderungen:
die Menge des allotigenen Biotits und Klorits übertrifft in zahlreichen
Sandsteinen den Muskovitgehalt.
Die verschiedenen Abfärbungen des Braun zeigender Biotit, der farblose Muskovit
und der fahlgrüne Klorit ist in den Dünnschliffen von plattenartiger Struktur,
gebogen, gefaltet und im allgemeinen zwischen die übrigen klastischen Körner gepresst
zu beobachten. Die Endungen der stämmigen, garbeartigen Glimmerbündel
sind oft besenartig geblättert. Zwischen den Fasern sind seltener opake Einschlüsse
zu sehen. Diese erweisen sich manchmal als Magnetit, am ehesten aber als Limonit.
Die besondere Umwandlung der Glimmer klastischen Ursprungs ist für die Gesteine
der Schichtenreihe der Obertrias bezeichnend. Im Dünnschliff fast jeder Gesteinsprobe
ist es zu sehen, dass sich erstens der Biotit in verschiedenem Masse in Chamosit
umwandelt. Diese Erscheinung der mineralogischen Umwandlung geschieht
meistens mit Aufblätterung und spitzenartiger Abzackung der Bänder der Biotitplatten,
ist aber auch oft zwischen den Platten der Glimmer zu bemerken. Dieser
Vorgang führte öfters zur gänzlichen Umgestaltung des Biotits.
Neben den obenbeschriebenen Bestandteilen klastischen Ursprungs haben wir in
den Dünnschliffen der Sandsteine noch etwas Zirkon, Apatit und Turmalin finden
können.
Neben den Mineralkörnern, welche als klastisches Material in das Ablagerungssammelgebiet
geliefert wurden, kommen öfters auch in die Grösse von Sandfraktion
zerbröckelte Gesteinsstückchen vor. Dieses Material besteht womöglichst aus Granitschotter,
welcher im Laufe des Transports nicht bis auf aus mineralische Bestandteile
zerfallen ist, aus Körner aus verschiedenen metamorphen Gesteinen (Quarzitschiefer
r
Muskovit führender Quarzitschiefer, Serizitschiefer, Kloritschiefer), sowie aus Bostonitschotter,
welcher in den unterliassischen steinkohlenlosen Ausbildungen auch vorzufinden
ist.
Auch das Bindematerial, welches die Sandkörner zementiert ist verschieden:
Karbonat, rekristallisierter Kies, Serizit, Tonmineralien und Chamosit.
Das Bindematerial der Sandsteine ist nur selten monomineralführend. Im allgemeinen
bildet das Bindematerial der einzelnen Sandsteinschichten ein Gewebe
aus zwei, oder drei Mineralien der genannten Komponente. Die Quantität und die
Zerstreuung des Bindematerials zwischen den klastischen Körnern ist abwechslungsreich.
Jeder Übergang ist vorzufinden, angefangen vom reichen Bindematerialgehalt
(20—25%), bis auf die Quantität von kaum einigen Prozenten.
Die Zerteilung des Bindematerials zeigt sich, hauptsächlich im Falle eines grösseren
Gehalts in Flecken von ungleicher und unregelmässiger Form.
Bereits früher während der Schilderung des Quarzes bemerkten wir, dass an
Dünnschliffen einiger Sandsteine die Zementation fast ohne Bindematerial allein durch
die Lösung un d Neukristallisation der Oberfläche der Quarzkörner zu beobachten ist.

Die Karbonate (Kalzit, Siderit, Dolomit) sind im Bindematerial der Sandsteine
von verschiedener Erscheinung. Sie bilden oft wasserreine scheinpleokroische,
mehrere Hundert p, erreichende Grosskristalle, zusammenhängende Karbonatfelder,,
andersmal aus kleinkörnigen Kristallen bestehende Anhäufungen, oder nehmen an
der Zementation des Gesteins in einer mit Tonmineralien verunreinigten, dichten
mikrokristallinen Gestaltung teil.
Der rekristallisierte Kies, der sich während der verflossenen geologischen Zeiten
in Chalcedon und Quarzin umwandelte, brachte in 5—30% die Haufenpolarisationzeigende
Gemeinschaft der langgezogenen, oder unregelmässige Formen zeigenden
Körner zustande und erscheint oftmals als Bindematerial der obertriadischen Sandsteine.
