· .~60 Norbert Schneider Das lumineszenzaktive Struktu rinventar von Quarzphänokristen in Rhyolithen Als Dissertation eingereicht am 23.09.1993 bei den Mathematisch-Naturwissenscha

GÖTTINGER

ARBEITEN ZUR

,GEOLOGIE UND

PALÄONTOLOGIE

Nr. 60

Norbert Schneider

Das lumineszenzaktive Strukturinventarvon Quarzphänokristen in Rhyolithen

1993

Im Selbstverlag der Geologischen Instituteder Georg-August- Universität Göttingen

Göttinger Arb. Geol. Paläont. 81 S., 38 Abb., 13 Tab., 7 Taf. Göttingen, 13.12.1993

.~60

Norbert Schneider

Das lumineszenzaktive Struktu rinventarvon Quarzphänokristen in Rhyolithen

Als Dissertation eingereicht am 23.09.1993bei den Mathematisch-Naturwissenschaftlichen Fachbereichender Georg-August-Universität

erscheinen in unregelmäßiger Folgeim Selbstverlag der Geologischen Instituteder Georg-August- Universität Göttingen:Institut und Museum für Geologie und PaläontologieInstitut für Geologie und Dynamik der Lithosphäre

are issued irregularilyby the Geological Institutes(until 1985: Geol.-Paläont. Inst.)of Göttingen University:Institute and Museum of Geology and PalaeontologyInstitute of Geology and Dynamlcs of the Lithosphere

RedaktionDr. Helga UffenordeInstitut und Museum für Geologie und PaläontologieGoldschmidt-Straße 3D-37077 Gättingen

ISS N 0534-0403@) Geologische Institute, Universität GöttingenOffsetdruck KINZEL, Göttingen

SCHNEIDER, N. (1993): Das lumineszenzaktive Strukturinventar von Quarzphänokristen in Rhyolithen. [Theluminescence-active structural inventory of Quarlz phenocrysts in rhyolites.) - Göltinger Arb. Geol. P"Htolll.. 60:81 S., 38 Abb., 13 Tab., 7 Taf.; GOllingen.

The Quartz phenocrysts from Permian rhyolites of Central Europe show a complex variety of lu mine-scence-active growth structures. Cyclic idiomorphical crystal growth, Le. multis tage growth cycles (steppedzoning). oscillatory zonal growth. crystal resorption and secondary quartz overgrowth determine the morphologyof the phenocrysts. Oscillatory zoning develops due to periodical, discontinuous crystal growth with periods ofgrowth and solution alternating wirh extremely slow respectively stagnating growth. The contouration of irregu-lar. lobate or tube-like embayments in Quartz phenocrysts by oscillation lamellae reflects growth obstruction inthe crystal surface. Same observations signify. that the cyclic sequence of growth. resorption and restored growthreflects the step-wise rise of parts of the magma to higher intrusion levels. Spectroscopic investigations of diffe-rent quartz types at sam pie temperatures between +20 and -190 °c confirm the dependance of the CL from thediffusion behaviour of trace elements. which determine CL-active defect centres within the quartz crystal l:lttice.

porphyry. magmatites, phenocrysts, crystal loning, crystal growth, cathodoluminescence, infrared. Europe

N. Schneider, Institut für Geologie und Dynamik der Lithosphäre, Goldschmidtstr. 3. 0-37077 Göttingen

SUMMARYQuartz phenocrysts from Permian rhyolites of Central Europe (Saar-Nahe-Pfalz-region, Odenwald, Oberpfalz,northwestern part of Sachsen, southeastern Harz area, Erzgebirge ) show a complex variety of lumine-scence-active growth structures, wh ich contain information about different steps of magmatic evolution, Themorphology of the phenocrysts is determined by cyc1ic idiomorphical crystal growth, e.g. multistage growth cy-c1es (stepped zoning), oscillatory zonal growth, crystal resorption and secondary quartz overgrowth.

The phenocrysts of the examined porphyry magmatites are characterized by oscillatory zoning. These growth la-mellae have an average width of 10-20 ~m and can be made visible by scanning electron microscopy catho-doluminescence (SEM-CL) - technique due to different intensities of the CL-spectrum-dominating wavelengthmaxima. The oscillation zones form fine intern.al structures within larger stepped zones, characterised by abruptchanges of CL-intensity. This stepped zoning can be already recognized by optical cathodoluminescence micros-copy (O-CL), due to the average width of the zones between 100 and 1000 ~m. Local displacement of both zo-ning types due to late-magmatical fracturing, their discontinuous arrangement in crystal fragments, and strictidiomorphical symmetry in phenocrysts prove, that these zoning patterns develop due to crystal growth exclusi-vely.

Oscillatory growth is typical for crystals, wh ich grow under undisturbed conditions. It is demonstrated, that theoscillatory zoning in quartz phenocrysts can. be correlated with that in other minerals like plagioc1ase or calcite.This makes it possible to trace back the origin of the oscillatory growth lamellae to the interaction between sur-face-kinetic processes and diffusion-controlled concentration changes under conditions of very slow growth ratesand low oversaturation within the nutrient. Decisive for the formation of oscillatory growth structures is a peri-odical, discontinuous crystal growth during periods of alternating growth and dissolution with extremely slow orstagnating growth.

II

Proceeding crystallization leads to more irregular shapes of the phenocrysts as a result of the inhomogeneousdistribution of crystal-forming components in the melt, the fluctuation of the diffusion conditions, and changesof the growth rate. The idiomorphic oscillatory growth of the quartz phenocrysts can be interrupted, followed byresorption of the crystal edges. This interruption may be caused by

I.2.

3.

convective movement of the quartz crystals within the melt,increasing Si02-concentration gradients in the interlayer between crystal and melt (decreasing diffu-sion of crystal-forming components due to increasing viscosity of the magma), orisothermal pressure release due to magma uplift.

The formation of oscillatory zoning is indicative for a self -organized diffusion process under mainly static con-ditions. On the other hand, stepped zoning refers to changes of external physico-chemical parameters(temperature and viscosity of the melt, CO2-H20-pressure) in the direct vicinity of the phenocrysts, associatedwith dynamic processes like convection, laminar or turbulent flow (movement of the crystals within the magmachamber) or magma mixing.

Irregular, lobate or tube-like embayments in quartz phenocrysts are often contoured by oscillation lamellae. Le.in the direct vicinity of the embayments only the width of the lamellae becomes reduced, but not their number.This proves, that many of these embayments develop due to growth obstruction in the crystal surface, and donot form by surface resorption exclusively. Embayments formed by resorption are characterized by discordantcut of the oscillatory lamellae.

Stepped zoning cannot be directly correlated with the uplift of the magma. Some observations may indicate, thatthe cyclic sequence of growth, resorption and restored growth reflects the step-wise rise of the magma to high erintrusion levels. However, a correlation of the number, the rhythmic arrangement and the width of the steppedzones between different crystals within the same sampie is not always possible. A reason for this may be the mi-xing of parts of the magma, bringing together crystals with different growth history.

Initial blue CL-colours are characteristic for rhyolitic quartz phenocrysts. This extrinsic luminescence has its ori-gin in crystal lattice defects. Prolonging electron bombardment leads to a continuous change from initial (natural)to final (induced) CL-colours due to the radiation damage of the quartz crystal lattice. For this diffusive localdisplacement of ions, determining luminescence centres in quartz, must take place. The contrast of zonal growthstructures becomes more intense because of increased emission of orange light. Ions and trace elements, whichcontribute to the crystal growth, can be fixed in its positions inside the crystal lattice by deep-temperature coo-ling, and hereby diffusive local displacement can be stopped. In contrast to analysis of uncooled sampIes, CLspectral analysis of quartz phenocrysts, xenomorphic granite quartz, and synthetic hydro thermal quartz at tem-peratures down to -190 oe showI.2.

3.

an increasing blue/ infrared intensity up to three orders of magnitude,a diminished intensity of the orange emission,a reduction of initial-to-final-colour-drift, of zonal growth structures, and of thermal quenching.

These observations confirm the dependance of quartz cathodoluminescence from the diffusion behaviour of traceelements, wh ich determine CL-active defect centres within the quartz crystal lattice.

III

ZUSAMMENFASSUNG

Die Quarzphänokristen der perm ischen Rhyolithe Zentraleuropas (Saar-Nahe-Pfalz-Region, Odenwald, Ober-

pfalz, NW-Sachsen, südöstliches Harzvorland, Erzgebirge) zeigen eine komplexe Vielfalt Lumineszenz-aktiver

Wachstumsstrukturen, die Informationen über magmengenetische Entwicklungsstufen enthalten. Charakteristisch

ist ein zyklisches, idiomorphes Kristallwachstum, bei dem polyphase Wachstumszyklen (Stufenzonierung), oszil-

lierender Zonarbau, Resorptionsphasen und sekundäre Anwachssäume den Kristallhabitus bestimmen.

Das Wachstum der Quarzphänokristen in den untersuchten porphyrischen Magmatiten ist hauptsächlich durch

Oszillationszonierung charakterisiert. Diese Wachstumslamellen sind im Mittel 10-20 Im breit und werden im

Rasterelektronenmikroskop - Kathodolumineszenz (REM-KL) - Signal sichtbar infolge unterschiedlicher Inten-

sitäten der am Lumineszenzspektrum beteiligten Wellenlängenmaxima. Die Oszillationszonen bilden die Fein-

struktur innerhalb größerer Zonenrhythmen (Stufenzonen), zwischen denen ein abrupter Wechsel in der Lumi-

neszenzintensität zu beobachten ist. Diese Stufenzonierung kann bei Zonenbreiten von durchschnittlich 100 -

1000 Im schon im Farbbild der optischen Kathodolumineszenz - Mikroskopie (O-KL) erkannt werden. Der

räumliche Versatz beider Zonierungstypen durch spätmagmatische Bruchprozesse, ihr diskontinuierlicher Verlauf

bei klastischen Phänokristen sowie der quasi-parallele Verlauf der Zonen zu Korngrenzen streng idiomorpher

Kristalle weisen sie als Wachstumsstrukturen aus.

Oszillierendes Kristallwachstum ist ein signifikantes Merkmal von Kristallen, die unter ruhigen Bedingungen in-

nerhalb eines Fluidsystems wachsen, das während der Wachstumsphase keine Durchbewegung erfährt. Die vorlie-

gende Arbeit zeigt eindeutig, daß die Oszillationszonierung in Quarzphänokristen mit der in anderen Mineralen

wie Plagioklas und Calcit verglichen werden kann. Die Entstehung von oszillierenden Wachstums lamellen kann

danach auf die Wechselwirkung oberflächenkinetischer Prozesse mit diffusionsbedingten Konzentrationsschwan-

kungen in Nährlösungen bei sehr langsamen Wachstumsraten und niedrigen Übersättigungsbedingungen zurück-

geführt werden. Entscheidend für die Ausbildung des Oszillationszonarbaus ist ein periodisches, dis-

kontinuierliches Kristallwachstum, in dem Wachstums- und Lösungsperioden mit extrem verlangsamtem bis sta-

gnierendem Wachstum alternieren.

Fortschreitende Kristallisation führt aufgrund stofflicher Inhomogenitäten, Schwankungen der Diffusionsbedin-gungen und Änderungen der Wachstumsraten zu einem zunehmend unregelmäßigeren Kristallhabitus der Phä-nokristen. Das idiomorphe, oszillierende Wachstum der Quarzphänokristen wird i.d.R. unterbrochen und der

Gesamtkristall durch Resorption gerundet. Die Unterbrechung des Oszillationswachstums kann verursacht werden

durch

I.2.

3.

die konvektive Verlagerung der Quarzkristalle innerhalb der Schmelze,

zunehmende Si02- Konzentrationsunterschiede im Kontakt Kristall/ Schmelze (verlangsamte Stoff-diffusion aufgrund steigender Viskosität des Magmas) oder

den isothermalen Druckabfall infolge eines Magmenaufstiegs.

Während für die Ausbildung von Oszillationszonierung ein sich selbst organisierender Diffusionsprozess unter

weitgehend statischen Bedingungen wahrscheinlich ist, wird die Stufenzonierung auf externe physikochemische

Änderungen (Temperatur und Viskosität des Magmas, CO2-H20-Partialdruck) in der Umgebung der Phänokri-

sten zurückgeführt, die mit dynamischen Prozessen wie z.B. Konvenktion, laminares oder turbulentes Fließen mit

Verlagerung der Kristalle in der Schmelze oder Magmamixing verbunden sind.

IV

OsziIIationslamellen konturieren als Wachstumsformen Buchten und Vertiefungen in Quarzphänokristen, d.h. imdirekten Einengungsbereich der Buchten erfolgt im Vergleich zu ungestörten Teilen der Quarzkristalle eine Ver-ringerung der Lamellenbreiten, nicht aber deren Anzahl. Dies belegt klar, daß viele dieser oft unregelmäßigen,lappigen oder schlauchartigen Vertiefungen, die bislang Ld.R. als "Resorptionsbuchten" gedeutet wurden, nichtauf Resorptionsprozesse, sondern auf Wachstumsbehinderungen zurückzuführen sind. Durch Resorption entstan-dene Buchten schneiden die Wachstumslamellen diskordant ab.

Die Interpretation der Stufenzonen im Hinblick auf das Aufstiegsverhalten des Magmenkörpers gestaltet sichschwierig. Einige Beobachtungen sprechen dafür, daß die zyklische Abfolge von Wachstum, Resorption und wie-dereinsetzendem Wachstum den sequenziellen Aufstieg von Schmelzanteilen in Zwischenintrusionsniveauswiedergibt. Diesem Modellansatz steht entgegen, daß Anzahl, Rhythmizität und Breite der Zonenfolgen zwischenKristallen einer Probe nicht immer korreliert werden können. Als Ursache hierfür kann eine Mischung vonMagmenteilen aus unterschiedlichen Generationsräumen durch Fließprozesse angenommen werden, wodurchQuarzphänokristen mit verschiedener Wachstumsgeschichte zusammengebracht werden.

Signifikant für alle untersuchten Quarzphänokristen aus Rhyolithen sind initial blaue KL-Farben. Diese extrin-sische Lumineszenz geht auf Kristallgitterfehler zurück. Infolge von anhaltendem Elektronenbeschuß tritt einWechsel von initialen (natürlichen) zu finalen (induzierten) Farben ein. Diese Lumineszenzänderung geht aufeine Strahlungsschädigung des Kristallgitters zurück und bedingt den diffusiven Ortswechsel von Ionen, die Lu-mineszenzzentren definieren. Die hierbei steigende Intensität der orangenen Emission drückt sich u.a. in einerzunehmenden Kontrastierung des Zonar baus aus. Durch Tiefkühlung können die am Kristallaufbau beteiligtenIonen und Spurenelemente in ihrer Position im Kristallgitter fixiert und ihr diffusiver Ortswechsel unterbundenwerden. Im Gegensatz zu Analysen von ungekühlten Proben zeigen Spektralanalysen des Lumineszenzspektrumsvon Quarzphänokristen, xenomorphen Granitquarzen und synthetischen Hydrothermalquarzen bei Probentempe-raturen bis -190 oe

1.

2.

3.

eine Zunahme der Blau- und Infrarotintensitäten bis zu drei Dekaden,eine Unterdrückung der orangenen Emission,eine Abschwächung der Initial-Final-Veränderung, der Zonarbaukonturen und des thermischenQuenschens.

Diese Beobachtungen bekräftigen die Abhängigkeit der Quarzlumineszenz vom Diffusionsverhalten von Spuren-elementen, die KL-aktive Defektzentren im Quarzkristallgitter definieren.

II23

11I22.12.22.32.433.13.2

IIII22.12.22.32.42.5

IVI22.12.23

VI2

VI

INHALTSVERZEICHNIS

SeiteEINLEITUNG ...............•.......... 2Vorwort......................................................................................................................... 2Pro blemstell ung 2Abkürzungen......................................................................................................................... 3

METHODIK 4Präparation des Probenmaterials 4Kathodolumineszenz - Analytik.. 4Physikalische Grundlagen 4Rasterelektronenmikroskop - Kathodolumineszenz (REM-KL) - Analytik.................................. 5Optische Kathodolumineszenz (O-KL) - Mikroskopie.................................................................... 6Vergleich der verwendeten Verfahren 9Fourier Transform Infrarot (FTIR) - Spektroskopie 9Prinzipien der FTIR-Spektroskopie 9Verwendetes Instrumentarium und Meßroutine 10

HERKUNFT UND BESCHREIBUNG DES PROBENMATERIALS 12Geologischer Überblick 13Petrographie.................................................................................................................... 16Die Rhyolithe Südwestdeutschlands 16Der Erbendorfer Rhyolith in der Oberpfalz 18Der Triberger Granit im Schwarzwald.............................................................................................. 18Die spätvaristischen Magmatite des ostdeutschen Raumes 18Aspekte der Hoch-/ Tiefquarz - Problematik 20

KATHODOL UMINESZENZ - ANALYTIK 25Stand der Forschung 25Ergebnisse der REM-KL - Analytik................................................................................................ 26Kathodolumineszenz-Strukturen in Quarzphänokristen aus Rhyolithen 26Kathodolumineszenz-Strukturen granitischer Quarze 34Ergebnisse der O-KL - Analytik 35

FTIR - SPEKTROSKOPIE..................... 50Kristallchemische Grundlagen........................................................................................................... 50Erge bnisse........................................................................................................................... 52

ABSCHLIEßENDE DISKUSSION 57

LITERA TUR VERZEICHNIS................................................................................................................................... 60ANHANG (Abb. 38; Tab. 5 - 13; Verz. Geolog. Karten) 68TAFEL I - 7

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I EINLEITUNG

1.1 Vorwort

Die vorliegende Arbeit entstand im Rahmen des DFG-Forschungsprojektes Be 756/26 und wurde durch Prof.Dr. H.-J. Behr und Dr. T. Heinrichs vom Institut für Geologie und Dynamik der Lithosphäre (IGDL), UniGöttingen, angeregt, denen ich für ihre intensive Betreuung und stete Diskussionsbereitschaft an dieser Stellemeinen Dank ausspreche. Herrn Prof. Dr. K.-H. Nitsch (Mineralogisches Institut, Uni Göttingen) danke ich fürdie Übernahme des Korreferates und die kritische Durchsicht meines Manuskriptes.Einer der Schwerpunkte des O.g. Forschungsprojektes liegt in der Erweiterung des am IGDL vorhandenenRasterelektronenmikroskops durch einen Tieftemperaturprobentisch (N2(liquid)- Temperatur) und eine hoch-auflösende Monochromator-/ Photomultipliereinheit mit zugehöriger Elektronikeinheit zum Photonencounting anlumineszierenden Mineralen. Die Installation dieses Meßinstrumentariums wird erst zur Zeit der Fertigstellungdieser Arbeit abgeschlossen sein. Aus diesem Grunde konnte dieser Teil des Forschungsprojektes keine Be-rücksichtigung mehr in der hier vorliegenden Arbeit finden. Infolge dessen wurde in Abänderung des ursprüng-lichen Konzeptes die konventionelle Spektralanalytik am optischen KL-Mikroskop methodisch erweitert.Im Verlauf des dreijährigen Projektes wurden umfangreiche Probennahmen durchgeführt, die ohne dieUnterstützung von Herrn Prof. Dr. H.-J. Behr nicht möglich gewesen wären. Prof. Behr stellte darüberhinaus ei-genes Probenmaterial zur Verfügung. Ihm sei hierfür herzlich gedankt. Bei der Proben nah me im osterzgebirgi-schen Raum und bei der Bereitstellung zusätzlicher Proben war Herr Dr. R. Seltmann vom ZIPE, Potsdam, einegroße Hilfe.Für die kritische Durchsicht meines Manuskriptes danke ich Herrn Prof. Dr. Behr und Herrn Dr. T. Heinrichs.Den Herren Dr. A. van den Kerkhoff (IGDL, Uni Göttingen), Dr. K. Ramseyer (Geologisches Institut, UniBern/ Schweiz) und Dr. M. Götzinger (Institut für Mineralogie und Kristallographie, Uni Wien/ Österreich) seigedankt für die Durchsicht von Teilen des Manuskriptes, sowie für die sehr hilfreichen und anregenden Arbeits-gespräche.Besonderer Dank gilt meinen Kollegen Herrn Dip!.-Geo!. J. Topp und Herrn Dip!.-Geo!. V. Liebetrau für diesehr freundschaftliche und kollegiale Zusammenarbeit in vielen Jahren.Allen Mitarbeitern der Arbeitsgruppe "Fluide" am IGDL danke ich für die gute Arbeitsatmosphäre und dievielen kleinen und großen Hilfen, allen voran den Herren Dr. T. Heinrichs und Dr. eh. Reute!.Die Probenpräparation wurde von Herrn K.-H. Fabel' und seinen studentischen Mitarbeitern sehr gut durchge-ruh~ .Diese Arbeit widme ich meiner Familie, der ich von ganzem Herzen danke für das große Verständnis und die sozahlreich entbehrte Zeit.

1.2 Problemstellung

Obwohl Quarz neben Feldspat das häufigste Hauptgemengteil der sauren Krustengesteine darstellt, spielt er inder petrologischen Forschung nur eine Nebenrolle. Während er in Metamorphiten aufgrund seiner ausgezeich-neten Deformations- und Rekristallisationseigenschaften wichtige Aussagen zur Mikrotektonik liefern kann, ister in magmatischen Gesteinen nur durch seine äußere Kornform und die daraus ableitbare Stellung in derMineralisationsabfolge sowie durch Hoch-/ Tiefquarz-Modifikationen von Interesse. Interne Wachstumsstruktu-ren oder Reaktionsgefüge sind, bedingt durch seine im Gegensatz zu anderen Silikaten einfachere Kristallchemie,nur im beschränkten Maße durchlichtoptisch erkennbar. Lediglich für Untersuchungen von Flüssigkeits- undSchmelzeinschlüssen ist dieses Durchläufermineral aufgrund seiner geringen Spaltbarkeit und hohen Transparenzvon stärkerem Interesse.Durch Kathodolumineszenztechniken kann die Wachstumsgeschichte von Quarzkörnern sichtbar gemacht und de-tailiert nachvollzogen werden. Damit werden bisher nicht zugängliche Informationen gewinn bar. Dies wird amBeispiel von Quarzphänokristen aus Rhyolithen demonstriert. Ziel der Arbeit ist es jedoch nicht, eine umfas-sende Kristallisationstudie für intratellurischen Quarz vorzulegen, sondern vor allem die methodischen Analy-setechniken und die Ursachen von KL-Strukturen darzustellen und zu diskutieren.

Seit der Beobachtung von "rotem Phosphoreszenzlicht" durch GOLDSTEIN (1907) ist die Kathodolumineszenzvon Quarz ein viel diskutiertes Phänomen. Damit Quarz ein Lumineszenzverhalten zeigt, muß dem Kristallgitter

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Energie zugeführt werden. Diese kann optischer, elektrischer, nuklearer, chemischer, thermischer oder mechani-scher Natur sein. Durch den Beschuß mit negativ geladenen Teilchen wird die Kathodolumineszenz angeregt. Sieist in Quarz im Vergleich zu anderen geowissenschaftlich relevanten Mineralen wie Calcit, Dolomit, Plagioklasoder Alkalifeldspat von nur geringer Intensität. Es wird Licht im gesamten sichtbaren Wellenlängenbereich vonviolett! blau über grün! gelb und braun nach rot emittiert. Die der Kathodolumineszenz zugrunde liegendeAbsorption von Energie und die daran gekoppelte Emission von Lichtquanten im sichtbaren Bereich deselektromagnetischen Feldes werden in natürlichen Kristallen gesteuert durch Kristallgitterdefekte(Fremdelemente an Gitter- oder Zwischengitterpositionen, stöchiometrisch fehlende Kationen bzw. Anionen,Versetzungen), deren Ausprägung und laterale Verteilung im Kristall durch das physikochemische Umfeld be-stimmt sind. Welche Ursachen den meisten Lumineszenzfarben in Quarz zugrunde liegen kann nicht immerzweifelsfrei geklärt werden, da die zum Nachweis von Spurenelementverteilungen einsetzbaren Methoden wieElektronenspinresonanz (ESR), Instrumentelle Neutronenaktivierung (INA) oder Induktiv-gekoppelte Plasma-Massenspektrometrie (ICP-MS) zwar sehr gute Nachweisgrenzen, aber nur eine schlechte Ortsauflösung besitzen.Andererseits erreichen Meßverfahren mit guter Ortsauflösung wie die wellenlängendispersive Rasterelek-tronenmikroskopie (REM-WDX) meist nicht die notwendige Nachweisgrenze.

Obwohl viele Fragen über die Ursachen der Lumineszenz in Quarz offen sind, bietet die Kathodolumineszenzhervorragende Möglichkeiten zur ortsauflösenden Detektion mikrostruktureller Merkmale, die z.Zt. mit keineranderen Meßtechnik so leicht erfaßbar sind. So ist bekannt, daß auf der Basis von Lumineszenzfarben und derenVerteilung eine genetische Trennung authigener, metamorpher, vulkanischer und plutonischer Quarze in Sand-steindetritus sowie rekristallisierter und plastisch deformierter Quarzphasen in Metamorphiten durchgeführt wer-den kann. Die Erforschung der Ursachen der KL von Quarz orientiert sich bis in die heutige Zeit schwer-punktmäßig an synthetischen und natürlichen Quarzen hydrothermaler Bildung, die auch Gegenstand der expe-rimentellen KL-Untersuchungen sind. Die idiomorphe Wachstumsform dieser Quarze ermöglicht eine Überprü-fung, in welcher Beziehung Wachstumsdynamik und -richtung (Sektorenwachstum, Zwillingswachstum, Zonar-bau), Bruchbildung und die Änderung physikochemischer Wachstumsparameter (Bildungstemperatur und -druck,Zusammensetzung, Konzentration volatiler Elemente) zum Lumineszenzverhalten stehen. Eine umfassende Über-prüfung derartiger Beziehungen an natürlichen magmatischen Quarzen wurde bisher nicht vorgenommen.

Neben den im allgemeinen geringen Informationen, die bei lichtmikroskopischer Betrachtung von xenomorphemZwickelquarz in Graniten erhalten werden, tritt Quarz in Rhyolithen besonders in Form idiomorpher Phänokri-sten deutlicher in Erscheinung. Der strukturelle Informationsgehalt bleibt bei konventioneller Betrachtungsweisedennoch klein. Insbesondere im hochauflösenden REM-KL-Signal lassen sich jedoch Feinstrukturen in Quarznachweisen, die einen wichtigen Beitrag leisten können zum Verständnis wachstumsdynamischer Prozesse inmagmatischen Systemen. Oszillations- und Stufenzonierung, Amöboid- und Skelettwachstum sowie sekundäreMineralisationen differenzieren das homogene Erscheinungsbild magmatischer Quarze unter dem Aspekt wachs-tumskontrollierter Prozesse. Damit kann Quarz als Durchläufermineral und Hauptbestandteil in fast allen Kru-stengesteinen auch als Detektor für Kristallisationsparameter und Änderungen des Wachstumsmilieus Ver-wendung finden.

Die vorliegende Arbeit erfaßt und untersucht Strukturphänomene magmatischer Quarze aus rhyolithischen bisrhyodacitischen Vulkaniten und granitoiden Plutoniten verschiedener Provinzen Mitteleuropas und charakterisiertihre durch Lumineszenz kontrastierten Strukturen nach Phänomenologie, Spektralanalytik des emittierten Lichtesund Analyse der Lumineszendefekte durch FTIR-Mikroskopie. Im Besonderen werden die Wachstumsstrukturenvon Quarzphänokristen in Rhyolithen mit REM-KL aufgelöst und es werden Beziehungen zu mag-mentektonischen Prozessen diskutiert.

1.3 Abkürzungen

Die im Text verwendeten Abkürzungen werden im nachfolgenden kurz erläutert.

FEFTIR

FluideinschlußFourier Transform Infrarot

IRKLO-KLREM-KLSE

4

InfrarotKathodolumineszenzOptische KathodolumineszenzmikroskopieRasterelektronenmikroskop -Kathodol umineszenzSchmelzeinschluß

11 METHODIK

11.1 Präparation des Probenmaterials

Von den in die Untersuchungen einbezogenen Gesteinsproben wurden jeweils ein bis drei mechanisch hochpo-lierte Dünnschliffe von ca. 30 J.lm Dicke hergestellt, die für normale Dünnschliffmikroskopie, O-KL- undREM-KL-Analytik verwendet werden können. Für die FTIR-Mikroskopie wurden zusätzlich beidseitig hochpo-lierte und vom Objekträger ablösbare Dickschliffe von ca. 100-150 J.lmDicke angefertigt. Insgesamt wurden 564Einzelquarzkörner aus 109 Dünnschliffproben analysiert. Das verwendete Dünnschliffmaterial ist am Institut fürGeologie und Dynamik der Lithosphäre, Göttingen, inventarisiert.

11.2 Kathodolumineszenz - Analytik

11.2.1 Physikalische Grundlagen

Unter der Lumineszenz eines Festkörpers (Isolator oder Halbleiter) versteht man physikalisch die Absorption vonEnergie durch die Materie des Festkörpers und ihre Emission im sichtbaren Bereich des elektromagnetischenFeldes oder in seinem direkten Umfeld. Mit Kathodolumineszenz wird die Eigenschaft bestimmter Festkörperbezeichnet, die bei Elektronenbestrahlung Photonen emittieren.

Das Auftreten von Lumineszenz in Mineralen geht in vielen Fällen nicht auf die ideale Kristallstruktur zurück,sondern wird von Gitterfehlern ausgelöst. Idealkristalle mit einem im Grundzustand vollständig gefüllten Va-lenzband und einem um 5-10 eV höher liegenden und vollständig leeren Leitungsband erfüllen diese Eigenschaft.Die durch die Energiedifferenz bestimmte Grenzfrequenz definiert die untere Schwelle der Durchlässigkeit fürelektromagnetische Wellen in Kristallen. Stöchiometrisch reiner Quarz besitzt eine Grenzwellenlänge von 140 nm.Wenn die Absorbierung von Energie den Betrag der Energielücke übersteigt geht ein idealer Kristall in denangeregten Zustand über. Die aufgenommene Energie wird z.T. in Form von Photonen freigesetzt, z.T. als Pho-nonen in Form von Vibrationsenergie dem Gitter wieder zugeführt. Photonenenergie und Energielücke haben inetwa die gleiche Intensität. Diese Lumineszenz wird als i n tri n s i s c h oder fundamental bezeichnet undliegt für stöchiometrisch ideale und elektrisch isolierende Kristalle aufgrund der Größe der Energielücke im ul-travioletten Spektralbereich (YACOBI & HOLT 1990). GEE & KASTNER (I980) bestimmen für Neutronen-aktiviertes amorphes Silikatglas und synthetischen Tiefquarz Photolumineszenzemissionen bei 250 bzw. 280 nm.In nicht-bestrahlten Proben konnten sie keine Photolumineszenz beobachten. Kristallgitterfehler wie substitutio-nelle oder interstitielle Fremdelemente oder Moleküle, Versetzungen, Zwillingsbildungen oder sich änderndeSauerstoffvalenzen bilden zusätzliche Energieniveaus, die bei Anregung e x tri ,ns i s c h e oder aktivierteLumineszenz (YACOBI & HOLT 1990) hervorrufen. Energieabsorption und Lichtquantenemission werden nunnicht mehr allein durch die Größe der Energielücke definiert. Die Gitterdefekte können innerhalb der Energie-lücke Fehlstellenniveaus produzieren, die eine Photonenemission im sichtbaren Wellenlängenspektrum initialisie-ren können. Diesem Prozess kommt in natürlichen Kristallen eine große Bedeutung zu.

Die bekannteste Art der die KL beeinflussenden Defektstrukturen stellen die Verunreinigungen des Kristallgit-ters dar, wobei zwischen Aktivator- und Quencherelementen unterschieden werden muß. Akt i v a tor e nsind kristallgitterfremde Elemente, die entweder Zwischengitterplätze einnehmen oder substitutioneIl im Gittereingebaut werden und hierdurch eine Lumineszenz mit charakteristischer Frequenz initialisieren. Als klassischesBeispiel eines solchen Aktivators ist das Mn2+ - Ion in Karbonaten bekannt (SOMMER 1972, MASON & MA-RIANO 1990). Die Intensität der aktivierten Lumineszenz steht in Kristallen mit niedriger Aktivatorkonzentra-tion bei gleichzeitig fehlenden Zentren für nichtstrahlende Übergänge in direktem Zusammenhang mit dem Ge-

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halt des Aktivatorelementes. Das Optimum der Aktivatorkonzentration wird von WALKER (1985) mit 0, I - 1%angegeben. Die Steigerung der KL-Intensität durch aktivierende Elemente ist kein Prozess, der ohne Limitierungfortzuführen ist. Im fortgesetzten Stadium der Elementzuführung kommt es nach dem Erreichen einer Maxi-malintensität (WALKER et aI. 1989) zur "Konzentrationslöschung" (Quenching) durch Überkonzentration an Ak-tivatorelementen. EL ALl et aI. (1993) ermitteln als Grenzwert für beginnendes Konzentrationsquenching 300ppm Mn2+ für Calcit. In Feldspäten nimmt neben Mn2+ als Ersatz für Ca2+ auch Fe3+ an der Stelle des A13+ inTetraederposition die Rolle eines Lumineszenzaktivators ein (TELFER & WALKER 1978, WHITE et al. 1986,MARSHALL 1988). Das Mn2+ -Ion wird in der Literatur auch als Aktivator in Quarz diskutiert (MARSHALL1988). LONG & AGRELL (1965) ermitteln bis zu 0,01 % Mn2+ -Gehalte in pink-lumineszierenden Quarzen.MORA & RAMSEYER (1992) stellen eine Korrelation fest zwischen dem Gehalt an Mn2+ und der Intensität desKL-Peaks bei 540-560 nm für Plagioklase aus Anorthositen und heben damit die Funktion des Mn2+ -Ions alsAktivator in magmatischen Mineralen hervor. Für Quarz werden weitere Korrelationen beschrieben zwischengrünen (510 nm) bzw. roten (695/ 727 nm) Lumineszenzfarben mit Spurengehalten von Mn2+ bzw. Fe3+ (POTT& McNICOL 1971), zwischen Mn2+/3+ -Konzentrationen mit blauen (476 nm) bzw. grünen (555 nm) Lumines-zenzfarben (LYSAKOV 1978), und zwischen Gehalten an Eu mit der Intensität des 620 nm-Peaks (HASHIMOTOet al. 1986). RAMSEYER & MULLIS (1990) sowie PERNY et aI. (1992) diskutieren die Rolle des substitutiv fürSi4+ im Kristallgitter eingebauten A13+ und daran gekoppelter ladungskompensierender Elemente wie H+, Li+und Na+ als mögliche Aktivatoren in hydrothermalem Quarz. Der zweifelsfreie Nachweis von Lumineszenz-akti-vierenden Elementen in Quarz, vergleichbar der Position des Mangan in Karbonatmineralen, kann jedoch in kei-nem Fall erbracht werden.

Unter Q u e n c her n werden allgemein Elemente verstanden, die einen dämpfenden Einfluß auf dieLumineszenzintensität ausüben. Die Ausbildung solcher strahlungsarmen Übergänge wird in Karbonaten domi-nant kontrolliert von Fe2+, untergeordnet auch von Fe3+, Ni2+ und C02+. Das Fe2+ -Ion erniedrigt die Lumi-neszenzintensität, die Peakpositionen bleiben hiervon unberührt (EL ALl et al. 1993). Für Quarz werden vor al-lem Fe2+, C02+ und Ni2+ als Quencherelemente angeführt (MUIR & GRANT 1974). Hier ergibt sich zumindestim Falle des Eisens ein gewisser Widerspruch, da Fe3+ und evtl. auch Fe2+ (MARIANO 1978) in Feldspäten eineaktivierende Funktion ausüben (s.o.). Demgegenüber können MORA & RAMSEYER (1992) keinen Zusammen-hang feststellen zwischen der Konzentration an Fe2+ und der Mangan-aktivierten Lumineszenz An-reicher Pla-gioklase.

Die Problematik der Aktivierung und Dämpfung der Lumineszenz von Mineralen ist keineswegs einfach in derAnwendung, da normalerweise beide Elementgruppen, Aktivatoren und Quencher, während des Kristallwachs-tums in der fluiden Phase vorhanden sind. Der Idealfall einer reinen Si02-Schmelze (im Falle von Quarz) istdemnach in der Natur nie verwirklicht. Speziell das in silikatischen Schmelzen vorhandene Aluminium wird sub-stitutionell für Silizium im Gitter eingebaut. Das hierdurch entstehende elektropositive Ladungsdefizit kanndurch einfach geladene Ionen wie z.B. H+, Li+ und Na+ kompensiert werden.

11.2.2 Rasterelektronenmikroskop - Kathodolumineszenz (REM-KL) - Analytik

Die Feinstrukturanalytik wurde mittels eines an einem Rasterelektronenmikroskop der Fa. CAMBRIDGE IN-STRUMENTS (Typ: S 250 MK 3) adaptierten KL-Detektors (S 20 extended, CAMBRIDGE INSTRUMENTS,350-850 nm spektraler Bereich) am Institut für Geologie und Dynamik der Lithosphäre (IGDL), Göttingen,durchgeführt. Um die Vergleichbarkeit der detektierten Lumineszenzstrukturen und -intensitäten zu gewährlei-sten wurden die für das verwendete Probenmaterial (Quarz) optimalen Anregungsbedingungen konstant einge-stellt: Beschleunigungsspannung 20 kV, Strahlstrom 400 mA, Probenstrom 10 nA, Strahldurchmesser 3 ~m. Dieteils sehr feinen und komplexen Strukturen der Quarze lassen sich aufgrund des ungünstigen Signal-/ Rausch-verhältnisses des KL-Signals am REM-Monitor nur unzureichend analysieren. Aus diesem Grunde erfolgte einephotographische Dokumentation der Strukturmuster auf Agfapan APX 25 Kleinbildfilm durch einmaliges Abra-stern des jeweiligen Probenausschnittes über einen Zeitraum von 250 Sekunden. Es wurden insgesamt über 2200REM-Einzelbilder angefertigt, die die Basis für die Interpretation und die FTIR-Messungen darstellen.

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11.2.3 Optische Kathodolumineszenz (O-KL) - Mikroskopie

Verwendete MeßapparaturenDie Untersuchungen wurden an einem, auf der Zinkernagel-Apparatur (ZINKER NAGEL 1978) basierenden,KL-Mikroskop am IGDL der Universität Göttingen durchgeführt. Sämtliche Untersuchungen und photographi-sche Dokumentationen wurden unter konstanten Anregungsbedingungen vorgenommen: Strahlstromdichte 40J.lA/mm2, Beschleunigungsspannung 15 kV, Strahldurchmesser 4 mm. Zur Durchführung der spektralen Analytikvon Lumineszenzfarben kann das Mikroskop über ein Lichtleiterkabel mit einer Monochromator (Fa. APPLIEDPHOTOPHYSICS)/ Photomultipliereinheit (Fa. HIT ACHI) verbunden werden. Der in Czerny- Turner-Anordnungaufgebaute Monochromator mit planarem Beugungsgitter gewährleistet über den gesamten Spektralbereich von250-1000 nm Linearität. Detailiertere Beschreibungen der verwendeten Apparatur gibt NEUSER (I988). DieAufzeichnung der Lumineszenzspektren erfolgte über einen XY-Analogschreiber (Fa. PHILIPS). Zur Wellenlän-genkalibrierung des Monochromators wurde ein niedrigenergetischer HeNe-Laser « 0,4 W, 632,8 nm) verwendet.Die Spektren wurden entsprechend der ermittelten Abweichung korrigiert. Für spektroskopische Messungen beiN2(liquid)- Temperatur wurde der vorhandene Probenhalter durch einen kühlfähigen Halter ersetzt. Die Kühlungerfolgte über flüssigstickstoffgekühltes N2-Gas der Qualität 4.6 und gewährleistete Temperaturen bis -190 °C.

DefinitionenDie mit dem verwendeten O-KL-Instrumentarium erzielten spektroskopischen Informationen erfordern eineUntergliederung der extrinsischen (YACOBI & HOLT 1990) Lumineszenzcharakteristiken von Quarz in dreiTypen.

Die I n i t i a I I u m i n e s zen z von Quarz wird durch erstmalige Bestrahlung der Kristalloberfläche mitfokussiert beschleunigten Elektronen erzeugt. Sie ist von kurzlebiger Natur « I Sekunde bis einige 10er Sekun-den) und demzufolge nur annäherungsweise durch Messungen bei Raumtemperatur erfaßbar. Die initiale Lumi-neszenz repräsentiert die dem Kristallgitter einschließlich der Gitterfehler eigene, wahre extrinsische Lumines-zenz von Quarz ohne sekundäre Intensitätsveränderungen der im visuellen Spektrum detektierbaren Wellenlän-genanteile.

Fortgesetzte Elektronenbestrahlung verändert die initiale Lumineszenzcharakteristik von Quarz zu f i n ale nFarben hin. Diese Finallumineszenz geht auf die Wechselwirkung der anregenden Elektronen mit dem Kristall-gitter bzw. den Punktdefekten zurück und stellt eine Strahlungsschädigung des Kristallgitters dar, deren Ausde-hung im Kristall von der Eindringtiefe des Elektronenstrahls bestimmt ist. Geschwindigkeit und Intensität dieserFarbdrift nehmen bezogen auf ein und denselben Kristall mit steigender Strahlstromdichte zu. Kristalle mit hö-heren Gehalten an kristallchemischen Verunreinigungen (z.B. niedrigthermale Quarzphasen der hydrothermalenFazies) zeigen gegenüber kristallchemisch reineren Quarzphasen (z.B. hochthermale Einsprenglinge in Vulkaniten)eine ausgeprägtere Initial-Final-Drift. Initiale und finale Lumineszenzfarben unterscheiden sich spektroskopischin den Intensitäten der beteiligten Wellenlängen bereiche. Die Frequenzlage der Einzelpeaks bleibt konstant.