Abb. 2. Röntgendiffraktogramm des grobkörnigen Sandsteins. Pécs-28. Tieíbohrung. {Ou Röhre;
Ni Filter; 40 kV; 20 mA; Imp. Unterbrechung 8; Zeit-Beständigkeitsfaktor 8; Mossungsfaktor 1 :
Geschwindigkeit des Goniometers % "/Minute; Bandgeschwindigkeit 800 Mm/Stunde; Divergenz-Spalte
1°.)
Abb; 3. Röntgendiffraktogramm des mittelkörnigen Sandsteins. Pécs-39. Tiefbohrung. (Cu Röhre?
Ni Filter ; 40 kV ; 20 m A ; Imp. Unterbrechung 8 ; Zeit-Beständigkeitsfaktor 8 ; Messungsfaktor 1 ;
Geschwindigkeit des Goniometers %°/Minute; Bandgeschwindigkeit 800 Mm/Stunde; Divergenz-
Spalte 1°.)

Der Serizit und die Tonmineralien, stark bedeckt von dem an ihrer Oberfläche
gebundenen fein dispersen organischen Material, bilden ein Teil des Bindematerials,
welches aus einem, mit dem Mikroskop schwer erkennbaren Gewebe besteht. Die
genauere Bestimmung dieser Mineralien wurde mit Röntgenuntersuchungen erreicht
und festgestellt, dass diese hauptsächlich aus Kaolinit, Serizit, Hydromuskovit und
Klorit bestehen.
Die wichtigste Charakteristik der obertriadischen klastischen Schichtenreihe
ist der grosse Chamositgehalt der Gesteine. Dies ist besonders bei der Untersuchung
der Sandsteine auffallend, da der Chamositgehalt in zahlreichen Gesteinen überwiegend
vorkommt und in einigen Fällen sogar als monomineralistisches Bindematerial
erscheint.
Die Farbe des Chamosit im Dünnschliff ist verschieden; vom matten Gelbgrün
bis zum starken Grasgrün. Den Proben aus Sammlungen von der Erdoberfläche entstammender
Chamozit a kann sogar dem Grade der Oxydation entsprechend eine Färbung
von rötlich-bräunlicher Farbe erreichen. Am frischen, grünen Chamosit ist
schwacher Pleokroismus zu sehen : grün, gelbgrün. Das Gewebe von 5, bis 20 \i langen
und 1—2 [x breiten Fasern ist zwischen gekreuzten Nikolen haufenpolarisierend.
Abb. 4. Röntgendiffraktogramm des kleinkörnigen Sandsteins. Pécs-39. Tiefbohrung. (Cu Röhre;
Ni Filter ; 40 kV ; 20 m A ; Imp. Unterbrechung 8 ; Zeit-Beständigkeitsfaktor 8 ; Messungsfaktor 1 ;
Geschwindigkeit des Gonioneters x /»"/Minute; Bandgeschwindigkeit 800 Mm/Stunde; Divergenz-
Spalte 1°.)
Abb. 5. Röntgendiffraktogramm des feinkörnigen Sandsteins. Pécs-39. Tiefbohrung. {Cu Röhre;
N i Filter ; 40 k V ; 20 m A ; Imp. Unterbrechung 8 ; Zeit-Beständigkeitsfaktor 8 ; Messungsfaktor 1 ;
•Geschwindigkeit des Goniometers ^V^hnite; Bandgeschwindigkeit 800 Mm/Stunde; Divergenz-
Spalte 1°.)

Die Zone ist positiv. Es gelang uns die Lichtbrechung an den kleinen Häufchen, welche
wir mit mechanischer Lockerung freigelegt haben, annähernd festzustellen : 1,63.
Das Achsenbild ist an jenes der Glimmer erinnernd : mit kleinem Achsen winkel, negativ.
Neben der Erscheinung der Haufenpolarisation sind weiterhin ausserordentlich
dünne, mehrmale 10 u, erreichende Bündel aus seidigen Easern zu sehen. Die
Auslöschung dieser ist wellenartig.
Auch die Aufnahmen mit Röntgendiffraktometer beweisen, dass das in den Sandsteinen
der obertriadischen Schichtenreihe am häufigsten vorkommende Fülosilikat
der Chamosit ist. Obwohl an einem Teile der Diffraktogramme ausser dem Chamosit
einige Glieder der Kloritgruppe (Proklorit, Sheridanit) zu erkennen sind, vertretet
der ganzen Schichtenreihe entlang doch der Chamosit das entscheidend feststellbare
Schichtensilikat.