Die F i n a I - I - L u m i n e s zen z stellt eine Strahlungsschädigung des Quarzgitters dar, die sich in einerirreversiblen Veränderung der Lumineszenzfarben widerspiegelt und nur durch die Zufuhr hoher Energien (z.B.durch thermisches Ausheizen) in den initialen Zustand zurückgeführt werden kann. Über den Final-I-Zustandhinaus verändern sich bei fortgesetzter Strahlungsbelastung die Intensitäten der am Lumineszenzspektrum be-teiligten Wellenlängenanteile bis zum Erreichen eines "Sättigungszustandes" im Quarzgitter, über den hinaus keineweitere meßbare Intensitätsveränderung mehr erfolgt. Diese F i n a I - I I - L u m i n e s zen z fällt beiUnterbrechung der Elektronenbestrahlung innerhalb weniger Minuten in den Final-I-Zustand zurück und wirdauf thermisches Quenchen zurückgeführt. Die meßtechnische Erfassung der Final-I-Lumineszenz ist durch dieAufzeichnung konventioneller Laufzeitspektren über die Distanz von 300-900 nm (s.u.) demnach nichtverzerrungsfrei möglich und muß durch Kurzzeitmessungen (s.u.) der Intensitäten definierter Wellenlängen er-folgen.

7

Spektralanalytik

Die Beschreibung der visuell beobachtbaren KL-Farben zur Charakterisierung proben- bzw. mineralspezifischerLumineszenzeigenschaften stellt eine nur schlecht reproduzierbare Methode dar, die auch durch die Ermittlungkonventioneller Lumineszenzspektren im sichtbaren Wellenlängenbereich (400-700 nm) nur unzureichend ergänztwerden kann. Dies gilt insbesondere für Quarz, der empfindlich auf Elektronenbeschuß reagiert und dabei be-stimmte, z.T. irreversible Veränderungen der Lumineszenzeigenschaften zeigt (vgl. Kap.V.5). Aus diesem Grundewurde die spektrale Zusammensetzung der Lumineszenz für die Quarze der hier untersuchten Proben durch dieAnwendung von drei unterschiedlichen Meßverfahren ermittelt. Entsprachen die Quarze weder in der Größenoch in der Häufigkeit den meßtechnischen Anforderungen, wurden die spektralen Lumineszenzcharakteristikenim begrenzten Rahmen durch visuelle Beobachtung ermittelt.

Zur Analyse des Spektrenhabitus (Peakverteilungsmuster) wurden Lau f z e i t s p e k t ren über den Be-reich von 300-900 nm bei einer Gitterdrehungsgeschwindigkeit des Monochromators entsprechend 8 nm! sec.und einem Papiervorschub des Analogschreibers von 1 mm! sec. aufgenommen. Für den Monochromator wurdenmit 4 mm Eingangspaltweite und 1 mm Austrittsspaltbreite in den Photomultiplier maximale Photonenintensitätund Einzelpeakauflösung zur Unterscheidung initialer und finaler Spektren gewährleistet. Für die Messungenwurde folgende chronologische Abfolge festgelegt:

I. Probenspezifische Optimierung der Signalvorverstärkung2. Festlegung eines homogenen, fremdmineraleinschlußfreien Ausschnitts auf einem unbestrahlten Quarzkorn

bis zu maximal 50-facher Objektivvergrößerung mit eingeklappter Aperturblende, wenn ein Mindestmaßan Energie zur Signalverarbeitung vorhanden ist

3. Messung des initialen Spektrums4. Ermittlung des Final-Spektrums 10 Minuten nach Beendigung des Initialspektrums (entspricht ca. 11 Mi-

nuten 15 Sekunde ab erster Elektronenbestrahlung) ohne Unterbrechung des Elektronenbeschusses5. Unterbrechung der Elektronenbestrahlung für maximal 30 Minuten6. Erneute Messung des Final-Spektrums (entspricht in einer Näherung dem Final-I-Zustand)

Die Schritte 5 und 6 wurden nicht in jedem Fall durchgeführt. Die Spektrenauswertung und die Bestimmung derIntensitätsverhältnisse der detektierten Peaks wurden, als Vergleich zu den Daten aus Kurzzeitmessungen (s.u.),auf der Basis der nachfolgend aufgelisteten Kalkulationen durchgeführt (vgl. auch Abb. I).

I. Fest1egung der Basislinie B (Untergrundkompensation)2. Ermittlung der Intensitätsmaxima Imax aller Peaks3. Bestimmung der Peak höhe ni als Lot zwischen Basislinie und Intensitätsmaximum4. Berechnung der Intensitätsverhältnisse on wiefolgt:

on (Initial, Final) = ni * (I; nG)-1ni = PeakhöheI; nG = Summe aller basislinienkorrigierten Peakhöhen eines Spektrums

Für die Bestimmung des exakten Verhältnisses von initialer zu finaler Intensität der durch die Laufzeitspektrenermittelten Peakmaxima (425, 625 und 805 nm im Mittel) wurden Kur z z e i t m e s s u n gen vorgenom-men. Hierfür wurde folgende chronologische Meßroutine festgelegt:

I. Probenspezifische Optimierung der Signalvorverstärkung2. Festlegung eines homogenen, fremdmineraleinschlußfreien Ausschnitts auf einem unbestrahlten Quarzkorn

bis zu maximal 50-facher Objektivvergrößerung mit eingeklappter Aperturblende, wenn ein Mindestmaßan Energie zur Signalverarbeitung vorhanden ist

3. Getrennte Messung der Initialintensitäten bei 425, 625 und 805 nm durch Elektronenbestrahlung für dieDauer von drei Sekunden

4. Fortdauernde konstante Bestrahlung des eingestellten Probenausschnitts für 10 Minuten5. Messung der Final-II-Intensitäten wie bei Schritt 3 ohne Unterbrechung der Bestrahlung6. Unterbrechung der Elektronenbestrahlung für maximal 30 Minuten7. Messung der Final-I-Intensitäten der O.g. Wellenlängen wie bei Schritt 3

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I (max) = Intensitätsmaximum

n (I) = Peakhöhe

B = BasislInie

Imax

Abb. I:Ermittlung basislinienkorrigierter Lumines-zenzintensitäten aus Laufzeitspektren zur Berechnung vonIntensitätsverhältnissen ohne Korrektur der Detek-torlinearität. Erläuterungen s. Text.

-:ca-'Ci)CCU-CCU>:;Q)a:

300 500 700

Wellenlänge [nm]

900 1100

Die solchermaßen ermittelten KL-Intensitäten Ii (Initial), Irr (Final I) und Ifn (Final n) wurden relativ zueinan-der ausgewertet nach dem Prinzip (am Beispiel der Final-I-Impulse)

Irr (425nm) + Irr (625nm) + Irr (805nm) = 1,0

und im Dreieck Blau-Orange-Infrarot (B-O-IR) dargestellt. Hierdurch können die durch Kristallkornhabitus(große Phänokristalle/ kleine Matrixkristalle), Präparatbeschaffenheit (Dünnschliffdicke, Politurqualität, Kunst-harzkleber und Glasobjekträger) und elektronisch induzierte Instabilitäten (Filamentqualität, Strahlstromstärke)bedingten Schwankungen der Anregungsbedingungen und Signalverarbeitungsparameter abgeschwächt und in er-ster Näherung eine Vergleichbarkeit der Meßdaten unterschiedlicher Proben zueinander erreicht werden. Nebender graphischen Darstellung von Ii, Irr und IrrI im B-O-IR-Dreieck wird die Drift DI der Intensität, mit dersich alle am Spektrum beteiligten Farbanteile von intialen zu finalen (I) Intensitäten verändern, numerisch aus-gedrückt durch die Formel:

Ii (425nm) + Ii (625nm) + Ii (805nm)

DI ist gleich Null, wenn keine meßbaren Verschiebungen zwischen Initial- und Final-I-Lumineszenz auftreten.

Die Untersuchungen zeigen, daß die Intensitäten des 425 nm- und 625 nm-Impulses, speziell deren Verhältniszueinander, ein Maß für das Lumineszenzverhalten von Quarz darstellen (vgl. Kap. IV). Dieses Verhältnis derprozentualen Veränderungen der Final-I- gegenüber der Initiallumineszenz des 625 nm- und 425 nm-Impulseskann durch den IF(625/425)-Faktor definiert werden:

IIi - Irr' (625nm)IF (625/425) = _

IIi - Irr' (425nm)

Mit steigendem IF-Wert steigt die Stärke der relativen Veränderung des orangenen Anteils gegenüber demblauen Anteil von Initial nach Final-I im Quarzlumineszenzspektrum.

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Der Einfluß statischer Elektronenbestrahlung auf die KL-Intensität von Quarz wurde für definierte Wellenlängenmittels sogenannter L a n g z e i t s p e k t ren untersucht. Hierbei wurde die Lumineszenzintensität finalveränderter Quarze (l Stunde Dauerbestrahlung mit anschließender Unterbrechung der Elektronenbestrahlung für30 Minuten) als Funktion der Zeit getrennt für die Wellenlängen 425, 625 und 805 nm über einen Zeitraum von10 Minuten gemessen. Die Messungen wurden bis zu sechsmal wiederholt und erbrachten einen mittleren Fehlerin der Reproduzierbarkeit von 3%. Die Vorverstärkung des Photomultiplierausgangssignals wurde für jede derdrei Wellenlängen individuell optimiert. Die auf diese Weise ermittelten Intensitäten wurden zur besseren Ver-gleichbarkeit normiert (Intensität nach 4 sec. Laufzeit entspricht gleich 1,0).

Die photographische Dokumentation der beobachteten Phänomene erfolgte auf Agfachrome 200 RS ProfessionalDiafilm. Um eine optimale Vergleichbarkeit zum REM-KL-kontrastierten Strukturinventar zu erreichen wurdendie Ausschnitte individuell belichtet.

11.2.4 Vergleich der 'Verwendeten Verfahren

Die Unterschiede der REM-KL und O-KL liegen in der Anregungsspannung, dem Strahlstrom undStrahldurchmesser sowie in dem Prinzip der 0 b e r f I ä ehe n abt ast u n g. Die O-KL-Mikroskopie ba-siert auf dem statischen Oberflächenbeschuß mit einem relativ breiten Elektronenstrahl (Strahldurchmesser aufder Probe ca. 4 mm). Im Verfahren der REM-KL rastert der auf einen Durchmesser von ca. 2-3 Jlm fokussierteElektronenstrahl die Oberfläche mit definierter Frequenz ab. Diese Unterschiede beeinflussen direkt das ortsauf -lösungsvermögen. Darüberhinaus kann sich die Probentemperatur unter statischer Bestrahlung (O-KL) im Ver-gleich zum Rasterverfahren (REM-KL) bis zu einer Dekade erhöhen und so ursächlich sekundäre Veränderun-gen der Lumineszenz herbeiführen (Kap. IV,3).Die REM-KL ermöglicht eine hohe, feinstrukturelle Auf 1 ö s u n g der Lumineszenzstrukturen magmati-scher Quarze. Mit dem hier verwendeten Gerät konnten bei Standardanregungsbedingungen Strukturmuster biszu einer Größe von 3 Jlm getrennt detektiert werden. Als technisch bedingter Nachteil der REM-Methode mußdas Problem der "Überstrahlung" von Mineralen mit langen KL-Abklingzeiten (Relaxationszeiten) angesehenwerden. Eine kontrastreiche, übersichtliche Darstellung der KL- Muster verschiedener Mineralphasen ne-beneinander wird hierdurch erschwert oder gar unmöglich. Den Aspekt der Übersichtsdarstellung kann die,hauptsächlich zur Spektralanalytik der Lumineszenzfarben verwendete, O-KL besser erfüllen. Die Grenze desstrukturellen Auflösungsvermögens liegt für das hier benutzte Instrumentarium bei 100 Jlm.

11.3 Fourier Transfol'm Infrarot (FTIR) - Spektroskopie

11.3.1 Prinzipien der FTIR-Spektroskopie

Die IR-Spektroskopie basiert auf der Detektion bindungs- und molekülspezifischer Absorptionen definierterFrequenzen innerhalb einer gasförmigen, flüssigen oder festen Probe. Durch Lichtquanten des infrarotenFrequenzbereiches werden bestimmte Moleküle einer durchstrahlten Probe zu Schwingungen angeregt. Die Probeabsorbiert hierbei Energie. Dieses Absorptionsverhalten spiegelt sich in charakteristischen Peak lagen (sog. Ab-sorptionsbanden) und -intensitäten des betreffenden IR-Spektrums wider, die bestimmten mineral-, gas- oderlösungsspezifischen Molekülschwingungen zugeordnet werden können. Infrarotspektroskopische Untersuchungenlassen sich in die Frequenzbereiche nahes, mittleres und fernes Infrarot unterteilen (Abb. 2). Die eigenen Mes-sungen liegen im mittleren oder auch fundamentalen Infrarotbereich.

Dispersive (Zweistrahl-) Spektrometer bestehen aus einer Strahlenquelle, einem Monochromator und einem De-tektor. Der von der Quelle emittierte Primärstrahl wird in einen Proben- und einen Referenzstrahl zerlegt. Wäh-rend ersterer die Probe durchläuft dient der parallel verlaufende Referenzstrahl der simultanen Energie-kalibrierung und Untergrundkompensation. Die Grundbausteine eines FTIR-Spektrometers sind die Strahlen-quelle, das Interferometer und der Detektor. Im Unterschied zu dispersiven Zweistrahlgeräten arbeitet das FTIR-Spektrometer mit nur einem Strahl. Das Interferometer ersetzt hier den Monochromator und erfaßt alle Fre-quenzen des Infrarotbereiches gleichzeitig, ohne eine Zeriegung in einzelne Wellenlängen vorzunehmen, wie diesin dispersiven Geräten der Fall ist. Nach der Zerteilung des Primärstrahls durch den Beamsplitter werden die

10

beiden so erzeugten Teilstrahlen mit definiertem Gangunterschied wieder zusammengeführt und durchlaufen dieProbe. Das solchermaßen generierte Rohspektrum (Interferogramm) wird rechnerisch durch die Fourier Trans-form in ein reguläres IR-Spektrum moduliert. Die Frequenz- und Energiekalibrierung wird gewährleistet durcheinen IR-neutralen, niedrigenergetischen Laserstrahl bekannter Wellenlänge, der parallel zum Infrarotstrahl dasSpektrometer durchläuft. Die Untergrundkompensation wird durch separate Messungen vorgenommen.

Gamma-Strahlen Röntgen-Strahlen Ultraviolett Infrarot Mikrowelle

[lJm]

Wellenlänge

WellenzahlEnergie

Nahes Infrarot

0,78

12.800155

Mittleres Infrarot

2,8

3.60043

50

2002,4

Fernes Infrarot

1000 [1JfTl]

10 [em"]0,12 [KJmol')

Abb. 2: Der Bereich des infraroten elektromagnetischen Spektrums (n. OSLAND 1989).

11.3.2 Verwendetes Instrumentarium und Meßroutine

Für die infrarotspektroskopischen Analysen stand ein Perkin Eimer 1760-X Fourier Transform Infrarotspektro-meter des IGDL der Universität Göttingen zur Verfügung. Das Gerät ist erweitert durch eine extern gekoppelteMikroskopeinheit mit MCT (Mercury Cadmium Telluride) -Detektor. Der Wechsel zwischen dem spektromete-rinternen TGS (Triglycine Sulphate)- und dem externen MCT -Detektor des Mikroskops wird durch schwenkbareSpiegel ermöglicht. Die Systemsteuerung, der Betriebsartwechsel und die Rohdatenverarbeitung erfolgen in einerexternen Elektronikeinheit, die über einen IBM-AT -kompatiblen Computer gesteuert wird.

Zur Durchführung der mikroskopischen IR-Analysen wurde im Rahmen einer dieses Forschungsprojektbegleitenden Diplomarbeit (LIEBETRAU 1991) in enger Kooperation mit dem Autor dieser Arbeit das vorhan-dene Mikroskop durch eine Probenkühlapparatur ergänzt. Die Apparatur setzt sich zusammen aus den EinzeI-komponenten:

Kühlfinger- und -gehäuse (Dewar),Temperaturregel- und -kontrolleinheit,Reversibler Gasfilter ,Gasleitungsnetz und zugehörige Verteilersysteme,Pumpstand und zugehörige Meß- und Kontrolleinheiten,

Der K ü h I f i n ger ist eingebaut in ein auf 2xlO-3 mbar zu evakuierendes Gehäuse (Dewar), das für dieInfrarotmeßtechnik mit zwei BaFTFenstern ausgerüstet ist, die aufgrund ihrer IR- Transmissionscharakteristikim hier untersuchten Frequenzbereich und wegen ihrer fehlenden hygroskopischen Eigenschaften ausgewähltwurden. Horizontale Objektverschiebungen sind über X- Y-Manipulatoren durch Bewegung des kompletten De-wars möglich.

Der D e war vom Typ K-770- T (MMR Technologies) wurde direkt in den Objektisch des IR-Mikroskopsintegriert. Zu untersuchende Präparate liegen somit exakt in der Fokalebene zwischen Spiegelobjektiv undSpiegelkondensor, was für die Gewährleistung maximaler Strahlintensität unabdingbar ist. Dieses System arbeitetnach dem Joule- Thomson-Prinzip der Kühlung durch Gasexpansion, die nur im direkten Umfeld der Pro-benauflage wirksam ist. Hierdurch wird das äußere Zufrieren der Apparatur durch kondensierende Luftfeuchtig-keit verhindert.

II

Ein Silikon-Dioden- T e m per a t u r - Sen s 0 r, der im vorderen Bereich des Probenpads eingebaut ist,kontrolliert die Temperatur der Probenauflage. Die zugehörige Regel- und Kontrolleinheit gestattet das Ansteu-ern und Halten beliebiger Temperaturen zwischen +50 °c und -193 °C.

Durch die Verwendung eines reversiblen F i I t e r s y s t e m s für das zur Kühlung verwendete Stickstoffgasder Qualität 5.0 (99,999 % N2) wird die gleichbleibend hohe Qualität der Gasfilterung gewährleistet.

Für die Mikroskopmessungen wurden beiderseits hochpolierte und vom Objektträger abgelöste Dickschliffe (100-150 mm) verwendet. Die Präparate wurden oberflächlich mit Aceton gereinigt und für 12-14 Stunden bei 110 °cgetrocknet. Für die Analysen wurden klare, einschlußfreie Meßfelder der Größe 40 x 40 J.lm durch je eineAperturblende ober- und unterhalb der Probe ausgegrenzt. Die Messungen wurden bei einer Probentemperaturvon -192 °c über den Frequenzbereich von 5000-2000 cm-I mit je 200 Scans für Untergrund und Probe bei ei-ner Standardauflösung von 4 cm-I durchgeführt. Die gekühlte Probe wirkt quasi als "Kühlfalle", auf der sich diedurch molekularen Rückstrom von der Drehschieberpumpe in den Rezipienten gelangenden Ölnebeldämpfe nie-derschlagen. Der Untergrund wurde infolge dessen zur Kompensation dieser C-H-Absorptionen durch gleicher-maßen gekühlte und über den gemessenen Frequenzbereich IR-neutrale NaCI-Zuchtkristalle gemessen. Der ge-samte Strahlengang wurde mit trockenem Stickstoffgas 5.0 bei einem Gasdurchsatz von 2 1/ min gespült, um dieKontamination der Apparatur durch Luftfeuchtigkeit zu unterbinden.

Die Bestimmung probenspezifischer IR-Absorptionen muß im Transmissionsmodus erfolgen, damit im Gegensatzzum Reflexionsverfahren das größtmögliche Signal-j Rauschverhältnis speziell bei der Mikroskopanalytik erzieltwird. Die Diskriminierung der Meßausschnitte muß daher mit besonderer Sorgfalt vorgenommen werden, umStörungen durch Fremdeinschlüsse, Korngrenzen, Grundrnasseeinflüsse etc. auszuschließen. Um die Beziehungenzwischen den, durch reine Oberflächenabtastung erzielten, REM-KL-Informationen und den IR-spektro-skopischen Merkmalen rhyolithischer Quarze untersuchen zu können, muß die räumliche Orientierung der KL-Strukturen innerhalb des Quarzkristalls berücksichtigt werden. Um in erster Näherung zu gewährleisten, daß derdie Probe durchlaufende Meßstrahl innerhalb homogen lumineszierender Bereiche der Quarze liegt, wurden dieOber- und Unterseiten von 144 Quarzphänokristen (Hengstberg-Ignimbrit) zunächst auf ihr REM-KL-Struktu-rinventar hin analysiert und verglichen. Nach Auswertung der KL-Kontraste wurden für die IR-Messungen 13Phänokristen aufgrund ihrer idealen KL-Strukturierung ausgewählt. Die geringe Zahl an geeigneten Quarz-objekten (9%) zeigt die Schwierigkeit reproduzierbare Aussagen zur Infrarotcharakteristik zu erhalten.

Die Bearbeitung der Spektren umfaßt lediglich wenige Schritte, die zur Vergleichbarkeit der Spektren notwendigsind, den Informationsgehalt jedoch nicht verfälschen. Im einzelnen wurden folgende Korrekturen durchgeführt:

Glätten der Spektren mit dem gerätespezifischen Faktor 3 ("Smooth"- Verfahren mit 13 Datenpunkten)Korrektur der Basislinie auf 0% Absorption und Extension einer für alle Spektren typischen Absorptions-bande konstanter Intensität auf 100% (hier: 2000 cm-I) ("Normalize"-Routine)Korrektur der Intensitäten auf 200 J.lmProbendicke

Die Identifizierung der Peaks erfolgte auf der Grundlage der von AINES & ROSSMANN (1984) zu-sammengestellten Daten. Das für die eigenen Analysen benutzte Spektrometer weist eine gerätespezifischeAbweichung von 5-6 cm-I in Richtung niedriger energetischer Frequenzen gegenüber den Peaklagen in AINES& ROSSMANN (1984) auf. Die Identifizierung und Lage der ermittelten Defektstrukturen wurde durch Messun-gen an verschieden .Kationen-dotierten hydrothermalen Zuchtquarzen überprüft, deren Nährlösungszusammen-setzungen bekannt sind (Abb. 3). Zum Vergleich der Peakintensitäten wurden die Peakflächen unter Verwendungder IR Data Manager Software Version 3.34 (PERKIN ELMER) integriert. Im einzelnen wurden folgende Fre-quenzpunkte für die Festlegung der Basislinien festgelegt:

Absorptionsmaxima [cm-I]

3305 (AI-H)3365 (AI-H)3220 (OH)

Frequenzbereich der Basislinie [cm-I]

3315 - 32973373 - 33553600 - 3000

12

Die Flächeninhalte der AI-H-Peaks wurden vom Wert der OH-Banden substrahiert und die erhaltenen Wertenormiert (Maximalwert einer Meßreihe = 1). Die Reproduzierbarkeit der Flächenintegrale und damit die der Ge-samtmessung wurde durch zweimaliges Vermessen einer Profillinie auf einem Quarzkristall überprüft. Die Probewurde nach der ersten Meßreihe aus dem Dewar entfernt und für die Wiederholungsmessungen erneut plaziert.Die Vergleichsanalysen erbrachten eine mittlere Abweichung von 14% zwischen Haupt- und Kontrollmessung(vgl. Abb. 4).

0,12

0,1

0,08

AO,OG

? (a)

0,04

0,02(b)

o3500 3400 3300

CM-13200 3100 3000

Abb. 3: Frequenzlagen H+-gekoppelter Li+- (Spektrum a) und A13+-Defekte (Spektrum b) in Hydrothermal-Quarz. Nährlösung der Kurve a: 0,02 M/I LiN02. Nährlösung der Kurve b: < 200 ppm A1203. Erläute-rungen s. Text.

öl 0,8g.~ 0.6.,~ 0,4u:0.2 • --

Abb.4:Die Reproduzierbarkeit von Flächenintegralen. Die Meß-punkte der beiden Meßreihen sind identisch. Erläuterun-gen s. Text.

3MeBpunkl

11. Mellreihe 2, Meflreihe--- -:.&-

III HERKUNFT UND BESCHREIBUNG DES PROBENMATERIALS

Für die Auswahl der in Frage kommenden Gesteinstypen bieten sich die im mitteleuropäischen Raumaufgeschlossenen permischen Vulkanite im besonderen Maße an. Nachdem STILLE (1928) sich u.a. mit den in-traorogenen Molassebecken Mitteleuropas befaßte und dabei auch die "Rotliegendsenke Mitteleuropas" in seingeotektonisches Modell eingliederte, wurde der spätvaristische subsequente Vulkanismus in Zentraleuropa zu-nehmend Gegenstand umfassender Untersuchungen. Für die vorliegende Arbeit wurden Vulkanitvarietäten fol-gender Regionen ausgewählt:

Saar- Nahe- Pfalz-Gebiet

OdenwaldOberpfalzSüdöstliches Harzvorland

(Bad Kreuznach, Dannenfels, Kirchheimbolanden, Nohfelden, Waldbök-kelheim)(Dossenheim, Weinheim)(Erbendorf)(Halle)

NordwestsachsenOsterzgebirge

13

(Beucha, Grimma)(Altenberg)

Granite folgender Regionen wuden in die Untersuchungen einbezogen:

SchwarzwaldErzgebirge

(Triberg)(Niederbobritzsch, Sadisdorf, Schellerhau)

Die 12 Proben des Triberger Granits stammen aus Bohrkernmaterial der Uranerzbergbau GmbH, Bonn, das demIGDL zur Verfügung steht (Bohrungen bei Fischerhof südwestlich von Villingen und Wittichen bei Wolfach). 12Proben aus dem Steinbruch "Hengstberg" bei Grimma (Nordwestsachsen) wurden von Dr. G. Röllig zur Ver-fügung gestellt.

II I. 1 Geologischer Überblick

Der permische Magmatismus in Südwestdeutschland

Gegen Ende des Paläozoikums tritt im südwestdeutschen Varistikum ein intensiver syn- bis postorogenerpalingener, saurer Magmatismus mit intrusiven, subeffusive und extrusiven Magmatitfolgen auf. Der Vulka-nismus (Saalische Phase) folgt dabei als selbständige Entwicklung den Granitintrusionen im Abstand von etwa 20Ma (FLICK 1987). Er wird begleitet von einer intensiven Bruchtektonik, die zur Ausprägung WSW-ENE-strei-chender Becken führt (SCHLEICHER & LIPPOL T 1981).

ECKHARDT (1979) schließt aus Vergleichen mit petrographischen, geochemischen und teilweise aktuogeologi-schen Erkenntnisse, daß sich die Rotliegend- Vulkanite magrnatologisch aus einem subalkalisch-basaltischen"Stamm-Magma" entwickelten. Andere Ergebnisse aus den 80er Jahren leiten für Teilbereiche Mitteleuropas dieMobilisation der rhyolithischen Magmen allein aus krustaler Anatexis ab (ARIKAS 1986; LIPPOL T et aI. 1982,1983; SCHLEICHER et aI. 1983).

Die südwestdeutschen Magmatite des Permokarbon sind mit sauren und intermediären/ basischen Vulkaniten imOdenwald, im Saar-Nahe-Pfalz (SNP)-Gebiet, im Schwarzwald und in den Vogesen weit verbreitet. ARIKAS(1986) gibt eine detailiertere Zusammenfassung der dazu vorgelegten geologisch-petrographischen Arbeiten.

Geologische Rahmenbedingungen der beprobten RegionenInnerhalb des S aar - Nah e - P f a I z -Gebietes ist der Saar-Nahe- Trog ein Beispiel für die ca. 70 spät-varistisch angelegten graben- und halbgrabenartigen Intramontantröge des Europäischen Varistikums (LORENZet aI. 1987). Die gegenüber den intermediär/ basischen Magmatiten volumenmäßig unterrepräsentierten, aberzahlreich aufgeschlossenen Rhyolithe werden im Zuge der saalischen Faltungsphase an der Wende Unter-/Oberrotliegendes gefördert. Neben der Extrusion von Laven kommt es zur Bildung von Intrusivkomplexen, Gän-gen und Lagergängen.Das Nohfeldener Rhyolith-Massiv ist mit einer Fläche von etwa 45 km2 aufgeschlossen und stellt das größteVorkommen in Südwestdeutschland dar. Der im untersten Unterrotliegenden (ca. 278 :t 7 Ma; ORLIAC &SCHÄFER 1969) intrudierte, teilweise effusive Komplex setzt sich makroskopisch aus drei Varietäten zusammen(ARIKAS 1986, auf der Basis der Darlegungen von MÜLLER 1975, 1982):

Typ A: aus mehreren Intrusionen zusammengefügter Komplex (SCHRÖDER 1951), zumeist mit FließgefügeTyp B: getrennt von den Typen A und C diapirartig intrudierter feinkörniger Rhyolith ohne FließstrukturenTyp C: aus mehreren Lavaströmen und assoziierten Auswurfmassen zusammengesetzter Komplex mit Fließ-

strukturen

Der sich südwestlich von Bad Kreuznach auf einer Fläche von 25 km2 erstreckende Rhyolith-Verband wird aufdie diapirartige Intrusion bzw. Subeffusion rhyolithischer Magmen in die oberrotliegende Grenzlagergruppe nacheiner polyphasen Effusion basischer Laven und Sedimente zurückgeführt (LORENZ 1973). LORENZ korrigierthierdurch die Zuordnung des von ORLIAC & SCHÄFER (I969) an Biotiten des Massivs gemessenen Rb/Sr-AI-

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ters (ca. 272 :!: 7 Ma) zu Gesteinen der Kuseler Gruppe. Im Zuge einer progressiven Magmazufuhr kommt es zurAufquellung des mit Unter- und Oberrotliegenen Sedimenten bedeckten Domes mit Bildung oberflächennaherSpaltensysteme, die den partiellen Austritt rhyolithischer Laven ermöglichen (LORENZ 1973). ARIKAS (1986)vermutet aufgrund geochemischer Daten Hybridisierungsprozesse und Assimilationsvorgänge zwischen rhyolithi-schen und andesitischen, weitgehend verfestigten Magmen. Dies führt zu der im Aufschluß zu beobachtenden,großen petrographischen Inhomogenität. Durch weiterführende Diffusions- und Metasomatoseprozesse bildensich dacitisch-rhyodacitische "Mischgesteine".

Das nur etwa 0,5 km2 umfassende Rhyolithvorkommen von Waldböckelheim ist in einem Steinbruch am Leist-berg, ca. 2,5 km SE von Waldböckelheim, aufgeschlossen. Hierbei handelt es sich um einen, im Chemismus denNohfeldener und Bad Kreuznacher Rhyolithen mitunter sehr ähnlichen, einsprenglingsreichen Rhyolith mitFließgefüge (ARIKAS 1986). NEGENDANK (1971) ordnet die Effusion aufgrund von Fließgefüge- und Falten-bilderanalysen und der Konkordanz zu den liegenden Lapilli-Tuffen in das Unterrotliegende ein.

Das Rhyolithmassiv vom Donnersberg bei Dannenfels ist mit einer Erosionsfläche von 19,6 km2 aufgeschlossen(LORENZ et al. 1987). Der Königsstuhl im nördlichen Abschnitt stellt mit seinen 687 m ü.NN. die höchsteErhebung in der pfalz dar. Im Oberrotliegenden haben polypahse Intrusionen und Effusionen rhyolithischer undbasisch/ intermediärer Magmen stattgefunden, teilweise mit phreatomagmatischen Ausbrüchen von rhyolithischenAschen und Bimslapilli. Zwischengeschaltet werden basisch/ andesitisch-dacitische Laven (Donnersberg-Grenzla-ger) und vereinzelt Sedimente (synsedimentärer Vulkanismus). Im Anschluß an diesen intensiven Magmatismussteigt der Donnersberg-Rhyolith aus einem etwa 2,5 km tief gelegenen Protolithen in oberflächennahe Bereicheum 800 bis 1000 m auf in Schichten der obersten Mittleren Kusel-Gruppe (253 :!: 10 Ma, ORLIAC & SCHÄFER1969) und intrudiert in Form von über 15 lakkolithartigen Körpern (HANEKE 1987). Infolge der anhaltendenZufuhr viskoser Magmen kommt es, durch nachlassende Scherfestigkeiten der zum damaligen Zeitpunkt diagene-tisch noch nicht kompaktierten Sedimentdecke, zur Aufwölbung des Vulkanitdaches, zur Teilextrusion im Zugeder postoberrotliegenden Intrusionstektonik und zur Abtragung der Decksedimente (LORENZ et al. 1987). Dieim SW und NE aufgeschlossene Rhyolithbreccie ist als Beweis dafür anzusehen, daß der Rhyolith unmittelbaroder durch rasche Erosion des Sedimentdaches die Oberfläche erreicht haben muß (HANEKE 1987). Die vonARIKAS (1986) vorgenommene Gliederung des Gesamtkomplexes aufgrund mikroskopischer und geochemischerAnalysen in vier Intrusionsbereiche steht im Widerspruch zu den von HANEKE (1987) durch Fließgefügemes-sungen ermittelten fünfzehn verschiedenen Intrusionskörpern. HANEKE (1987) kann nur teilweise eine Korrela-tion seines Geländebefundes mit den geochemischen Daten von ARIKAS (1986) erreichen.

Der ca. 2 km NE von Dannenfels aufgeschlossene Kuhkopf -Rhyolith bei Kirchheimbolanden steigt etwa zeit-gleich mit dem Donnersberg-Rhyolith auf. Der im Westteil des Rhyolithmassivs teilweise umflossene Andesitkönnte bei seinem Aufstieg eine Krustenanatexis für den Kuhkopf -Rhyolith ausgelöst haben (LORENZ et al.1987). LORENZ et al. (1987) vermuten aufgrund der unregelmäßigen Form des Rhyoliths einen Aufbau aus ver-schiedenen Einzelintrusivkörpern, vergleichbar der Struktur des Donnersberg-Rhyoliths. Die am Süd-/ Süd-ostrand auftretende Rhyolith-Breccie dokumentiert das Erreichen der Erdoberfläche im spätmagmatischen Sta-dium durch aktive Effusion der Schmelzen oder durch früh einsetzende Erosion des Vulkanitdaches.

Im unteren Rotliegenden kommt es im Bereich des 0 den wal des zu Intrusionen und Extrusionenrhyolithischer Magmen. Bei Dossenheim, nördlich von Heidelberg, extrudieren rhyolithische Laven und erstarrenzu einer einsprenglingsreichen (Katzenbach) und einer einsprenglingsarmen Varietät (östl. Dossenheim) mit über-wiegend glasiger Grundrnasse. Im Umfeld von Weinheim (Daumberg, Raubschlößchen) intrudieren die Lavenoberflächennah (ARIKAS 1986). Die Odenwald-Rhyolithe entstanden durch krustale Anatexis und wurden in ei-nem späten Stadium durch Assimilationsprozesse verändert (REIMANN 1977, AMME 1977; In: ARIKAS 1986).

Obwohl bereits Mitte des 19. Jahrhunderts erste geologische Beschreibungen über die Region von Triberg imSc h war z wal d verfaßt wurden (VOGELSANG 1865, 1872) gab es wenig Informationen über den Triber-ger Granit. Erst im Zusammenhang mit der Uranprospektion wurden Anfang der achtziger Jahre detailiertereUntersuchungen von FRITSCHE & FÖHSE (1981) durchgeführt. SCHLEICHER & FRITSCHE (1978) gebeneinen Überblick zur Erforschungsgeschichte bis zum Ende der siebziger Jahre. Der an der Wende vom Unter-

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zum Oberkarbon (322 :t 15 Ma, LEUTWEIN & SONET 1974) in die Zentralschwarzwälder Gneise intrudierteTriberger Granit stellt den größten Granitkörper des Schwarzwaldes dar. Er zeichnet sich durch große petrogra-phische Inhomogenität aus, die sich auch in seiner komplexen geochemischen Variabilität widerspiegelt(SCHLEICHER & FRITSCHE 1978). Dieser Pluton stellt eine kontinuierliche Differentiationsreihe von basischenBiotitgraniten zu sauren Zweiglimmergraniten und Muskowitgraniten dar (SCHLEICHER & FRITSCHE 1978).

Das Rhyolith - Vorkommen bei Erbendorf in der Oberpfalz

Der Oberpfälzer Wald stellt als Bestandteil des nordostbayerischen Grundgebirges einen zentralen Teil desVaristikums dar. Der im Unterrotliegenden (Autun, DILL 1991) geförderte Rhyolithkomplex von Erbendorf trittin einem schmalen NE-SW orientierten Band von maximal 500 m Breite und 1,5 km Länge westlich von Scha-denreuth, das seinerseits noch auf der Böhmischen Masse zu liegen kommt, im Erbendorfer Rotliegendbeckenauf (STETTNER 1992).

Der varistische spät- bis postkinematische Magmatismus im ostdeutschen Raum

Die varistische Kollisionstektonik löst im ostdeutschen Raum Schmelzprozesse in der Mittel- und Unterkrusteaus, die Intrusionen verschiedener monzogranitisch! syenogranitischer Schmelzen, die Platznahme von Sub-vulkaniten bzw. die Effusion von Laven mit rhyolithisch-dacitischem Chemismus zur Folge haben. Durch dieschnelle Heraushebung dieser magmatischen Körper vor allem in Kreide! Tertiär und die anschließende vieler-orts vollständige Abtragung der Decksedimente sind diese Vulkanite heute in großen Arealen aufgeschlossen.

Die sauren bis intermediären Vulkanite des Halleschen Vulkanitkomplexes bilden sich im Rahmen des varisti-schen Tektogens zwischen dem obersten Karbon (höheres Stefan) und dem oberen Rotliegenden (SCHWAB 1970).Es sind zwei zeitlich kurz aufeinander folgende unterschiedliche Vulkanitkomplexe zu unterscheiden (KNOTH &SCHWAB 1972, WAGENBRETH & STEINER 1989). Den größten Teil des Gesamtvorkommens nimmt der bis1000 m mächtige untere Hallesche Rhyolithkomplex ein, der heute u.a. bei Löbejün, Landsberg und Brachwitzaufgeschlossen ist. Dabei handelt es sich um eine Intrusion relativ viskoser Magmen in subvulkanische Niveausbis in das untere Autun I. Es folgt die Extrusion der oberen Halleschen Rhyolithe bis in das Autun H. Der obereKomplex mit einer bis über 500 m mächtigen Abfolge gliedert sich in mehrere Teildecken, die Z.B. bei Wettin,Quetz und Petersberg aufgeschlossen sind. Der Gesamtkomplex ist eingebettet in die Halle-Wittenberger Scholle,eine flachherzynisch streichende Einheit des Mitteleuropäischen Varistikums. Sie wird im NE vom WittenbergerAbbruch (BEIN 1961) und im SW durch die Hallesche Störung (HOHL 1960) begrenzt. Der Zechsteinaustritt desSubherzynen Beckens bildet die Begrenzung der Scholle im Wund NW.

Eine umfassende Darstellung der Erforschungsgeschichte des nordwestsächsischen Raumes gibt ZIEBELL (1980).Im unteren Rotliegenden kommt es zum wiederholten Aufstieg granitoider Magmen, die teilweise an der Ober-fläche austreten, teils im oberflächennahen Stockwerk intrudieren. Die rhyolith ischen Vulkanite werden aufKrustenanatexis zurückgeführt und kommen vorwiegend als Ignimbrite zur Ablagerung (ZIEBELL 1980). Dievon GLÄSEL (1955) angegebene Untergliederung in II zeitlich aufeinander folgende vulkanische Ergüsse wirdvon ZIEBELL (1980), basierend auf Daten von EISSMAN (1970) und RÖLLIG (1970), weiter präzisiert undzwischen Intrusiva und Extrusiva unterschieden. Vorkommen effusiver Vulkanite finden sich u.a. bei Rochlitz,Gattersburg und Dornreichenbach. Die Rhyolithvarietäten von Beucha und Grimma sind typische Vertreter dessubeffusiven Bereiches. Der Rhyolith von Beucha wird als jüngster Vulkanit des Komplexes angesehen.

Das Erzgebirge war seit den ersten Anfängen des Bergbaues im Freiberger Raum am Beginn des 12. Jahr-hunderts Gegenstand geologischer Untersuchungen. Besonders in den letzten drei Jahrzehnten wurden umfang-reiche Studien zur Metallogenese dieser geologischen Einheit durchgeführt. TISCHENDORF (1989) gibt einedetailierte Zusammenfassung zur Erforschungsgeschichte des Erzbergbaues und damit verknüpfter geowissen-schaftlicher Arbeiten. Die im folgenden aufgeführten tektogenetischen und petrologischen Zusammenhänge ba-sieren, sofern nicht anders vermerkt, auf BENEK (1991), BENEK et al. (1976), LANGE et al. (1972), SCHILKA(1987), SELTMANN et al. (1990 a, b), SELTMANN & SCHILKA (1991), TISCHENDORF (1989) und WETZEL(1984). Das Erzgebirge-Antiklinorium stellt einen ensialischen Komplex innerhalb des varistischen FaltengürtelsZentraleuropas dar. Oberproterozoische bis frühpaläozoische Sedimente werden metamorphisiert und von grani-

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toiden und tholeiitischen Magmen intrudiert. Im Zuge der varistischen Kollisionstektonik in Mitteleuropa kommtes besonders postkinematisch zu Intrusionen granitoider Schmelzen und zu Effusionen rhyolithischer Laven. V.a.hat sich dabei die "Altenberger Scholle" (LS.v. SEIDLITZ 1926) als eine Bruchstruktur im Übergang vom varisti-sehen Tektogen- zum Molassestadium gebildet. Charakteristisch sind die intensive Zerblockung in steilhercynischund erzgebirgisch verlaufende Abschiebungssysteme und ein vorwiegend an Randbrüche gekoppelter intensiverpolyphaser saurer Magmatismus mit Intrusions- und Extrusionscharakter.