Der Chamosit ist am häufigsten mit dem Kaolinit zusammen zu sehen, doch die
Menge des Kaolinit ist meistens wesentlich unbedeutender. Im allgemeinen bildeten
sich die Doppelspitzen bei d-Werte von 100-er Intensität (zwischen 7,05—7,15 und
3,52—3,57). An diesen fraglichen d-Werten ist eine langgezogene assymmetrische
oder genaue Doppelspitze zu sehen.
Wir geben zum Vergleich auch das Röntgendiffraktogramm des Chamosits von
Nucic an.
Von den neuerdings erkannten zwei Chamosittypen könnten wir in der Obertrias
des Mecsek auf Grund der Röntgenangaben eher das Eerrichamosit Charakter zeigendes
Fillosilikat als wesentliche Komponente betrachten. Da der Chamosit im untersuchten
Gebiet nicht als selbstständiges Gestein, sondern als Zementationsmaterial
der klastischen Sedimente erscheint, konnten auch keine chemischen Analysen an
sogenanntem reinen Chamosit, sondern nur an chamositführenden Sandsteinen, an
Proben aus Aleuriten und Tonsteinen durchgeführt werden.
Der Gesamteisengehalt der Gesteine, welche den mikroskopischen und Röntgenuntersuchungen
nach Chamosit enthalten, beträgt die Menge von 3—12%. Der FeO-
Gehalt ist immer das mehrfache des Ee 2
0 3
-Inhalts (5—15-fache). Die Angaben der
chemischen Analyse sind in diesem Eall nicht im Einklang mit der Gegenwart des
vorgehend erwähnten, Ferri-Charakter zeigenden Chamosits. In den untersuchten
karbonatlosen Gesteinen kennen wir auf Grund der Resultate der mikroskopischen
und Röntgenuntersuchungen aber allein den Chamosit als solchen Bestandteil, dessen
Eisengehalt beachtungswert ist.
Das Gewebe des Chamosit ist ausserordentlich abwechslungsreich. Seine Verteilung
zwischen den Körnern der Sandfraktion ist ungleichmässig. In einigen Teilen
des Gesteins bildet er an der Oberfläche der Mineralbruchstücke eine dünne Hülle
von einigen jx-en, im anderen Fall erscheint der Chamosit in Flecken von mehreren
Hundert |jt,-en. Diese Flecke haben eine unregelmässige Form, da der Chamosit immer
als Ausfüllung der Lücken zwischen den klastischen Körnern erscheint. Die Form des
Chamositnestes hängt also von der Verteilung des klastischen Materials der Mineralien
ab. Im Falle einer festen Ineinanderfügung der Körner kann sich nur eine dünne
Chamosit-Bindematerialhaut bilden.
Wir hielten es für nötig die Resultate der optischen und Röntgenuntersuchungen
und die Art der mikroskopischen Erscheinung des Chamosits auf dieser Stelle zu
beschreiben, da die Absonderung des Chamositgehalts der Aleurite und Tonsteine,
wegen ihrer kleineren Korngrösse und wegen der diese bedeckenden Komponente
(feindisperses organisches Material, Tonmineralien) wesentlich schwerer ist und wir
uns der Lösung des Problems der Abstammung und Ausbildung des Chamosits an gut
untersuchbaren Sandsteinproben annähern wollten.
2 Természettudományi Múzeumi Évk. 196C.

Das häufig vorkommende Gestein der obertriadischen Schichtenreihe ist der Aleurit,
welcher überwiegend aus klastischen Körnern in der Grösse von 0,01—0,05 Mm besteht.
Die mineralogischen Bestandteile sind in erster Reihe der Quarz wie bei den Sandsteinen.
Ein Teil dessen nimmt als Feinsand (50—100 u.) und Gesteinsmehl (10—50
ein anderer unter 10 fx, die Korngrösse der Tonmineralien annähernd, im Aufbau
des Gesteins teil. Die Quantität der Feldspäte ist veränderlich, reichert sich aber
ähnlich dem Verhalten des Quarzes in der Tonkfraktion an, da der quantitativen
Analyse der Röntgendiffraktogramme gemäss die zwei Komponente immer ein höheres
Resultat gaben als bei den mikroskopischen Messungen. Der klastische Glimmergehalt
der Aleurite ist reicher als derjenige der Sandsteine. Ihr Material besteht unverändert
aus Muskovit, Biotit und Klorit. In einigen Proben sind auch in verschiedenem
Masse abgenutzte Zirkon, Turmalin und Rutilkomer zu beobachten.