Den Graniten des älteren Intrusivkomplexes (OIC-Granite: Telnice, Flaje, Niederbobritzsch [330-320 Mal; u.a.bei Naundorf aufgeschlossen, folgt ein Caldera-Zyklus. Der Teplicer Rhyolith, eine Ignimbritserie von primär100-120 km3 im Westfal C/D (LOBIN 1983; 308 :l: 2 Ma) und die Intrusion der Granitporphyre von Altenberg/Frauenstein (305 :l: 2 Ma) kennzeichnen die Hauptphase der tektono-vulkanischen Aktivität. Aufgrund des Vo-lumens der Teplicer Rhyolithe ist für die zugehörige Magmenkammer eine Ausdehnung in Größe der Altenber-ger Scholle bei mehreren Kilometern Mächtigkeit im oberen Krustenniveau abzuleiten (20-25 km Tiefe).

In der Post-Calderaphase im Stefan (305-295 Ma) intrudieren oberflächen nah die Granite des jüngeren In-trusivkomplexes (YlC-Granite von Altenberg, Zinnwald, Sadisdorf, Schellerhau) mit einer ausgeprägten geoche-mischen Spezialisierung auf F, Li, Sn, Rb, Cs, Ta (Zinnmineralisationen von Zinn wald, Altenberg, Sachsenhöhe,u.a.). Kataklase- und Brekziierungsprozesse in den Apikalbereichen der Intrusiva/ Subeffusiva (Explosions- undIntrusionsbrekzien) folgen einem komplexen Bruchnetz versetzter bis parallelorientierter Kataklasezonen, diesowohl die mehrphasigen Intrusionen, wie die damit verknüpfte Metallogenese kontrollieren. Für den Mecha-nismus der vulkano-klastischen und intrusiven Prozesse waren neben der Extensions- und Dekompres-sionstektonik im Permosiles die thermischen, stofflichen und gravitativen Eigenschaften der granitischenSchmelzen von hoher Bedeutung.

III.2 Petrographie

Die petrographischen Beschreibungen basieren auf der Durchlicht- und Polarisationsmikroskopie an 96Dünnschliffen. Es wurden die Ergebnisse früherer Bearbeiter berücksichtigt und an eigenen Präparaten überprüftund ergänzt (ARIKAS 1986, HAASE 1938, HANEKE 1987, KNOTH & SCHWAB 1972, LORENZ et al. 1987,SCHLEICHER & FRITSCHE 1978, TISCHENDORF 1989, ZIEBELL 1980, u.a.). Ein wesentlicher Punkt bei derBetrachtung der petrographischen Merkmale der permischen Magmatite ist den sekundär-magmatischenAlterationsprozessen zuzuordnen, denen alle hier untersuchten Gesteinsserien mit unterschiedlichen Intensitätenunterlagen. Zu den sekundären Veränderungen der Rhyolithe gehören die metasomatische Verdrängung von Py-roxenen und Amphibolen durch Quarz und Feldspat (ARIKAS 1986), die Albitisierung der Plagioklase, diepneumatolytisch-hydrothermalen Alterationen der Feldspäte zu Serizit und Kaolinit und die Devitrifikation ehe-mals glasiger Grundmasse. Die Quarzphänokristen als demgegenüber relativ stabile Mineralphasen sind im we-sentlichen gekennzeichnet durch sekundäre Anwachssäume oder randliehe Korrosionserscheinungen. Bei den gra-nitischen Intrusiva sind insbesondere die Varietäten des Osterzgebirges hervorzuheben, die spät- bis post-magmatisch eine intensive Gangvererzung mit Spezialisierung auf Sn, Wo, F, Li, Rb, Cs, Ta u.a.(TISCHEN DORF 1989) erlebten. In den Apikalbereichen der Granite kam es i.d.R. zur durchgreifenden Ver-greisenung des Mineralverbandes mit Bildung von Quarz-Glimmer-Greisen und Topas-Glimmer-Greisen.

III.2.1 Die Rhyolithe Südwestdeutschlands

Saar- Nahe- PfalzDie Rhyolithe des N 0 h f eid e n e r M ass i v s sind generell einsprenglingsarm. Es dominierenPlagioklaseinsprenglinge (Albit) bis maximal 2 mm vor Kalifeldspat, Biotit und Quarz, die in einer dichtenGrundmasse liegen. Die im spätliquidmagmatischen bis pneumatolytischen Stadium albitisierten primären An-reichen Plagioklase (ARIKAS 1986) sind von der hydrothermalen Serizitisierung und Kaolinisierung stärker be-troffen, als die Kalifeldspäte. Den Effusivcharakter von Teilbereichen des Massivs belegen die im Mineralgefügeauftretenden Sphärolithe. Es handelt sich hierbei um radialstrahlige, feinkörnige Quarz-Feldspat-Aggregate, diedurch Devitrifikation der primär glasigen Grundmasse entstanden sind. Die in den vorhandenen Proben befind-

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lichen Quarzphänokristen waren aufgrund ihrer sehr geringen Zahl und ihres schlecht ausgebildeten Korn-formgefüges nicht Gegenstand der Untersuchung. Hingegen konnten in der Grundrnasse auftretende Quarzag-gregate spektroskopisch analysiert werden. Es handelt sich hierbei um granoblastische Mehrkornaggregate, dieaufgrund ihres unregelmäßigen Verteilungsmusters im Gesamtgefüge als Reste assimilierter, Quarz-reicher Ge-steine angesprochen werden können.

Die mikrogranophyrische Grundrnasse der Bad K r e u z n ach e r R h y 0 I i t he besteht aushypidiomorphen Plagioklasleisten, hypidio- bis xenomorphen Kalifeldspatkristallen und Zwickelquarzen. Bei denEinsprenglingen handelt es sich um alterierte, bis 3 mm große Plagioklase und bis 2,5 mm, selten über 4 mm,große Kalifeldspäte (Sanidin), randlich korrodierte Quarze und opakitisierte Biotite, die insgesamt einenVolumenanteil von 20% am Gesamtgefüge ausmachen (LOHMEYER 1969). Die bis 2 mm großen Quarzphä-nokristen besitzen polygonalen Habitus. Sekundäre Anwachssäume führen zur Ausbildung buchtiger Korngren-zen. Die 2-phasigen, rhombischen SE « 60 11m)zeigen alle Übergänge vom frischen Zustand bis zur vollständi-gen Rekristallisation. Der Plagioklas entspricht nach LOHMEYER (1969) einem Albit. ARIKAS (1986) bestimmtfür einige Plagioklase einen An-Gehalt von 20% und führt dies auf eine postmagmatische Alteration primärerOligoklase zurück. Neben dieser rhyolithischen Normalfazies treten noch dacitische Übergangstypen im westli-chen Abschnitt des Komplexes auf, die sich in der Hauptsache durch ihr niedrigeres Quarz/ Feldspat-Verhältnisvom übrigen Rhyolith unterscheiden (ARIKAS 1986).

Der R h y 0 I i t h von Wal d b ö c k e I h e i m ist typisiert durch vollständig albitisierte, serizitisiertePlagioklase und nur leicht serizitisierte Kalifeldspäte, die zusammen mit zumeist korrodierten Quarzen, nahezuvollständig opakitisierten Biotiten und Amphibolpseudomorphosen ein Einsprenglingsvolumen von 24 Vol.%(ARIKAS 1986) in einer fein- bis kryptokristallinen Grundrnasse aufweisen. Die Quarze erreichen Größen bis1,5 mm und zeigen selten komplette rhomboedrische Kornformen. Die in ihnen eingeschlossenen SE « 50 jJm)sind in unterschiedlichen Rekristallisationszuständen entwickelt. Das schon makroskopisch erkennbare Fluidalge-füge wird im mikroskopischen Bild akzentuiert durch die Regelung der Biotite.

Der R h y 0 I i t h vom Don n e r s b erg ist ein porphyrisches Gestein mit einem Volumenanteil derEinsprenglinge von 3 bis 9,5 % (THEUERJAHR 1973). Die meist nur 1,5 mm erreichenden Quarze liegen nebenAlkalifeldspäten (Sanidin, ARIKAS 1986), Plagioklasen, Biotiten und Opaken in einer granophyrischen Grund-rnasse aus Quarz, Plagioklas und Alkalifeldspat. Die Mineralphasen zeigen die für die permischen Vulkanite ty-pischen postmagmatischen Alterationen (Kaolinisierung, Serizitisierung, Korrosion, Opakitisierung). Granoblasti-sche Quarzaggregate in der Grundrnasse werden von THEUERJAHR (1973) als Reste assimilierter QuarzreicherGesteine angesprochen. Die Einregelung der Biotite und Feldspäte akzentuiert zusammen mit den von LORENZet al. (1987) beschriebenen Fließlaminae den Fluidalcharakter der rhyolithischen Schmelze. THEUERJAHR(1973) beschreibt den Donnersberg-Magmatit als einen Rhyolith bis Alkalirhyolith. Die chemischen Analysenvon ARIKAS (1986) weisen das Gestein als Rhyolith bis Rhyodacit aus.

In der feinkristallinen Grundrnasse des einsprenglingsarmen Kuh k 0 p f - R h y 0 I i t h s beiKirchheimbolanden liegen nur selten bis 1,5 mm große, Ld.R. serizitisierte Kalifeldspäte neben opakitisiertenPseudomorphosen, die ARIKAS (1986) aufgrund von prismatischen Kornformgefügen als Amphibole deutet.Diese Beobachtung konnte an den hier verwendeten Dünnschliffpräparaten nicht nachvollzogen werden. Quarzkommt generell als Zwickelfüllung zwischen den Feldspäten und in Form von Mehrkornaggregaten vor.

Odenwald

Die hier untersuchten Proben des Dos sen h e i m e r R h y 0 I i t h s entstammen ausschließlich dereinsprenglingsreichen Katzenbach- Varietät. Quarz-, Kalifeldspat- und Biotiteinsprenglinge nehmen hier mit 30,5bis 35 Vol.% (ARIKAS 1986) einen großen Anteil am Gesamtgefüge ein. Die Größe der dihexaedrischen Quarz-Phänokristen erreicht maximal 2,5 mm. Grundrnasseeinschlüsse und SE mit Negativhabitus « 50 jJm) in unter-schiedlichen Rekristallisationsstufen sind oft zu beobachten. Die durchgreifend alterierten Kalifeldspäte sind imallgemeinen größer bis zu 4 mm. Ein Kennzeichen der dichten bis kryptokristallinen Grundrnasse sind radial-strahlig bis wolkenartig um die Einsprenglinge orientierte Strukturen, die vermutlich durch Devitrifikation derglasigen Matrix entstanden.

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Die Gesteine des Rau b s chi ö ß c h e n s (Weinheim) enthalten bis zu 45 Vol.% Einsprenglinge. Dasausgesprochen hiatalporphyrische Gefüge wird bestimmt von bis zu 3 mm großen Quarzen, serizitisierten undkaolinisierten Feldspäten und opaktisierten Biotiten, die in einer feinkörnigen Grundrnasse liegen. In den Quar-zen überwiegen Grundrnasseeinschlüsse gegenüber SE « 90 j.lm). Der Phänokristall-reiche D a u m b erg -Rhyolith (Weinheim) ist mit dem Raubschlößchen-Rhyolith direkt vergleichbar, wenn auch die Quarz-phänokristen hier vorwiegend mit dihexaedrischem Habitus ausgebildet sind.

III.2.2 Der Erbendorfer Rhyolith in der Oberpfalz

DILL (1991) interpretiert das Gestein aufgrund von Daten von WINCHESTER & FLOYD (1977) als Rhyodacitbis Dacit. Es lassen sich sowohl schwach alterierte und silifizierte, als auch brekziierte und Amphibol-haltigeRhyodacite/ Dacite unterscheiden. Die Einsprenglinge nehmen einen Anteil von 10-20 Vol.% am Gesamtgefügeein. Bis 4 mm große, randlich korrodierte Quarze liegen zusammen mit Plagioklasen (Andesine bis Oligoklase,max. 4 mm), Orthoklasen (max. 6 mm) und Biotit in einer mikrokristallinen Grundrnasse. Die Feldspäte zeigenallgemein eine starke sekundäre Alteration. Die Bandbreite der Alterationsminerale ist groß. Neben Chlorit,Kaolonit und Serizit werden von DILL (1991) Epidot, Anatas, Smektit und Baryt erwähnt. Sphärolithe in derGrundrnasse kennzeichnen den primär glasigen Zustand der Matrix.

III.2.3 Der Triberger Granit im Schwarzwald

Der Triberger Granit ist der größte Granitkörper des Schwarzwaldes. Er zeichnet sich durch eine großepetrographische Inhomogenität und eine sehr komplexe geochemische Variabilität aus (SCHLEICHER & FRIT-SCHE 1978). Den Hauptanteil des Plutonmassivs bildet ein mittel- bis grobkörniger Biotitgranit, in den vor allemin den südlichen und östlichen Bereichen leukokrate, Zweiglimmer- sowie Biotitgranite stock-, schlieren- undgangförmig eingeschaltet sind. Bei den untersuchten Gesteinsproben handelt es sich im weitesten Sinn um Biotit-granite, wenn auch entsprechend der Beschreibung von SCHLEICHER & FRITSCHE (1978) die im allgemeinenzu beobachtende intensive Durchdringung aller Varietäten eie klare Abgrenzung oftmals erschwert.

Das Gestein besitzt i.d.R. ein typisch granitisches, equigranulares Gefüge aus Quarz, Orthoklas, Plagioklas undBiotit, wobei bis 3 cm große Orthoklase mitunter ein porphyrisches Gefüge betonen. Der Quarz ist grobkörnigmit stark felderhafter Undulosität und durchzogen von einem dichten Netzwerk fluider Einschlüsse. Die xeno-morphen bis seltener hypidiomorphen Kalifeldspäte sind perthitisch entmischt und oftmals nach dem KarlsbaderGesetz verzwillingt. Die oft zonierten hypidiomorphen Oligoklase (SCHLEICHER & FRITSCHE 1978) sind imAn-reicheren Kern im allgemeinen serizitisiert. Polysynthetische Albitzwillinge sind immer zu beobachten. Dieidiomorphen Biotite sind stark chloritisiert oder in Muskowit oder Hämatit umgewandelt.

III.2.4 Die spätvaristischen Magmatite des ostdeutschen Raumesr•.

HalleEine gute regionale Darstellung der petrographischen Besonderheiten gibt HAASE (1938). Die von ihmbeschriebenen Phänomene lassen sich auch heute noch gut nachvollziehen, wenngleich sich die Terminologie unddie Deutungen verschiedener Gefügestrukturen z.T. anders darstellen.

Der u n t e reH a I I e s c heR h y 0 I i t h (Löbejün) besitzt ein ausgeprägt grobkörniges hiatalporphyri-sches Gefüge. In der mikrogranitischen Grundrnasse liegen Einsprenglinge von Quarz, Kalifeldspat und Plagio-klas. Die Quarzphänokristen erreichen Größen bis 3 mm und haben überwiegend einen polygonal-dihexaedri-schen Habitus mit korrodierten Korngrenzen und Einbuchtungen. Zweiphasige SE (C02 + Schmelze; < 30 j.lm)mit Negativhabitus treten auf. Die xenomorphen, selten nach dem Karlsbader Gesetz verzwillingten Kalifeldspäte(Orthoklas, HAASE 1938) sind stark bis vollständig serizitisiert und kaolinisiert. Plagioklase (max. 3 mm Durch-messer) treten als hypidiomorphe Kristalle in Erscheinung, die zumeist stärker alteriert sind, als die bis 4 mmgroßen Kalifeldspäte. Die meist kleinen Biotite sind durchgreifend opakitisiert.

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Der jüngere Rhyolith des 0 b e ren Hai I e s c h e n Kom pIe x e s (Wettin) ist gekennzeichnet durchein mittelkörniges hiatalporphyrisches Gefüge. In vielen Punkten (Glaseinschlußtypen und Quarzmorphologie,Feldspat- und Glimmeralterationen) bestehen deutliche Ähnlichkeiten zur älteren Rhyolithvarietät. Die Grund-masse enthält polygonale Quarze und vollständig alterierte Feldspäte.

NordwestsachsenDas grob-porphyrische Gefüge der G r i m m a e r R h y 0 I i t h e (Grimma, Gattersburg) zeigt Einspreng-linge von randlich korrodierten, polygonal-dihexaedrischen Quarzen, von xenomorphen und durchgreifendserizitisierten und kaolinisierten Orthoklasen (PIETZSCH 1962) und von hypidiomorphen, vollständig serizitisier-ten Plagioklasen, die in einer mikrokristallinen bis mikrogranitischen Grundmasse liegen. Biotite treten nurvereinzelt in Erscheinung. In den dihexaedrischen Quarzphänokristen sind zweiphasige SE (C02 und Schmelze; <85 J.lm) enthalten.

Einige der regionalen Varietäten zeigen ein eindeutig ignimbritisches Gefüge, wie z.B. auch das Gestein imSteinbruch H eng s t b erg, nördlich von Grimma. Mineralgefüge und Korntexturen dieses pyroklastischen,massigen Gesteines, das durch die Fließablagerung einer Glutwolke entstanden ist, sind gekennzeichnet durchScherbengefüge, Fremdgesteinsfragmente und starke Verschweißung des Gesamtgefüges. Die Verschweißung desGesteins weist auf eine Ablagerungstemperatur von über 500 °c hin. Die Quarzkristalle liegen fast ausschließlichals Bruchstücke vor. Die SE « 110 J.lm) haben Ld.R. rhombischen Negativhabitus und sind ebenso wie dieGrundmasse sphärolithisch rekristallisiert.

Das Kennzeichen der jüngsten R h y 0 I i t h e von B e u c h a ist das Auftreten von Fremdgesteinsxeno-lithen und Pyroxenen (Augit, Diallag, Enstatit/ Bronzit; PIETZSCH 1962) mit sehr inhomogener Verteilung. DasMineralgefüge zeigt eine starke Gesamtalteration, die sich in diskordanten Calcitadern, Apatiteinschlüssen in denopakitisierten Biotiten, stark serizitisierten und kaolinisierten Orthoklasen und Plagioklasen sowie in den durchEisenhydroxide bzw. -oxide getrübten Pyroxenen äußert. Die Quarzphänokristen zeigen xenomorphen Habitusinfolge einer sekundären Quarzphase, die auf die primären idiomorphen Kristalle aufgewachsen ist.

Das OsterzgebirgeDer G r a n i t von Nie der bob r i t z s c h stellt den geochemisch am wenigsten entwickelten Plutoninnerhalb des älteren Intrusivkomplexes (OIC) dar. Der Komplex kann unterteilt werden in drei zeitlich aufein-ander folgende Teilintrusiva (NB I - 3), die sich aufgrund geochemischer und petrographischer Merkmale unter-scheiden (TISCHENDORF 1989). Die älteste Phase (NB I) ist gekennzeichnet durch mittel- bis grobkörnige Gra-nite, in denen vor allem durch Plagioklas (als größte Mineralphase neben Orthoklas, Quarz und Biotit) ein por-phyrisches Gefüge betont wird. Die anschließende Phase führt zur Bildung fein- bis mittelkörniger Granite (NB2) mit großen Orthoklasen neben Plagioklas, Quarz und Biotit. Als Spätkristallisat tritt Muskowit auf. Die fein-körnigen Granite der jüngsten Intrusionsphase (NB 3) sind charakterisiert durch graphische Verwachsungen vonQuarz und Orthoklas. Letzterer zeigt Ld.R. perthitische Entmischung. Die Abgrenzung der einzelnen Typen von-einander wird durch diffuse Übergänge erschwert. Quarz und Oligoklas besitzen in alle Varietäten generellxenomorphen Habitus. Plagioklas und Biotit sind grundsätzlich hypidiomorph ausgebildet. Die Feldspäte sinddurchgreifend alteriert.

Die Rhyolithassoziation von T e pli c e wird von PÄLCHEN (1968) untergliedert in eine ältere (TR I) undeine jüngere Varietät (TR II). SCHILKA (1987) unterscheidet für den Gesamtkomplex drei verschiedene, chro-nologisch aufeinander folgende Vulkanitsequenzen (PQ I - III). Dies steht in Übereinstimmung mit TISCHEN-DORF (1989), daß die Typen TR I und II lediglich extreme Endglieder einer kontinuierlichen Entwicklungsreihedarstellen, die sich aus einer fraktionierten, vertikal zonierten Magmakammer im oberkrustalen Niveau ableitenlassen. Diese Einteilung wurde anhand eigener Proben überprüft, konnte jedoch nicht in dieser Deutlichkeitnachvollzogen werden. Die Quarzkristalle aller analysierter Varietäten liegen als 3-4 mm große Dihexaeder bzw.Rhomboeder und als Pyroklasten innerhalb der fein- bis mikrokristallinen Matrix. Die Kalifeldspäte und Plagio-klase sind sehr stark alteriert. Biotite wurden nur als Ausnahme beobachtet. Ignimbritische Varietäten zeigen ein

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deutliches Kompaktionsgefüge, eine schlechte Sortierung des hiatalporphyrischen Mineralgefüges und säulige Er-starrungsformen im Aufschluß.

Die im Anschluß an die Teplicer Rhyolithe aufsteigenden sauren Magmen intrudieren oberflächen nah und sindals G r a n i t P 0 r p h Y r bei Altenberg/ Frauenstein aufgeschlossen. Die bis über 1,5 cm großen Oligoklaseerzeugen ein porphyrisches Gefüge. Sie sind mitunter graphisch mit Quarz verwachsen und, ebenso wie die Pla-gioklase, stark bis vollständig serizitisiert. Das akzessorische Auftreten von Zirkon, Apatit und Titanomagnetit inden Granitporphyren und eine kontinuierliche geochemische Entwicklung mit Abnahme der kompatiblen undZunahme der inkompatiblen Elementen kennzeichnen die Magmenentwicklung von ersten, weiter entwickeltenSchmelzen (Teplicer Rhyolith) aus den Apikalbereichen bis zu letzten, Kumulat-reichen Schmelzphasen(Granitporphyre) aus den tiefer gelegenen Bereichen der Magmenkammer (TISCHENDORF 1989).

Mit der Intrusion des S ehe 1 1 e r hau erG r a n i t s beginnt der Komplex der YIC-Granite. Der ältereSyenogranit (SI) besitzt ein porphyrisches Gefüge, das bis zu 2 cm große, teils zonar gebaute Oligoklase be-stimmen. Der Anteil der Phänokristen liegt bei 10-30 Vo1.%, zu denen auch Quarz und Alkalifeldspat gerechnetwerden. Fluorit und Topas können Plagioklas verdrängen. Der jüngere Monzogranit (S2) unterscheidet sich durchsein equigranulares, granitisches Gefüge und durch eine randliehe Albitisierung der Oligoklase vom S1-Typ.

Ein weiterer Vertreter der YIC-Granite ist der S a dis d 0 r f erG r a n i t. Die petrographischen Merkmalesind direkt vergleichbar mit denen des Schellerhau-Massivs. Einige der vorliegenden Proben sind bereits merk-lich geprägt durch die Zinnerzmineralisation (Sn-W-Erze mit Anteilen an Ta, Nb u.a.) und durch postmagmati-sche Vergreisenungen.

Das letzte magmatische Stadium ist bestimmt durch die Platznahme der Alb i t g r a n i t e. In diesen mit-telkörnigen, sogenannten "lnnengraniten" dominiert Albit vor Orthoklas und Quarz. Der Granit von Zinnwald istdurch das Auftreten von Protolithionit-Zinnwaldit und Topas ausgezeichnet (TISCHENDORF 1989).

111.2.5 Aspekte der Hoch-/ Tiefquarz-Problematik

Bildungsbedingungen rhyolithischer SchmelzenDie Abschätzung der Bildungstemperaturen rhyolithischer Magmen erfolgt über die mikrothermometrische Be-stimmumg der Schmelz- und Homogenisierungstemperaturen von Schmelzeinschlüssen (SE) in Mineralen oder ex-perimentell. Mit Schmelztemperatur wird diejenige Temperatur bezeichnet, bei der die Glasphase des SE zuschmelzen beginnt. Die Homogenisierung des SE ist erreicht, wenn alle am Aufbau des SE beteiligten Phasen(z.B. Glas und Gasblase) einen gemeinsamen Aggregatzustand angenommen haben.

Mikrothermometrische Untersuchungen verschiedener Autoren an Glaseinschlüssen erbrachten Homogenisie-rungstemperaturen von 800-900 °c für Rhyolithe aus Guadeloupe/ Kleine Antillen (CLOCCHIATTI & MER-VOYER 1976), im Mittel von 1050 °c für Rhyolithe von Esterel/ Frankreich (CLOCCHIATTI 1970) und von800-900 °c bei 2 kbar für rhyolithische Glaseinschlüsse des Bishop Tuffs/ USA (SKIRIUS et a1. 1990). THO-MAS & BLANKENBURG (1986) ermittelten mikrothermometrisch Schmelztemperaturen von 680-950 °c für SEin Rhyolithen ostdeutscher, italienischer, ungarischer, rumänischer und bulgarischer Vorkommen. SOMMER(1977) erhält für silikatische SE in Quarzphänokristen aus Neu Mexico Schmelztemperaturen von 905-950 °c beieinem durchschnittlichen Gesamtgehalt an volatilen Komponenten (C02, H20, CO) von 5 Gew.%. Den Angabenin CARMICHAEL et a1. (1974) zufolge sind für rhyolithische Magmen Liquidustemperaturen zwischen 735 °cund 925 °c anzunehmen. Diese Werte sind damit vergleichbar den experimentell von TUTTLE & BOWEN(1958) ermittelten Solidustemperaturen trockener Schmelzen von etwa 950 °c bei Atmosphärendruck.

Aus dem Verlauf der in Abb. 5 eingetragenen Soliduskurven wird deutlich, daß bei einer allgemein anzu-nehmenden Bildungstiefe rhyolithischer Magmen von 15-35 km (5-12 kbar) Schmelztemperaturen bis über 1000°c für die Mobilisierung trockener Schmelzen gefordert sind. Derartige Schmelzen sind jedoch sehr selten. DasAuftreten von primärem Biotit im modalen Mineralbestand der meisten Rhyolithe belegt, daß die Ausgangs-

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0 200 400 600 8001000 1200 1400[GC]

0 02

410

6 20810 301214 40

16 501820 TIEFQUARZ 602224 70

26 8028 a[kbar] [km]

Abb.5:Der Verlauf von Liquidus- und Soliduskurven saurerSchmelzen im Stabilitätsbereich von Quarz. a: Soli-duskurve H20-gesättigter granitischer Schmelzen n.STERN et al. (1975); b: Liquiduskurve H20-gesättigtergranitischer Schmelzen n. STERN et al. (1975); c:Inversionskurve Hoch- / Tiefquarz; d: Soliduskurve trok-kener granitischer Schmelzen n. Daten von LUTH (1969)in STERN & WYLLIE (1973); e: Liquiduskurve H20-un-tersättigter rhyolithischer Schmelzen n. STERN & et al.(1975); f: Liquiduskurve trockener granitischer Schmelzenn. Daten von LUTH (1969) in STERN & WYLLIE(1973).

lOH stretching vibrationsl0,4

0,3

A 0,2

0,1

o4000 3600 3200 2800

CM-1

2400

Abb.6:IR-Spektrum eines 2-phasigen SE (Glas + e02) in einemQuarzphänokristen des Dossenheimer Rhyoliths(Odenwald). Die OH-Schwingungen bei 3600 cm-I

kennzeichnen strukturell gebundene OH-Gruppen in derGlasphase. Das e02 liegt als FE vor. Messung bei +20oe. Untergrundmessung in einschlußfreier Quarzphase.

schmelzen H20-haltig gewesen sein müssen. In Gegenwart fluider Phasen (z.B. H20, F) erniedrigt sich die So-lidustemperatur erheblich (vgl. Abb. 5). Die Steigung der Soliduskurve zeigt allerdings, daß Schmelzen mit ho-hem Fluidanteil nur schwerlich die Erdoberfläche erreichen können. Durch Zunahme von Druck (P) und Tempe-ratur (T) kann die Fluidphasenkonzentration in der Schmelze steigen. Solange der Fluidpartialdruck kleiner alsder Absolutdruck bleibt ist ein Magmenaufstieg möglich. Entscheidend für die Aufstiegshöhe eines Magmas istaber, neben dem P- T -abhängigen Partialdruck der in ihm gelösten Fluide, die Temperatur der Schmelze.

Zweiphasige SE aus Glas mit eingeschlossener e02-Gasblase (Abb. 6) sind ein signifikantes Merkmal vielerQuarzphänokristen in den Rhyolithen, die in der vorliegenden Arbeit untersucht wurden. Es sind alle Übergängevon optisch klaren bis zu vollständig rekristallisierten SE zu beobachten. Vorzugsweise zeigen die SE einenrhombischen oder pseudohexagonalen Negativhabitus und sind wolkenartig, seltener perlschnurartig im Quarz-kristall angeordnet. An einem LEITZ Mikroskopheiztisch (Typ 1350) des IGDL der Universität Göttingen wur-den stichprobenartig einige SE (n = 17) einer Probe des Grimma-Rhyoliths (NW-Sachsen) mikrothermometrischuntersucht. Analysiert wurden ausnahmslos lichtoptisch klare SE. Als Untersuchungsergebnis ist festzuhalten, daßbei keinem der SE der Schmelzbeginn im zu erwartenden Temperaturbereich um etwa 800 oe beobachtet werdenkonnte. Für die Deutung dieser Beobachtung bieten sich verschiedene Möglichkeiten an. Die SE sind oftmals ge-kennzeichnet durch feine Risse, die sich an diagonal gegenüberliegenden Ecken der SE entwickelt haben (Tafel1: Fig. I) und benachbarte SE verbinden können. Im direkten Umfeld eines SE lassen sich zudem oft feinsteEinschlußwolken beobachten (Tafel I: Fig. 2). Dies läßt darauf schließen, daß durch Dekrepitation der SE in-

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folge der posteruptiven Abkühlung fluide Gasphasen aus den SE entweichen konnten. So führen u.a. CLOC-CHIATTI (1975), SKIRIUS et al. (1990) und BACON et al. (1992) anomal hohe Homogensierungstemperaturenvon SE auf vergleichbare Prozesse zurück. Der Gasverlust ist dabei durch Teilöffnung der SE entlang diagonalverlaufender Risse eingetreten. Die freigesetzten Fluide werden entlang intrakristalliner Inhomogenitäten (z.B.Mikrorissysteme) vom Wirtsmineral erneut eingefangen oder entweichen. Die Schmelzphase der so entstandenen"trockenen" SE kann so hochviskos sein, daß das beginnende Schmelzen infolge fehlender bzw. extrem verlang-samter Fließbewegungen visuell nicht wahrgenommen wird. Das Zeitintervall bis zur vollständigen Homogenisie-rung von Gas- und Schmelzphase nimmt zudem mit steigender Viskosität der Schmelzphase und steigendem Vo-lumen der SE zu, sodaß dieser Vorgang durch zu hohe Aufheizraten überfahren werden kann bzw. durch eine zukurze Versuchsdauer erst gar nicht erreicht wird.

Hoc h- / Tief quarz- InversionQuarz tritt in zwei Modifikationen auf. Bis zu einer Temperatur von ca. 573 °c (bei Atmosphärendruck)kristallisiert Quarz in der Tiefquarzmodifikation mit trigonal-trapezoedrischer Symmetrie. Oberhalb dieser Pha-sengrenze nimmt der Quarz infolge einer leicht geänderten Anordnung der Si04- Tetraeder hexagonal-trapezo-edrische Symmetrie an (Hochquarz). Dabei erniedrigt sich seine spezifische Dichte von 2,65 auf ca. 2,53 (g/cm\Die Umwandlung von einer in die andere Modifikation ist reversibel (enantiotrop), d.h. mit dem Durchlaufender Phasengrenze ändern sich sprunghaft die O.g. Kristalleigenschaften. Der Übergang von der Tief-zurHochquarzmodifikation kündigt sich bereits bei etwa 477 °c unter anderem durch eine kontinuierliche Zunahmeder Wärmedehnung an. Primärer Hochquarz erlebt bei seiner Abkühlung einen spontanen Wechsel verschiedenerphysikalischer Eigenschaften unter Beibehaltung seines Kristallhabitus. An der Erdoberfläche aufzufindendeQuarze liegen aus diesen Gründen generell als Tiefquarz vor. Der Dichteverlust äußert sich z.T. in quasi konzen-trischen bis radialstrahlig angeordneten Brüchen innerhalb der Phänokristen.

Bildungsbedingungen primärer Tiefquarze

Entgegen der in der Literatur vertretenen allgemeinen Annahme, daß Quarzphänokristen saurer Vulkanitegrundsätzlich im Stabilitätsfeld von Hochquarz kristallisieren, beschreiben FLICK & WEISSENBACH (1978)rhomboedrische Tiefquarzkristalle aus Rhyolithen des südlichen Rheinischen Schiefergebirges. Weitere Tief-quarzformen postuliert FLICK (1984) für Quarze tertiärer bis pleistozäner Rhyolithe aus Japan, tertiärer Rhyo-lithe aus den USA und permischer Rhyolithe aus Südtirol und dem Odenwald. Aufgrund radiometrischer Alters-daten von AHRENDT et al. (1978, 1983) und geodynamischer Krustenmodelle von NICHOLLS & LORENZ(1973), EMMERMANN (1977) und HESS et al. (1983) beschreibt FLICK (1987) für den palingenen Magma-tismus in Südwestdeutschland die primäre Bildung von Quarzphänokristen im Stabilitätsfeld von Tiefquarz.Seine Annahmen stützen sich auf das Modell einer Schmelzmobilisierung im tieferen Krustenstockwerk. Der fürdie nötigen Schmelztemperaturen notwendige Überlagerungsdruck wird dabei durch eine Krustenverdickungwährend der varistischen Orogenese erzeugt (FLICK 1987). FLICK berücksichtigt dabei die Zunahme derInversionstemperatur für Quarz mit steigendem Druck. Legt man die für rhyolithische Schmelzen experimentellermittelten Solidustemperaturen von 900-950 °c zugrunde, so sind Bildungsdrucke von mindestens 13 kbar fürdie Entstehung solcher Schmelzen notwendig, wenn Tiefquarz primär aus der rhyolithischen Schmelze kristalli-sieren soll. Diese P- T -Bedingungen entsprechen einer Krustentiefe von mindestens 40 km bei einem durch-schnittlichen geothermischen Gradienten von 20-25 °C/km, wie es FLICK (1987) für die Vulkanite/ Subvulka-nite des südwestdeutschen Raumes diskutiert.

Primäre Tiefquarze rhyolithischer Schmelzen, die bei den vorausgesetzten hohen Bildungstemperaturen um 900°c nur in sehr großen Krustentiefen gebildet werden können, durchlaufen während des Schmelzaufstiegs die In-versionskurve in Richtung Hochquarz. Die überhitzten rhyolithischen Schmelzen unterliegen bei ihrem Aufstiegin die Oberkruste einem nur geringen Temperaturverlust bei rasch abnehmendem Umschließungsdruck. Diesbedeutet, daß z.B. bei Bildungsbedingungen von etwa 900 °c und 14 kbar (entsprechend einer Krustentiefe vonetwa 40-45 km) durch quasi isothermalen Magmenaufstieg in Druckbereiche < 12 kbar (entsprechend einer Kru-stentiefe von ca. 30-35 km) das Stabilitätsfeld von Hochquarz erreicht wird (Abb. 5). Trotz des damit verbun-denen Volumen- und Symmetrieverlustes einschließlich der begleitenden Zwillings- und Rissbildungen läßt sichleider nicht erkennen, wie oft ein Quarz diese Inversion durchlaufen hat (MÜGGE 1907, FLICK 1984).

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(1) Gleichseitiges Dreieck(2) Rechtwinkeliges Dreieck(3) Raute(4) Trapez

(5) Hexagonales Sechseck(6) Schielwinkeliges Achteck(7) Viereck(8) Fünfeck

(1) Hexagonales Sechseck(2) Raute(3) Raute

~

+

(4) Schielwinkeliges Siebeneck(5) Spiegelsymmetrisches Achteck(6) Viereck

Abb. 7: Schnittfiguren des Quarzrhomboeders (a) und -dihexaeders (b) mit Lage der Schnitte im Kristall. DieAbbildung erhebt keinen Anspruch auf Vollständigkeit. Schnittfiguren a: 2, 4, 7, 8; vgl. Tafel I: Fig. 3-6. Erläuterungen s. Text.

(a) Tiefquarzrhomboeder mit Haupt- (r) und Nebenrhomboeder (z)

(b) Hexagonale Bipyramide von Hochquarz oder auch"Quarzoeder" (FLICK & WEISSENBACH 1978) des Tiefquarzesmit gleicher Bevorzugung von rund z

(c) Hexagonale Bipyramide von Hochquarzmit Entwicklung des hexagonalen Prismas m

Abb.8:Einfache Kristallmorphologien von Tief-und Hochquarzin Rhyolithen. Erläuterungen s. Text.

Un tersuc h ungserge bnisse

Tiefquarzformen wurden in Rhyolithproben von Weinheim (Daumberg), Dossenheim (Katzenbach) und BadKreuznach (Bad Münster am Stein-Ebernberg) gefunden. Kennzeichnend für primären Tiefquarz ist das Auftre-ten des einfachen Rhomboeders. Die charakteristischen 2-dimensionalen Schnittfiguren sind Dreiecke, Trapezo-eder und Rauten (Abb. 7 a: 1-4; Tafel I: Fig. 3, 4). Rautenförmige Anschnitte sind zwar auch beim Hochquarz-dihexaeder möglich (Abb. 7 b: 2, 3), unterscheiden sich aber in ihrer Lage im Kristall eindeutig vonvergleichbaren Schnittfiguren des Tiefquarzrhomboeders. In diesen Fällen konnte durch das Einmessen der Flä-

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chen auf dem U- Tisch ihr Bezug zur kristallographischen c-Achse und damit die Zuordnung zur Kristallmor-phologie von Tiefquarz geklärt werden. Signifikant für die Tiefquarzmodifikation sind in jedem Fall dreieckigeAnschnitte im Dünnschliff. Im Dünnschliff tritt eine Vielzahl von verschiedenen Schnittfiguren auf und nur eingeringer Teil kann eindeutig zugeordnet werden. Ein Großteil der beobachteten Quarze hat polygonal-asymme-trischen Habitus (Abb. 7 a: 6-8; Tafel I: Fig. 5, 6). Diese Schnittfiguren sind ohne Beteiligung des negativenRhomboeders oder der Prismenflächen nicht möglich. Das einfache Grundrhomboeder ist deshalb nur selten ver-wirklicht. Die Wachstumskinetik von Quarzphänokristen erzeugt besonders große, komplex strukturierte Quarz-kristalle, die sich meist nur schwer mit einfachen Morphologieschemata vergleichen lassen. Dihexaedrischer Ha-bitus kann nicht zweifelsfrei dem Hochquarz zugeordnet werden, da Tiefquarz bei gleichwertiger Entwicklungvon positivem und negativem Rhomboeder (Abb. 8 b) ebenfalls Dihexaeder-Symmetrie annimmt (FLICK 1987),bzw. hexagonale Anschnitte auch bei einfach rhomboedrischer Quarzsymmetrie möglich sind (Abb. 7 a: 5).

Die subeffusive Varietät des Teplicer Rhyoliths mit ihrem großen Einschlußvolumen (bis über 40 Vol.%) bieteteine gute Voraussetzung zur Suche nach primären Tiefquarzmodifikationen für den osterzgebirgischen Raum. ImDünnschliffbild dominieren polygonal-hexaedrische, rhombenförmige und stärker asymmetrische Schnittfiguren.Dreieckige Formen wurden nicht beobachtet. Quarzachsenmessungen an Kristallen mit rhombenförmigenSchnittfiguren konnten Tiefquarzstrukturen nicht zweifelsfrei belegen, da diese Quarzkristalle schräg zur c-Achse geschnitten waren und rhombenförmige Schnittmuster auch in schrägen Schnitten des Dihexaeders mitentwickeltem Prisma möglich sind (Abb. 7 b: 6).

InterpretationPrinzipiell überrascht zunächst die Vorstellung einer Kristallisation von primärem Tiefquarz in rhyolithischenSchmelzen. Bei linearer Zunahme der Gesteinstemperatur zur Tiefe hin von 30 °C/km bis in Krustentiefen von30-35 km müßte die Unterkruste über weite Bereiche hinweg komplett geschmolzen sein. Die Moho- Temperatu-ren in tektonisch inaktiven Krustenarealen wie Z.B. der süddeutschen Plattform im Bereich zwischen Alpen-nordrand und hessischer Senke liegen aber nur zwischen 600 und 700 °c (CERMAK et al. 1990). DerTemperaturanstieg muß demnach über weite Bereiche mit zunehmender Tiefe abnehmen. Andernfalls müßtenentsprechend große Volumina saurer Schmelzen in der Kruste vorhanden sein, was nicht der Fall ist. Zudem sinddie in potentiellen Quellgebieten von Magmen sich fortpflanzenden Scherwellen ein Indiz dafür, daß Magmenerst durch partielle Teilschmelzung kristalliner Gesteine entstehen (SCHMINCKE 1986).