Das Bindematerial der Aleurite bilden allererst Tonmineralien, Serizit, Chamosit
und Karbonate.
Abb 6. Röntgendiffraktogramm des gesteinmehligen Tonsteins. Pécs-28. Tiefbohrung. (Cxi Röhre ;
Ni Filter; 40 kV ; 20 mA; Imp. Unterbrechung 8 ; Zeit-Beständigkeitsfaktor 8 ; Messungsfaktor 1 ;
Geschwindigkeit des Goniometers %°/Minute; Bandgeschwindigkeit 800 Mm/Stunde; Divergez-
Spalte 1°.)
Abb. 7. Röntgendiffraktogramm des Chamosits von Nucic. (Cxi Röhre; Ni Filter; 40 kV; 20 mA;
Imp. Unterbrechung 8; Zeit-Beständigkeitsfaktor 8; Messungsfaktor 1; Geschwindigkeit des
Goniometers %°/Minute; Bandgeschwindigkeit 800 Mm/Stunde; Divergenz-Spalte 1°.)

Die Verteilung der klastischen Körner und diejenige der Bindematerial bildenden
Mineralien ist verschieden. An den Aleuritproben der Schichtenreihe waren von der
gleichmässigen Verteilung des Gesteins fleckige, weiterhin bandartigen Gewebecharakter
zeigende, bis zur parallellen Schictung aufweisende Ausbildungen und zahlreiche
andere Gewebestrukturen zu beobachten. Die Orientation des Gesteingewebes
betont am besten die parallellé Einordnung der Glimmer und der verkohlten Pflanzenteile.
Die Steinkohlenfetzen werden oft von winzigkugeligen Pyritausscheidungen
begleitet.
Die Tonmineralien, welche einen Teil des Bindematerials der Sandsteine und Aleurite
bilden, werden zu herrschenden Komponente der Tonsteine. Die in einer gesteinsbildenden
Quantität erscheinenden Tonmineralien (in überwiegender Korngrösse
von 5u) bestehen den Röntgenuntersuchungen gemäss aus Kaolinit, Hydromuskovit,
Serizit und Chamosit. Diese bilden eine auf mikroskopischem Wege nicht erkenntbare
Masse. Den Charakter des geweblichen Bildes der Tonsteine gestalten ausser der tonmineralischen
Textur in die Tonmineralienmasse gebetteten Sand- und Gesteinsmehlkörner
(Quarz, Feldspat, Glimmer, klastische Schwermineralien), ausserdem die
autogenen Karbonatneste und Pyritanhäufungen.
Die charakteristische Bildung der unterliassischen tauben Schichtenreihe ist der
Toneisenstein, welcher in der Obertrias in geringer Menge vorkommt. Diese Gesteinsart
wird nur durch einige dünnen Schichtchen vertreten, hauptsächlich in der Nähe der
unterliassischen Steinkohlenlager enthaltenden Schichten. In dem tief erliegenden,
sicher als Obertrias erkanntem Komplex haben wir keinen Toneisenstein wahrnehmen
können.
Bei einem Vergleich der mineralogischen Bestandteilen der Gesteine der obertriadischen
Schichtenreihe ist zu sehen, dass den steinkohlenlosen Gesteinen ähnlich,
alle drei (Testeinsgruppen überwiegend aus Mineralien klastischen Ursprungs gebildet
sind. Die ausschliesslich als klastisches Material in das Ablagerungssammelgebiet
eingetragene Mineralien sind die Feldspäte, der Biotit, der Muskovit, der Zirkon,
Turmalin und Rutil. Auch der grösste Teil des Quarzes ist klastischen Ursprungs,
obwohl mit dem Zerfall der Feldspäte auch sekundäre Kiesausscheidung entstand
und im Laufe der Dehydratation dieses Vorganges sich haufenpolarisierender autigener
Quarz und Chalcedon bildete.
Von den Tonmineralien ist der Hydromuskovit, der Serizit und der grösste Teil
des Kaolinits vom klastischen Ursprung, da diese im Laufe der Verwitterung aus den
Gesteinen des Abtraggebietes entstanden und als fertig ausgebildete Tonmineralien
an den Ort der Sedimentation gelangt sind.