Eine deutliche Erhöhung der Moho- Temperaturen, die Krustenschmelzen zur Folge hat, kann sich durch Kru-stenverdünnung infolge Extension und Rifting und Aufstieg von Mantelmagmen (z.b. in Form von Astheno-lithen) einstellen. Für die Kristallisation primärer Tiefquarze aus partiell mobilisierten überhitzten (> 900 °C),sauren Schmelzen sind lithostatische Drucke von Krusten< 35 km zu niedrig. Die erforderlichen Schmelztempe-raturen können auch erreicht werden, wenn durch Krustenverdickung die Kruste tief in den Mantel absinkt.Solche Krustenverdickungen sind z.B. unter dem Himalaya (bis ca. 70 km, HIRN et al. 1984 a, b), den Alpen(mind. 56 km, YE & ANSORGE 1990) und an älteren Orogenen durch HP-Mineralparagenesen nachgewiesen.Der Nachweis über das Auftreten oder Fehlen von primären Tiefquarzen in Rhyolithen kann somit ein wichtigesIndiz für Magmenbildung an der Basis der Orogenwurzeln oder bei Rift- und Extensionsprozessen sein.

Die für den südwestdeutschen Raum rekonstruierten Krustenmächtigkeiten und Paläotemperaturgradienten deu-ten darauf hin, daß hier eine Kristallisation primärer Tiefquarze aus rhyolithischen Magmen möglich ist. Für dasSaar-Nahe-Pfalz-Gebiet (SNP) nehmen NICHOLLS & LORENZ (1973) eine mittlere Krustenmächtigkeit von 30km an. Beide Autoren (LORENZ & NICHOLLS 1976) geben als geothermischen Paläogradienten für das Saar-Nahe-Becken einen Wert von 50 °C/km an. Für das Umfeld des Donnersberges werden von LORENZ & NI-CHOLLS (1984) maximal 35 km Krustendicke rekonstruiert. THEUERJAHR (1973) leitet Bildungsdrucke von 12kbar und -tiefen bis zu 40 km für die Rhyolithe des SNP-Gebietes ab. Auch für den Bereich des Schwarzwaldeswerden Paläogradienten von 30 °C/km (LORENZ & NICHOLLS 1984) bis 50 °C/km (HESS et al. 1983) angege-ben. Zusätzlich muß in Betracht gezogen werden, daß die Bildung vollständig trockener Rhyolithschmelzen inder Natur nur in Ausnahmefällen verwirklicht ist. So ermittelten EWART et al. (1975) H20-Konzentrationen bis8 Gew.% für quartäre Rhyolithe aus Neuseeland. Darüberhinaus verschieben sich bei Anwesenheit von in der

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Schmelze gelösten fluiden Phasen (HZO, F) bzw. durch Änderungen ihrer Mengenverhältnisse (z.B. HZO/ HZO +COZ) oder durch ein steigendes Ab/ An- Verhältnis die Solidustemperaturen saurer Schmelzen stark zu niedrigenWerten. Somit können Solidustemperaturen erreicht werden, die für die prognostizierten Krustenmächtigkeiteneine Bildung innerhalb des Tiefquarzfeldes erlauben. Für die Rhyolithe des südwestdeutschen Raumes ergibt sichhieraus das Bild einer krustalen Mobilisierung aus maximal 35 km, evtl. auch 40 km Tiefe bei einem geothermi-schen Gradienten zwischen 30-50 °C/km. Dem gegenüber vermutet FLICK (1987) für den südwestdeutschenRaum ein Paläokrustenstockwerk von 40-50 km Mächtigkeit (s.o.), um die Tiefquarzbedingungen zu erfüllen.

TISCHENDORF et al. (1991) sprechen sich aufgrund von rekonstruierten Schmelzvolumina im erzgebirgischenRaum für eine Stapelung der Kruste bis zu 40 km Gesamtmächtigkeit aus. BEHR et al. (1993 in prep.) schließenaus einer ModelIierung der Schwerekarte und aus dem Auftreten von Coesit auf eine prägranitische Krusten-mächtigkeit im Erzgebirge von> 60 km. Ihre Annahme basiert auf der Korrelation rekonstruierter Volumen vonGranitkörpern und von initialen Schmelzanteilen mit den zu erwartenden Solidustemperaturen granitischerSchmelzen von etwa 700 °c. Dabei ist der Aufschmelzungsgrad für das Aufstiegsverhalten der Magmen von ent-scheidender Bedeutung. Je heißer, trockener und restitarmer eine Schmelze ist, desto weiter kann sie durch dieKruste migrieren. Berücksichtigt man die stofflich bedingte Viskosität einer Schmelze, so sind bei Temperaturenunterhalb 850 °c und einer Schmelzrate von< 15 Vol.% keine guten Bedingungen zur Migration gegeben(CLEMENS & VIELZEUF 1987, De YOREO et al. 1989, DOUCE et al. 1990). Nach ARZI (1978) werden Sy-steme mit einer hohen Produktion mobiler Magmen von solchen mit migmatitischer Natur abgegrenzt durch den"rheologisch kritischen Schmelzanteil" (rheological critical melt percentage, RCMP), der im Bereich von ZO-35Vol.% liegt. Für den Eibenstocker/ Karlsbader Granit (Erzgebirge) diskutieren BEHR et al. initiale Schmelzmen-gen von< ZOVol.%. Aufgrund des o.g. kritischen Schmelzanteils von 15 Vol.%, der zur Migration granitischerSchmelzen mindestens notwendig sein muß, rekonstruieren BEHR et al. Aufschmelzungsgrade zwischen 15 undZO Vol.% für den Eibenstocker Granit innerhalb einer mindestens 60 km mächtigen Kruste. Damit werden fürdas Erzgebirge Paläo-P- T-Bedingungen gefordert, die für die mit den Graniten assoziierten Rhyolithschmelzen(z.B. Teplicer Rhyolith) eine Bildung im Tiefquarzfeld sehr wahrscheinlich machen. Eine systematische und sta-tistische Bestimmung von primären Tiefquarzanteilen in den Rhyolithen würde deshalb hilfreich sein.

IV KATHODOLUMINESZENZ - ANALYTIK

IV.1 Stand der Forschung

Bereits 1879 wurden von CROOKES "Kathodenstrahlen" in evakuierten Glasgefässen beobachtet. Mit der begin-nenden Schwerpunktentwicklung auf dem Gebiet der elektronenmikroskopischen Analytik in den 60er Jahren er-weiterten sich gleichzeitig die Kenntnisse über Lumineszenzerscheinungen verschiedener Minerale (LONG 1963,STENSTROM & SMITH 1964). Bis Ende der 60er Jahre wurde die KL besonders in der Sandstein- undKarbonatpetrologie verstärkt eingesetzt (LONG & AGRELL 1965, SIPPEL & GLOVER 1965, SMITH & STEN-STROM 1965, SIPPEL 1968). ZINKERNAGEL (1978) verfaßt eine richtungsweisende Abhandlung zur KL vonQuarz und versucht eine Unterscheidung von sedimentären, magmatischen und metamorphen Quarzen auf derBasis definierter Lumineszenzmerkmale. Eine Zusammenfassung des Forschungsstandes bis zum Ende der 70erJahre mit Schwerpunkt auf der Elektronenmikroskopie geben BRÖCKER & PFEFFERKORN (1978, 1980). EineZusammenstellung der KL-Erscheinungen von Silikat- und Karbonatmineralen, sowie von Phosphaten, Arsena-ten, Oxiden, Hydroxiden, Sulfiden, Sulfaten und anderen geowissenschaftiich relevanten Materialien wird vonMARSHALL (1988) unter besonderer Berücksichtigung der O-KL-Charakteristiken gegeben. In der Halbleiter-technik findet die REM-KL Anwendung zur Material- und Qualitätsprüfung (YACOBY & HOLT 1986).

Erste Erkenntnisse über die mögliche Steigerung der Lumineszenzintensität durch Abkühlung von Festkörpernsind seit den 60er Jahren bekannt (LEVERENZ 1968). Bei Quarz ist eine drastische Zunahme der Intensität bisFaktor 1000 gegenüber Raumtemperaturmessungen im Intervall zwischen -70 und -100 °c zu erreichen(HANUSIAK 1975, HANUSIAK & WHITE 1975). BLAIR & EDGINGTON (1968, 1970) ermitteln durch An-regung mit Protonenbestrahlung bei granitisch Quarzen eine Intensitätssteigerung bis Faktor 15 zwischen -80 und-196 °c. GRANT & WHITE (1978) erreichen für NZ(liquid)-gekühlte (-196 oe) Quarze mit REM-KL eine umden Faktor 50 erhöhte Intensität gegenüber ungekühlten Proben.

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Zur KL von Quarz wurden besonders in den 80er Jahren eine Vielzahl von Arbeiten durchgeführt. SPRUNT(1981) analysiert verschiedenste Quarze hydrothermaler , magmatischer und metamorpher Entstehung. Die vonSPRUNT ermittelten Spurenelementkonzentrationen zeigen eine positive Korrelation zwischen hohen Gehalten anTi3+ und niedrigen Gehalten an Fe3+ mit blauer Lumineszenz. Kristalle mit einem niedrigen Ti:Fe- Verhältnislumineszieren dagegen rot. Für Cu2+, A13+ und H20 findet SPRUNT keine direkte Zuordnung zu einzelnenLumineszenzfarben. WALKER (1985) diskutiert einen möglichen Zusammenhang zwischen dem Ti3+ -Gehalt unddaran gekoppelter lumineszenzsensitiver Defektzentren. Die systematische Änderung der KL-Spektren syntekto-nischer, niedrig-metamorpher Quarzfibern wird von DIETRICH & GRANT (1985) auf geänderte Bil-dungstemperaturen und durch Deformations-induzierte Unterschiede in der Mikrostruktur primärer Fibern zu-rückgeführt. MATTER & RAMSEYER (1985) versuchen eine erweiterte Untergliederung magmatischer und me-tamorpher Quarze anhand ihrer KL-Farben. HASHIMOTO et al. (1986) können eine rote Thermolumineszenzdetritischen Quarzen vulkanischer Herkunft und eine blaue Thermolumineszenz pegmatitischen und granitischenQuarzen zuordnen. Die von ihnen durchgeführten Seltenen-Erden-Analysen belegen hohe Gehalte an Eu3+und/oder Sm3+ im roten Quarzdetritus. KANAORI (1986) detektiert Quarzkorntexturen schwach deformierterGranite mit Methoden der REM-KL. REM-KL-kontrastierte Paläopermeabilitäten und -porositäten in metamor-phen Gesteinen, intrakristalline Verheilungsprozesse in Graniten und Wachstumsstrukturen hydrothermalerQuarze im O-KL-Bild beschreiben BEHR & FRENTZEL-BEYME (1987), FRENTZEL-BEYME & BEHR(1988), FRENTZEL-BEYME (1989) und BEHR (1989). Unter Verwendung eines KL-Mikroskops für niedrigeIntensitäten bestimmen RAMSEYER et al. (1988) Lumineszenzfarben unterschiedlicher spektraler Zusammen-setzung, die verschiedene Wachstumszonierungen, Zwillingsstrukturen und Bruchmuster in Tiefquarz reflektieren.Die Problematik einer direkten Zuordnung definierter Lumineszenzfarben zu bestimmten Bildungsbedingungenwird von NEUSER et al. (1989) anhand detritischer, salinarer und authigener Quarze diskutiert.

RAMSEYER & MULUS (1990) stellen einen Zusammenhang zwischen der kurzlebigen blauen Lumineszenz vonTiefquarz und den, mit der Substitution von A13+ für Si4+ assoziierten, ladungsausgleichenden Ionen her.PERNY et al. (1992) weisen A13+- und Li+ -Konzentrationsunterschiede bis Faktor 3000 für unterschiedlichlumineszierende Wachstumszonen hydrothermaler Quarze nach. BARKER & KOPP (1991) stellen Beiträge zu-sammen, die überwiegend petrographische Aspekte der Karbonat- und Sandsteinkathodolumineszenz behandeln.

Der Schwerpunkt von KL-Untersuchungen mit optischer KL-Mikroskopie konzentriert sich auf authigene,hydrothermale (natürliche und synthetische) und metamorphe Quarze. Die KL-Charakteristiken magmatischerund speziell vulkanischer Quarze sind bisher weniger untersucht worden (z.B. FRENTZEL-BEYME & BEHR1988, KANAORI 1986, MATTER & RAMSEYER 1985, SPRUNT & NUR 1979).

IV.2 Ergebnisse der REM-KL - Analytik

Die REM-KL bietet aufgrund ihres hohen Ortsauflösungsvermögens ausgezeichnete Möglichkeiten zurKontrastierung feinster lumineszenzaktiver Strukturen in Quarz. Bei der Interpretation der mitunter sehr kom-plexen Strukturen muß berücksichtigt werden, daß durch Schnitteffekte oft schwer zu überblickende Verzerrun-gen der primären Morphologien erzeugt werden. Der Dünnschliff erfaßt nur Teilausschnitte des Gesamtkristalls,die im Lichtmikroskop räumlich durch die Schnittdicke zu verfolgen wären. Da diese Strukturen aber nur imOberflächenIbild der REM-KL sichtbar sind, ist man auf die oberen J.lm begrenzt. Um dennoch räumlicheRekonstruktionen ansatzweise vornehmen zu können müssen die Probenausschnitte von beiden Seiten untersuchtwerden.

IV.2.1 Kathodolumineszenz-Strukturen in Quarzphänokristen aus Rhyolithen

In den Quarzphänokristen können Oszillations- und Stufenzonierungen, Amöboidwachstum, Keimbildungsphasen,finale und postmagmatische Strukturen unterschieden werden, die nachfolgend beschrieben sind. Abb. 9 stellt diecharakteristischen Wachstumsstrukturen rhyolithischer Quarzphänokristen schematisch dar.

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Oszillations- und Stufenzonierung

Das Wachstum der Quarzphänokristen in den untersuchten porphyrischen Gesteinen wird im wesentlichen vonOszillationszonierung gesteuert ("oscillatory zoning" n. HARLOFF 1927 u. BOTTINGA et aJ. 1966). Diese Zo-nierung wird nur im KL-Signal sichtbar infolge unterschiedlicher Intensitäten der am Lumineszenzspektrum be-teiligten Wellenlängen (Tafel 2: Fig. I). Die Oszillationszonen bilden die Feinstruktur innerhalb größerer Zo-nenrhythmen, zwischen denen ein abrupter Wechsel in der Lumineszenzintensität erfolgt. Diese Stufenzonierung("stepped zoning" i.S,v. ALLEGRE et aJ. 1981, "compositional zoning" i.S.v. BOTTINGA et aJ. 1966) kann, beiZonen breiten von durchschnittlich 100-1000 mm, schon im Farbbild der O-KL erkannt werden (Tafel 5: Fig. 1,2). Der räumliche Versatz beider Zonierungstypen durch spätmagmatische Bruchprozesse (Tafel 2: Fig. 2; kla-stisches Zerbrechen im Zuge explosionsbetonter Effusionen, Abkühlungsrisse), ihr diskontinuierlicher Verlaufbei Phänoklasten (Tafel 2: Fig. 3) sowie der quasi-parallele Verlauf der Zonen zu Korngrenzen streng idiomor-pher Kristalle (Tafel 2: Fig. 4) weisen sie als Wachstumsstrukturen aus. Dieses zyklische, idiomorphe Kristall-wachstum bestimmt weitgehend den Kornhabitus. Resorptionsprozesse und Quarzneusprossungen können dasQuarzkornformgefüge z.T. nachhaltig überprägen.

Oszillationszonierung wurde bisher besonders für Plagioklas beschrieben und als ein spezifisches Merkmal fürWechselwirkungen oberflächenkinetischer Prozesse mit diffusionsbedingten Konzentrationsschwankungen inMagmen bei sehr langsamen Wachstumsraten und niedrigen Übersättigungsbedingungen erkannt (ALLEGRE etaJ. 1981).

Abb. 9: Schematisierte Darstellung polyphaser Wachstumsrhythmen von Quarzphänokristen. Die Abbildungen a-fdokumentieren signifikante Merkmale, die nicht in jedem Phänokristen verwirklicht sein müssen. (a):Keimkristallphase mit streng dihexaedrischer Symmetrie und Skelettwachstum an den Kristallkanten derersten Stufenzone (Pfeile). (b): Beginnende Oszillationszonierung. Die Symmetrie des Keimkristalls wirdbeibehalten. (c): Einsetzende Wachstumsbehinderung durch die Grundrnasse (Amöboidwachstum, pfeil).(d): Buchtenbildung (Pfeil) mit umlaufender Oszillationszonierung infolge andauernder Wachstumsbehin-derung. Anschließende Resorptionsphase führt zur starken Abrundung des Gesamkorns. Stufenzonen mitdeutlich niedriger Lumineszenzintensität sind grauschattiert dargestellt. (e): Wiedereinsetzendes idiomor-phes Kristallwachstum mit verschiedenen Stufenzonen, Einschluß von Grundrnasse (Pfeil 1) und begin-nendem asymmetrischem Wachstum (Pfeile 2). Stufenzonen mit niedrig intensiver Lumineszenz sindgrauschattiert dargestellt. (f): Finale Kristallisation. Sekundärer Quarz wächst teils buchtig-xenomorph(Pfeil 1), teils nasenartig (Pfeil 2) auf dem Phänokristen auf. Die angrenzenden Grundrnassequarze kön-nen in idiomorpher, zonierter Form (Pfeil 3) oder mit xenomorphem Habitus (Pfeil 4) ausgebildet sein.

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Diese Bedingungen werden auch als Grund dafür angesehen, daß oszillierendes Kristallwachstum zwar in natür-lichen Plagioklasen ein generelles Phänomen darstellt, nicht aber in experimentell erzeugten Kristallen(ALLEGRE et al. 1981). Während Oszillationszonierung sowohl in Plagioklasen von Vulkaniten als auch (wennauch weniger prägnant) von Plutoniten auftritt, bleibt sie in Quarz auf Vulkanite beschränkt. In Plutoniten istOszillationszonierung nur selten in Relikten einer selbständigen initialen Vorphase im Kern und als Vorläufergranitischer Quarze zu beobachten (vgl. Kap. IV.2.2).

Konzentrischer Zonarbau bildet frühe Wachstumsflächen ab und zeichnet die Kristallmorphologie und zeitlichbedingte Schwankungen innerhalb des magmatischen Systems nach (REEDER et al. 1990). PhysikochemischeÄnderungen im Gesamthaushalt fluider Phasen werden in der Literatur aber nicht in jedem Fall als Ursache ei-nes oszillierenden Kristallwachstums diskutiert. REEDER et al. (1990) führen Oszillationswachstum in experi-mentell gezüchteten Calcitkristallen auf einen sich selbst organisierenden Prozess zurück, der die Erniedrigungder Wachstumsrate durch Mn2+ -Adsorptionen im Calcitgitter und damit die Beeinflussung des Mn- Verteilungs-koeffizienten durch die Wachstumsrate berücksichtigt. PEARCE & KOLISNIK (1990) führen Oszillationszonie-rung magmatischer Plagioklase auf ein periodisches, aber diskontinuierliches Wachstum zurück, in dem Wachs-tumsschübe mit Perioden von Lösung und ausbleibendem Wachstum (eventuell extrem verlangsamtes Wachstum)alternieren. Dieser "grain nucleation, growth, replacement and dissolution-process" (PEARCE & KOLISNIK1990) ist ein Beispiel für Rückkopplungsmechanismen innerhalb eines sich selbst organisierenden Prozesses.

Die autokatalytische Anlagerung von Substanzen an der Kristalloberfläche wird von ORTOLEV A (1990) alsmögliche Ursache oszillierenden Wachstums angeführt. Danach verarmt die Schmelze innerhalb der GrenzschichtKristall-Schmelze mit fortschreitendem Kristallwachstum zunehmend an einer den Kristall aufbauenden SubstanzA gegenüber einer zweiten Substanz B. Es kommt zur Erniedrigung der Wachstumsrate und zur relativenAnreicherung von B gegenüber A bis in einem Stadium nahezu gestoppten Wachstums die Konzentration von Beinen kritischen Schwellenwert überschreitet. Ab diesem Moment erfolgt Adsorption von B-Komponente an dieKristalloberfläche, bis A erneut relativ angereichert worden ist und ein neuer Zyklus. beginnt.

SHIMIZU (1990) vergleicht oszillatorische Spurenelementzonierungen magmatischer Augite mit dem Oszillations-wachstum magmatischer Plagioklase. Wenn auch SHIMIZU keine abschließende Bewertung gibt, ob das beobach-tete Zonarwachstum die Folge sich selbst organisierender Prozesse ist oder rein chaotische Verhältnissewiderspiegelt, so spielt doch die Kinetik zwischen Wachstumsrate und Diffusion eine bedeutende Rolle zumVerständnis der Spurenelementzonierung. Das Fluidsystem, aus dem oszillierende Kristalle hervorgehen, befindetsich physikochemisch weit entfernt vom Gleichgewichtszustand (REEDER et al. 1990, SHIMIZU 1990).