Der andere Teil der Tonmineralien sind an Ort und Stelle entstandene Produkte
des Vorganges des Feldspatzerfalls.
Desgleichen betrachten wir die Karbonate (Kalzit, Dolomit, Siderit, Ankerit)
auch als autigene Gemengteile, welche entweder aus syngenetischen Lösungen ausgeschieden,
oder aber während dem komplizierten Vorgang der Diagenese entstanden
sind.
Der Vorgang der Chamosithildung im Spiegel
der mineralogischen Untersuchungen
Wir möchten uns an dieser Stelle mit dem, das Bindematerial der obertriadischen
Gesteine liefernden und gleichwohl einen autigenen Ursprung zeigenden Chamosit in
ausführlicher Weise befassen. Da die mineralogische Bearbeitung dieses Schichtenkomplexes
bis zur jetztigen Zeit reichlich vernachlässigt wurde, ist es nötig dass wir

•den, in diesen Bildungen neuerdings erkannten und von mineralogischer Seite genetisch
auch sehr interessanten Chamositgehalt analysieren.
Den Beobachtungen in Dünnschliffen gemäss begann die Ausbildung von einem
Teil der Textur des chamositführenden Materials zur selben Zeit der Sedimentation
der, in das Ablagerungssammelgebiet gelieferten Mineralien und des Gesteninschutts.
In der Beschreibung des Gesteingewebes gaben wir über die Anordnung des Chamosits
unter den klastischen Körpern ein eingehendes Bild. Dies bewies in jedem Falle den
autochtonen Ursprung. Wir konnten feststellen, dass der Chamosit sich aus Lösungen
ausscheidend die zwischen den Mineralbröcken anwesenden Lücken und die Poren
des Gesteins mit seinem Material ausfüllt. Gleichzeitig konnten wir die verschiedene
Umwandlung der klastischen Körner (Glimmer, Feldspat) in Chamosit beobachten.
Die zweierlei Arten der autochtonen Ausbildung betrachtend können wir auch
auf die Entstehungszeit der Chamositbildung folgern:
Das Entstehen des Chamositgewebes, welches einen grossen Teil des Bindematerials
bildet, begann während der Zeit der Sedimentation und setzte sich im Vorgang
der Gesteinsbildung des Sedimentmaterials fort. Die mineralogische Umwandlung
der in verschiedenem Masse in Chamosit umwandelten klastischen Gemengteile
betrachten wir bereits als vollständige diagenetische Erscheinung.
Wir haben während unseren Untersuchungen nur selten solche, den mikroskopischen
Kennzeichen nach als chamositführendes Material betrachtende abgenutzte
klastische Körner beobachtet, aus welchen wir auf eventuelle Zerstörung von früher
•chamositführenden Bildungen hätten schliessen können.
Die zur syngenetisch begonnenen Chamositbildung nötigen elementaren Komponente
können wir also in erster Reihe als solche betrachten, welche in Lösungen geliefert wurden
und neben denen die mobilisierten Elemente in spezialen geochemischen Verhältnissen
des Sedimentationsbeckens eine grosse Rolle spielten.
Aus der mineralogischen Zusammensetzung der Gesteine vom klastischen Ursprung,
welche sich in dem obertriadischen Sedimentationsbecken ablagerten, ist festzustellen,
dass das Abtragsgebiet in dieser Zeit hauptsächlich aus tiefliegenden Magmagesteinen
und verschiedenen metamorphen Schiefern bestand. Das Material dieser Gesteine kam
teilweise in einer Form von kleinem Bruchstücken, teilweise aber als kolloidales Material
— welches sich im Laufe der Verwitterung an der Oberfläche bildete und vom
Flusswasser transportiert wurde — an der Ort der Sedimentation.
Das in das Sedimentationsbecken als Klastikum gelieferte Material ist in der
bereits bekanntgegebenen Eolgenreihe das folgende: der Quarz, die Feldspate, der
Biotit, der Muskovit, der Klorit, sowie ein Teil der Tonmineralien und stellenweise
sich zeugendes farbiges Silikat (Turmalin usw.).
Von den erwähnten Mineralien ist allein der Eisengehalt des Biotits und desKlorits
von Bedeutung, doch die Gesamtmenge dieser Komponente beträgt in den Gesteinen
der Schichtenreihe höchtens 1—2%. Aus der Mobilisation dieser Gesteinsbestandteile
in dem Sedimentationsbecken können wir also den durchschnittlich 5—10%-igen
Eisengehalt der chamositisches Bindematerial-führenden Gesteine nicht ableiten.
(EeO -(- Ee 2
0 3
). Das Gewebebild der Dünnschliffe der Proben trägt auch kein Beweis
für diese syngenetische mineralogische Auflösung.
Das zur Chamositbildung nötige Eisen müssen wir also aus der Verwitterung an der
trockenen Oberfläche ableiten.
0. OELSNER, nach dessen Feststellung zur Ausbildung von marinen Eisenlagerstätten
die trockenländische Elementsmobilitation wichtig ist, nimmt an, dass in
dem Gesteinsmaterial der erodierten Gebiete 2% Eisen vorhanden ist. Das in humater

Form von Flusswässern gelieferte Eisenmaterial konnte sich in dem obertriadischen
seichten Becken anreichern, umsomehr, da die wesentliche Quantität von Eisen aufbrauchender
Vegetation damals bedeutend geringer war, als in den unterliassischen
Zeiten, welche diejenigen der Obertrias folgten. Während de r Zeit der Ausbildung desobertriadischen
kohlenlagerlosen Komplexes wurde in Folge der knappen Vegetation
in das Sedimentationsbecken mehr freies Eisen geliefert, welch es sich den übrigen, noch
ungebundenen Elementen anschliessend, zur Bildung von Eise nsilikat führte.
Die Grundbedingung zur Ausbildung von Eisensilikat — in diesem Falle Chamosit
— ist die Anwesenheit von grosser Quantität gelösster Kieselsäure und Aluminiumhydroxyd.
Während der Untersuchung der obertriadischen Schichtenreihe haben wir
auf Grund der gesteinskundigen Merkmale festgestellt, dass in der Zeit des Entstehens
der Schichtenreihe periodische fluviale, inundationale, moorige, sumpfige, teichige,
Delta und lagunare Faziesverhältnisse geherrscht haben. Die Krustenbewegung des
Gebietes war oszillierend und dies beursachte die mehrmalige Änderung der
genannten Fazies in einer dauernden Ineinanderfolge. Die neritische, inundationale
und moorige Umgebung war für den Kohlendioxyd produzierenden Zerfall des;
verwesenden organischen Materials günstig, während sich in den tieferen und
schlecht gelüfteten Lagunen Ammoniumhydroxyd bildete. Dementsprechend müssen
wir in dem Sedimentationsbecken in horizontaler territorialer Nebeneinanderfolge
und in zeitlicher vertikaler Nacheinanderfolge eine Aera von säurigem und alkalischem
pH vermuten.
In dem Milieu von C0 2
setzte sich der während der Verwitterung an der Erdoberfläche
begonnene Feldspatzerfall fort und ergab das freigewordene Aluminiumhydroxyd
und die Kieselsäure, welche auf Einwirkung des alkalischen Meereswassers (Laguna)
in Lösung überging. Daneben vermuten wir auch die Ankunft des in Lösung befindlichen
Aluminiums in das Becken, wie es beim Eisen der Fall war. In der NH 4
OH
enthaltenden, sogenannten Schwefelwasserstoff-führenden Zone war die Auflösung des­
Quarzes intensiv, wie wir dies bei den mikroskopischen Beobachtungen bereits bekannt
gegeben haben.
In der Bildung von Chamosit hatte gewiss auch die Wasserströmung des Sedimentationsbeckens
eine grosse Rolle, welche die Vermischung der von Flusswässern transportierten
Gemengteile mit den mobilisierten elementaren Bestandteilen der Sedimente des
Beckens beförderte und ihre gegenseitige Reaktion begünstigte. Unserer Meinung nach
hatte also die Bildung des Chamosits am Treffpunkt solcher Wasserströmungen begonnen,
wo das, die Kieselsäure in Lösung haltendes, alkalisches pH zeigendes Milieu,
die Eisenhydroxydlösung-führende und saure Reaktion zeigende Strömung neutralisierte.
Hier bildete sich die optimale Kondition der chemischen Reaktion der elektronegativen
Kieselsäure und des elektropositiven Eisenhydroxyds. Die gleichen Bildungsverhältnisse
begünstigen auch die Ausscheidung des Aluminiums, welche die Anwesenheit
des noch in Lösung befindlichen, aber immer mehr stabil werdenden Siliziums
befördert. Das zur Chamositbildung nötiges Magnesium können wir au's dem Wasser
des Sedimentationsbeckens ableiten. Die Magnesiumkarbonate und Hydroxyde werden
nur in einem stark alkalischen Milieu bei etwa 10 pH unlösbar, so dass die Quantität
der in Lösung befindlichen Magnesiumsalze in dem schwach säurigen, neutralen,
oder mild alkalischen Milieu gross ist.
Die teilweisige Verdrängung des so gebildeten Chamosits durch Siderit war ein
spätdiagenesischer Vorgang als Resultat der Lösungsfähigkeit der den Kohlendioxyd-führenden
sauren Moorgewässern entstammenden Porenlösungen. Die Auflösung
des chamositführenden Bindematerials ist keine allgemeine Erscheinung,
jedoch darf unsere Aufmerksamkeit der Tatsache nicht entgehen, dass sich in der

späten Periode der Gesteinsbildung in den Gesteinen der Schichtenreihe verschiedene
Mineralumwandlungen geschehen sind.
Die Resultate unserer Untersuchungen zusammenfassend können wir feststellen,
dass die Gesteine der obertriadischen Schichtenreihe des Mecsekgebirges überwiegend
aus allotigenen Bestandteilen bestehen. Daneben ist aber die autigene Mineralbildung
auch von grosser Bedeutung, wie es z. B. die Ausbildung des zum Bindematerial der
klastischen Gesteine dienendem Chamosits beweist. Die zur Chamositbildung nötigen
Elemente können wir teilweise von den magmatischen und metamorphen Gesteinen des
Abtragungsgebietes ableiten, teilweise aber ist dies durch die Mobilisation der Elemente
der klastischen Mineralien, welche in das Sedimentationsbecken geliefert wurden, ermöglicht.
Die mit der obertriadischen Orogenèse zusammenhängende oftmalige Faziesveränderung
ergab die Ausbildung solcher geochemischen Verhältnisse, welche in
einer, in dieser Arbeit beschriebenen Art die Ausbildung des Chamosits ermöglichte.
Literatur: — 1. ALDINGER, H.: Zur Entstehung der Eisenoolithe im Schwäbischen
Jura (Zeit. d. deutsch. Geol, Ges., Stuttgart, 109, 1957, 1, p. 7—9). — 2. BETECHTIN,
A., G. : Lehrbuch der speziellen Mineralogie (Leipzig, 1964, pp. 679). — 3. BORCHERT, H. :
Über Faziestypen von marinen Eisenerzlagerstätten (Ber. der Geol. Gesells., Berlin, 9,
1964, 2, p. 163—193). •—• 4. BRINDLEY, G. W. : The crystal structure of some chamosite
minerals (Min. Magazine, 29, 1951, p. 502—525). — 5. BRINDLEY, G. W. & YOUELL,
R. F.: Ferrous chamosite and ferric chamosite (Min. Magazine, 30, 1953, 220, p. 57—70).
— 6. CISSARZ, A.: Zur Pétrographie und Genesis südwestmazedonischer Eisensilikat-
Lagerstätten (Bull. Service géol. géophis. Serbie, Beograd. 11, 1954, p. 261—340). —
7. HARDER, H.: Zum Chemismus der Bildung einiger sedimentärer Eisenerze (Zeit. d.
deutsch. Geol. Ges., Stuttgart, 109, 1957, 1, p. 69—72). — 8. IMREH L.: A mecseki felsőtriász
homokkő felső részének kőzettani vizsgálata (Petrographische Untersuchung des
oberen Teiles des obertriassischen Sandsteins des Mecsek-Gebirges) (Ann. Inst. Geol.
Publ. Hungarici, 45, 1956, 1, p. 53—68). — 9. KOCH S. & SZTRÓKAY K. I.: Ásványtan
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vizsgálata (Manuskript, Ungarische Geol. Anst., Datensammlung). —• 11.
NOSKENÉ FAZEKAS G.: Jelentés a Pécs-39. mélyfúrás üledékkőzettani vizsgálatáról (Manuskript,
Ungarische Geol. Anst., Datensammlung). — 12. OELSNER, O.: Zur Herkunft
des Eisens in oolithischen Eisenerzlagerstätten (Freib. Forschungsh., C 129, 1962, p.
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de la région de Mórágy) (Földtani Közlöny, 82, 1952, p. 143—150). — 14. SZÁDECZKY-
KARDOSS E.: Geokémia (Budapest, 1955, pp. 680). — 15. WATTENBERG, H.: Zur Chemie
des Meerwassers (Z. anorg. allg. Chemie, Berlin, 236, 1938, p. 339—360).
Tafelerklärungen
Taîel I.
1. Aus Quarz und Feldspat bestehendes Granitklastikum. Pécs 28. Tief bohrung, +N, 40X .
2. Mirmekit in Sandstein. Pécs 28. Tiefbohrung. +N, 40X .
3. Diagenetische Sideritkugel in Tonstein. Pécs 28. Tiefbohrung. II N, 100X .
4. Rekristallisiertes Silizium-Bindematerial in Sandstein. Pécs 28. Tiefbohrung. +N,
100X.
Talel II.
1. Kaolinitisierte Feldspäte mit spaltungausftülcnden Chamositadern. Pécsvasas, Tal zwischen
Galambos und Vöröses, n N, 75X .
2. Sich in Chamosit umwandelnder Feldspat. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses.
I I N, 75 X .
3. Biotitreicher Sandstein. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 75X .
4. Sandstein durchquerende epigene Karbonatadern. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 75X*

Talel III.
1. In der Richtung der Lamellierung karhonatisierter und chamositisierter Feldspat. Pécsvasas,
Tal zwischen Galambos und Vöröses. +N, 200 X .
2. Karbonatmaterial führendes Klastikum mit Chamositadern. Pécsvasas, Tal zwischen
Galambos und Vöröses. I I N, 75X .
3. Chamositstückchen klastischen Ursprungs. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses.
I I N, 75X .
4. Bostonitklastikum. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses. +N, 200X.
Taîel IV.
1. Fahl gewordener sich in Chamosit umwandelnder Biotit. Pécsvasas. Tal zwischen Galambos
und Vöröses. I I N, 500X •
2. Zwischen Quarzkörner gepresster Biotit. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses.
I I N, 250 X .
3. Biotitlamellen im Chamositfeld. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses. II.
N, 350 X.
4. Vergrössertes Bild der vorigen Aufnahme, an welchem die im Biotit befindliche Chamositlamelle
zu sehen ist. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses. I I N, 500X .
Taîel V.
1. Verwitternder Biotit mit zackigem Rande. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 200X •
2. Vergrösster Teil des vorigen Bildes. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 500 X •
3. Verwitternder Biotit mit fahlem grünlichen Rande. Pécsvasas, Ujladin-Tal, I I N, 250 X .
4. Verwitternder Biotit im chamositischen Milieu. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 200 X.
Tafel VI.
1. Sich in Chamosit umwandelnde Biotite und feine Chamositfäden. Pécsvasas, Ujladin-Tal.
I I N , 200 X.
2. Sich in Chamosit umwandelnde Biotitlamelle und chamositisches Bindematerial. Pécsvasas,
Ujladin-Tal. I I N, 200 X .
3. Grosse Biotitlamelle in chamositisches Bindematerial-führendem Sandstein. Pécsvasas,
Tal zwischen Galambos und Vöröses. I I N, 75X .
4. Aufgelöstes und weitergewachsenes Quarzklastikum in Sandstein von chamositführendem
Material. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses. I I N, 75X .
Taîel VII.
1. Chamositführender Einschlusskranz im weitergewachsenen Quarzkorn. Pécsvasas, Tal
zwischen Galambos und Vöröses. I I N, 75X •
2. Das vorige Bild mit Nikol. Pécsvasas, Tal zwischen Galambos und Vöröses. +N, 75 X .
3. Ungleich verteiltes chamositisches Bindematerial. Pécsvasas, Ujladin-Tal. LT N, 75X.
4. Chamositisches Bindematerial mit oxydierten Flecken. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N,
200 X.
Taîel
VIII.
1. Der Kontakt von Quarzkörnern mit chamositischen Bindematerial scharfer Grenze
entlang. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 75X.
2. Zusammenhängender Chamosit auf grossem Gebiet. Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 75X .
3. Chamositisches Bindematerial führenden Sandsteinteil durchquerende Karbonatader.
Pécsvasas, Ujladin-Tal. I I N, 75X.
4. Quarzklastikum durchdringende Chamositadern. Pécsvasas. Ujladin-Tal. I I N, 200X.

Tafel II.