BAMBAUER et al. (1961) beschreiben oszillierende Lamellen mit Breiten zwischen 10 und 700 ~m an Bergkri-stall von Madagaskar. Als Entstehung dieser niedrig-symmetrischen Lamellen, die z.T. auch in Quarzen ausRandgebieten kristalliner Alpenmassive entwickelt sind, vermuten BAMBAUER et al. eine "nachträgliche", post-kristalline Bildung, wobei die sektorielle und zonale Verteilung von Spurenelementen während des Kri-stallwachstums von Quarz die Anordnung der Lamellen kontrolliert hat. Diese "Bambauerquarze" kristallisiertenbei relativ niedrigen Temperaturen (<< 500 oe) in tektonisch bewegten Zonen randlich und außerhalb von Kri-stallinmassiven (RYKART 1989) und unterscheiden sich hierin deutlich von den intratellurisch gebildeten Os-zillationslamellen rhyolithischer Quarzphänokristen.

Mit d!,!m angewendeten Verfahren können in etwa 2/3 der Quarze Oszillationslamellen detektiert werden. DieZonen sind im Mittel 10-20 ~m breit. Ob diese Strukturen auch in homogen erscheinenden Bereichen derQuarzeinsprenglinge entwickelt sind, Z.Zt. analytisch aber nicht nachgewiesen werden können bzw. überhauptnicht zur Entwicklung kamen, muß offen bleiben. Mit Transmissionselektronenmikroskopie (TEM) könnenREEDER & PROSKY (1986) in Karbonatmineralen Oszillationszonenbreiten bis in den nm-Bereich nachweisen.

In den untersuchten Rhyolithquarzen sind generell mehrphasige Wachstumszyklen (Stufenzonen) ausgebildet. InPhänokristen derselben Probe können sowohl kontinuierliche (von dunkel kontrastierten Kernbereichen nach hei-len Außensäumen; Tafel 2: Fig. 5) als auch diskontinuierliche Abfolgen (mehrphasiger Wechsel dunkel und helllumineszierender Stufen; Tafel 2: Fig. 6) unterschiedlich lumineszierender Stufenzonen auftreten.

c=::=J1••••••••••••••••••1

~

Idiomorpher Ouarzkern

Sekundärer OuarzanwachssaumApatitkristalle

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Abb.IO:Skizze eines Quarzkristalls (NW-Sachen: Beucha-Rhyo-lith) mit sekundärem Anwachssaum um den idiomorphenKern. Entlang der Stufengrenze sind Apatitkristalle an-gelagert. Erläuterungen s. Text.

_ Grundmasse- r..., ..•.....•.lGrundmasse- CFJ] RissmusterFeldspat Quarz

I l00!-'fl1 I

Abb. 11:Skizze eines Quarzphänokristen des Hengstberg-Ignim-brits mit ausgeprägtem Amöboidwachstum und voll-ständiger Inkorporation von Grundmasseteilen.Erläuterungen s. Text.

Abb. 12:Beispiele für Explosions- (a) und Implosionsdekrepitation (b) mit ihrem Erscheinungsbild im REM-KL-Signal (n. BEHR 1989). Residualporositäten sind schwarz dargestellt. Die zugehörigen KL- Kontrastesind gerastert. Erläuterungen s. Text.

Die im REM-KL-Signal dunkleren Graustufen entsprechen dabei relativ langweIligen ("orange"-betont), die heI-ler dargestellten Bereiche relativ kurzweIligen ("blau"-dominanten) Spektralfarben. Signifikant ist jedoch in je-dem Fall ein dunkler Kernbereich. Auffällig ist auch, daß Anzahl, Rhythmizität und Breite der Zonen zwischenKristallen einer Probe nicht korreliert werden können. Dies steht in guter Übereinkunft mit den von REEDERet aI. (1990) und EMERY & MARSHALL (1989) gemachten Beobachtungen an Calcitkristallen. Die Anlagerung

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von Einschlüssen (Schmelz- bzw. Glaseinschlüsse, Apatitkristalle) entlang von Zonengrenzen konnte nur in einemFall beobachtet werden (Abb. 10). Dies ist ein deutlicher Unterschied gegenüber hydrothermalen und authigenenQuarzen, die sehr häufig Fremdminerale und Fluide an die Wachstumsfronten anlagern.

Oszillierendes Kristallwachstum wird in Lösungssystemen, die sich während der Wachstumsphase infolge Durch-bewegung durchrnischen, grundsätzlich nicht ausgebildet (REEDER et aI. 1990). Während für die Oszillati-onszonierung ein sich selbst organisierender Diffusionsprozess unter weitgehend statischen Bedingungen wahr-scheinlich ist, weist die Stufenzonierung auf externe physikochemische Änderungen im Umfeld der Phänokristenhin (BOTTINGA et aI. 1966, ALLEGRE et aI. 1981, REEDER 1991), die mit dynamischen Prozessen verbundensind (z.B. Konvektion, laminares oder turbulentes Fließen mit Verlagerung der Kristallite innerhalb derSchmelze, Magmamixing, Änderung des hydrostatischen Druckes und des Partialdruckes der CO2-H20-Phasen).

AmöboidwachstumNeben dem Zonar bau ist das zweite, besonders auffallende Merkmal der Phänokristen ihre oft unregelmäßige,lappige Wachstumsform, die hier als Amöboidwachstum bezeichnet wird (Abb. 11; Tafel 3: Fig. 1). Die oft weitin den Kristall eindringenden, mit Matrixsubstanz gefüllten, schlauchförmigen Vertiefungen wurden bisher all-gemein als "Resorptions buchten" gedeutet. Die Oszillationszonierung belegt dagegen eindeutig, daß ein Großteildieser morphologischen Elemente nicht durch Resorptionsprozesse entstanden sein kann. Die OszillationslamelIenwerden durch die Buchten nicht diskordant gekappt, sondern konturieren als Wachstumsformen die Vertiefungen(Tafel 3: Fig. 2). Durch Resorption entstandene Buchten schneiden die Wachstumslamellen diskordant ab.Fluidal- und jüngere Sphärolith-Strukturen innerhalb dieser Buchten weisen darauf hin, daß die Grundrnassezum Zeitpunkt der Buchtenbildung noch nicht verfestigt war. Nach anfänglich nur leichter Einbuchtung,erkennbar an einer nur geringen Asymmetrie älterer Oszillationslamellen, werden im weiteren Verlauf desKristallwachstums mit zunehmender Tiefe der Einbuchtung die jüngeren Lamellen immer asymmetrischer (Tafel2: Fig. I). In diesen Fällen ist die Ausbildung der Buchten eindeutig wachstumskontrolliert. Diese Ergebnisse zei-gen, daß die korrosive Entstehung buchtig und schlauchartig eingeschnürter Quarzphänokristen in Frage gestelltwerden muß. So führt z.B. CLOCCHIA TTI (1972) die mit REM-Methoden analysierten Einbuchtungen inignimbritischen Quarzphänokristen aus Alaska (Katmai) auf primäres Skelettwachstum der Kristalle zurück.

Idiomorphes Quarzwachstums in magmatischen Systemen beginnt vor, während oder kurz nach dem Einsetzender Feldspatkristallisation (SWANSON & FENN 1986). Mit zunehmender Kristallisation der Grundrnasse stoßendie Wachstumsfronten der intratellurisch wachsenden Quarzphänokristen auf immer mehr Keimkristalle innerhalbder Grundrnasse. Aufgrund der für vulkanische Systeme signifikanten hohen Keimdichte mit zahlreichen aberkleinen Keimkristallen innerhalb der Matrix (SWANSON & FENN 1986) kommt es zur Behinderung des primäridiomorphen Quarzwachstums an finiten Stellen der Kristalloberflächen. Im fortgesetzten Stadium der Kristalli-sation strebt der Kristall erneut ein idiomorphes, ungestörtes Wachstum an. Dadurch kann es zur Abschnürungvon Grundrnasseteilen und ihrer vollständigen Inkorporation in den Quarzkristall kommen.

Extremes Amöboidwachstum zeigt sich in Vulkanitkomplexen mit starker Mineralaggregation (z.B. NW-Sachsen:Hengstberg-Ignimbrit; Hallescher Rhyolith). Mit Aggregation wird die Bildung von Kornaggregaten, d.h. dasZusammenwachsen benachbarter Quarzkörner zu einem großen Kornkomplex bezeichnet (glomerophyrisches Ge-füge). Lichtoptisch erscheint zwar das Aggregat bei gekreuzten Polarisatoren homogen und u.U. als großerEinzelkristall, im REM-KL-Signal erweitert es sich aber als ein im Zusammenwachsen begriffenes Mehrkornag-gregat. Die alten Kerne können deutlich voneinander separiert sein, werden aber von den, im Spätstadium derKristallisation entstehenden Wachstumssäumen eingeschlossen (Teplicer Rhyolith TR 11;Tafel 3: Fig. 3).

DONALDSON & HENDERSON (1988) gelang es in Experimenten in einer überhitzten, H20-gesättigtenrhyolitischen Schmelze an Quarzkristallen rundliche Vertiefungen an den Kornoberflächen zu erzeugen. Re-sorptionen sind danach das Produkt einer komplexen Wechselwirkungen zwischen den in der überhitzten undH20-gesättigten Schmelze aufsteigenden Gasblasen, der Schmelze selbst und den Quarzphänokristallen. Ihr Ent-stehungsmodell basiert auf folgenden Überlegungen. Im Kontakt zwischen im Magma aufsteigenden Gasblasenund Kristall kommt es zu Lösungsvorgängen, wodurch die Oberflächenspannung der Gasblase partiell verändertwird. Diese inhomogene Oberflächenspannung löst eine Eigenkonvektion auf der Gasblasenoberfläche aus

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(Marangoni-Konvektion), die den Lösungsvorgang auf der Kristalloberfläche begünstigt. Resorptionen in trok-kenen Schmelzen führen, ohne die Beteiligung kritischer Gasphasen, lediglich zur Kantenrundung des Mine-ralkorns. Das Verhältnis von Oberfläche zu Schmelze ist innerhalb der Bucht größer als außerhalb, d.h. der fürdie Resorption entscheidende Inhomogenitätsgradient ist innerhalb der Bucht kleiner als außerhalb. Die resorp-tive Schmelzbildung vollzieht sich somit innerhalb der Bucht langsamer als außerhalb. Tief in den Kristall rei-chende Resorptionsschläuche sind aus diesen Gründen energetisch ungünstig und schwieriger zu erzeugen. Un-terstützt wird diese Deutung durch die Beobachtung, daß die Grundrnasse innerhalb der Buchten und im näherenUmfeld der Quarzkristalle gleich ist. Durch die Resorption ist eine Si02-reichere Zusammensetzung der Matrixinnerhalb der Buchten zu erwarten.

SWANSON & FENN (1986) diskutieren die Möglichkeit einer wachstumsgesteuerten Bildung buchtigerQuarzphänokristalle in Vulkaniten. Danach kann für Vulkanite mit buchtigen Quarzeinsprenglingen, die keineReaktionssäume im Kontakt zur Grundrnasse zeigen, und in denen Quarz gleichzeitig in der Grundrnasse auftritt,nicht zwingend die Notwendigkeit von Resorptionsprozessen abgeleitet werden.

Keimbildung und Kristallwachstum

Die Textur magmatischer Gesteine wird bestimmt durch Keimdichte, Wachstumsrate und Morphologie der Kri-stalle (SWANSON 1977). Wachstumsraten und Keimbildungsprozesse sind seit langem Gegenstand von Unter-suchungen (TAMMAN 1899, 1925). Keimbildung setzt den Zusammenschluss von Atomen oder Molekülen zu ei-nem Kern mit Festkörperstruktur voraus. Nach der Überschreitung einer kritischen Größe wächst der Keimspontan weiter. Die kritische Größe hängt ab vom Grad der Unterkühlung dT (dT = Temperatur des oberenStabilitätslimits von Quarz - Temperatur des Kristallwachstumbeginns) und variiert von infiniter Größe bei Li-quidustemperatur zu kleineren Größen mit zunehmender Unterkühlung (SWANSON 1977). Keimbildung undWachstumsrate werden dabei kontrolliert von der Mobilität der den Kristall aufbauenden Atome oder Moleküleinnerhalb der Schmelze, ausgedrückt durch den Diffusionskoeffizienten. Nach Unterschreitung der Liquidu-stemperatur nehmen Wachstumsraten und Keimbildungsprozesse bis zum Erreichen eines Maximums zunächsteinen prograden Verlauf (TAMMAN 1899, KIRKPATRICK 1975, SWANSON 1977). Mit abnehmender Größedes Diffusionskoeffizienten tritt eine Verlangsamung dieser Prozesse ein (KIRKPATRICK 1975, SWANSON1977). Die Kristallmorphologie ist eine Funktion der Wachstumsrate ¥ und der Mobilität D der langsamsten kri-stallbildenden Komponente in der Schmelze (KIRKPATRICK 1975). D/¥ nimmt mit zunehmender Unterküh-lung ab. Das für hohe D/¥ -Werte charakteristische euhedrale Kristallwachstum (Kristalle mit großen, gleichmä-ßigen Flächen) geht mit zunehmender Unterkühlung (= abnehmendes D/¥ - Verhältnis) in skelettäres Wachstumüber, bis bei starker Unterkühlung sphärolithisches Wachstum einsetzt (KIRKPATRICK 1975, SWANSON &FENN 1986). Das für Vulkanite typische feinkörnige Gefüge läßt sich somit durch hohe Keimdichte und lang-same Wachstumsraten bei gleichzeitig hohen Abkühlungsraten erklären.

An mehreren günstig geschnittenen Phänokristallen konnte der Kristallisationsbeginn mit der Keimkristallphasenachgewiesen werden. In wenigen Fällen handelt es sich dabei um Rhomboederkerne, die ihren Habitus wenigändern und nur schwach verzerrt bis zur Endform der Phänokristen weiterwachsen (Tafel 3: Fig. 4). Meist habendie Keime jedoch dihexaedrische Symmetrie, z.T. auch mit gut entwickelten Prismenzonen (Tafel 3: Fig. 5). Dafür Rhyolithschmelzen vor allem die Anatexis saurer Krustengesteine angenommen werden muß, könnten alsKeime der Phänokristen auch übernommene und nicht voll aufgeschmolzene Quarzkornrelikte eine Rolle spielen.In dem bisher untersuchten reichhaltigen Material wurde allerdings nur ein Beispiel dafür gefunden mit einemunregelmäßig klastischen Kern ohne Oszillationszonierung. Die Individuen der Keimkristallphase zeigen überwie-gend eine starke Lumineszenz (weiß bis hellgrau entspr. blau-dominanten Farben).

Auf die Keimkristallphase folgt meist eine dunkel kontrastierte Stufenzone (langwellige orange Wellenlängenan-teile dominieren). Diese erste und meist sehr scharf ausgebildete Stufenzone zeigt i.d.R. keine äußere Begrenzungdurch Kristallflächen, sondern ist von birnenförmig abgerundeter Gestalt. Die Oszillationszonen werden dabeiwillkürlich und diskordant gekappt. Eine derartige Abrundung kann auch bereits am Ende der Keimkristallphaseausgebildet sein. Seltener wird sie auch noch in späteren Wachstumszonen der Phänokristen beobachtet. DieseAbrundungen können nur mit einer Resorptionsphase erklärt werden. Das bedeutet, daß eine grundsätzliche Än-derung physikochemischer Parameter (P, T, Viskosität der Schmelze) in der Magmenkammer erfolgt ist. Resorp-

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tion setzt eine Untersättigung an Si02-Komponente in der Schmelze voraus. Dies wird erreicht durch isothermaleDekompression infolge eines Magmenaufstiegs. Eine granitische Schmelze, die im Gleichgewicht steht mit nor-mativem Quarz und Feldspat kristallisiert bei unverändertem Druck im kotektischen Bereich. Abb. 13 zeigt diesam Beispiel wassergesättigter Schmelzen bis 5 kbar. Durch Druckabnahme verschieben sich die kotektischen Li-nien in Richtung des Quarzfeldes, d.h. die Schmelze ist nun untersättigt an Si02-Komponente und steht nichtmehr im Gleichgewicht mit den Quarzkristallen. Als Folge dieses Ungleichgewichtes werden die Quarzkristallerandlich resorbiert. Die Resorption stoppt, wenn der Zustand der Übersättigung an Si02-Komponente in derSchmelze entweder durch Temperaturabnahme oder durch fortschreitende Resorption der Quarzkristalle wiedererreicht ist.

Abb. 13:Das System Quarz (Qz) - Albit (Ab) - Orthoklas (Or) -H20. Kotektische Kurven für wassergesättigte Schmel-zen, die im Gleichgewicht stehen mit Quarz und Feldspatbei Drucken von 0,5, I, 3 und 5 kbar. M: isobares Mini-mum. E: ternäres Eutektikum ab 5 kbar. Gerastertes Feld:normative Qz-Ab-Or- Verhältnisse zahlreicher analysier-ter Granite. Punkt I kennzeichnet eine Schmelze, die bei5 kbar im Gleichgewicht steht mit Quarz, Na- undAlkalifeldspat. Der Pfeil zeigt die Verschiebungsrichtungder kotektischen Linie und die Änderung des Eutekti-kums zu einem Temperaturminimum beiDruckabsenkung. Abb. n. Daten von TUTTLE & BO-WEN (1958), umgezeichnet nach CARMICHAEL et al.(1974). Erläuterung s. Text.

Gew.%

Ab 20 40

Qz

Kalifeldspat

60 80 Or

Auf diese erste Resorptionsphase folgt eine zweite Stufenzone, die meist sehr breit ausgebildet ist und einestarke Lumineszenz mit hohen Intensitäten im blauen Wellenlängenbereich (hellgraue bis weiße REM-KL-Kon-traste) und kräftig hervortretenden feinlamellaren Oszillationszonen besitzt (Tafel 2: Fig. I). In diesem Wachs-tumsabschnitt versucht der Phänokrist die ursprüngliche Kristallform wieder herzustellen. Dies wird erreichtdurch ein sehr unregelmäßiges Wachstum mit unterschiedlichen Zonendicken zur Ergänzung der vorange-gangenen Kristallverletzungen durch Resorption. Gleichzeitig werden benachbarte Aggregatkristalle integriertund über unterschiedliche Wachstumsgeschwindigkeiten Orientierungsdifferenzen zwischen den Aggregatpartnernausgeglichen, um schließlich einen optisch einheitlichen idiomorphen Kristall anzustreben. Dieser Wachstumsab-schnitt kann im einzelnen durch vielgestaltige Oszillationsrhythmen weiter untergliedert werden. Im Gegensatzzur Resorptionsphase muß das oszillierende Wachstum wieder unter quasi statischen (ruhigen) Bedingungen er-folgen, d.h. der betreffende Kristall wird nicht bzw. nur untergeordnet konvektiv oder turbulent in der Schmel-phase bewegt, sodaß diffusiver Stoff transport aus der Schmelze zur Kristalloberfläche möglich ist. Kristallche-misch und thermodynamisch setzt oszillierendes Wachstum jedoch finite, z.T. rhythmische Veränderungen voraus.

Die äußerste Wachstumszone wird i.d.R. von einer besonders stark lumineszierenden Stufenzone gebildet. Es gibtProben, in denen die Mehrheit der Phänokristen eine nur begrenzte Anzahl und annähernd gleichmäßig aus-gebildete Stufenzonen besitzt. In anderen Proben können sich diese Zonen mehrfach wiederholen und auch vonResorption unterbrochen werden.

Das Dickenwachstum der Zonen erfolgt nur selten gleichmäßig an allen Wachstumsfronten des Phänokristen. Inder Regel wird eine Front bevorzugt, an der es zu einem besonders kräftigen Zuwachs oft bis zu mehreren 100Jlm kommt. Dadurch können abschnittsweise Flächen und Kanten des Kernkristalls wieder in idealer Form her-

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gestellt werden. An anderen Fronten erfolgt dagegen kein erkennbarer bzw. nur extrem langsamer Zuwachs. Esresultieren daraus Phänokristen mit z.T. sehr komplexen Internstrukturen und unregelmäßiger Korngestalt (Tafel3: Fig. 6). SWANSON & FENN (1986) schließen aus dem Vergleich experimenteller Untersuchungen an syn-thetischem Material mit natürlichen Vulkanitquarzen, daß skelettäre, buchtige Quarzeinsprenglinge eventuelldurch bevorzugte Unterentwicklung der Prismenflächen entstehen, bzw. aus primären Skelettkristallen hervor-gehen können. In den Phänokristen des untersuchten Proben kontingentes ist eindeutiges Skelettwachstum mitbevorzugter Ausbildung schnell wachsender Kristallkanten nur selten ausgebildet. Dies wird mit inhomogenenStoffverteilungen der am Kristallbau beteiligten Substanzen an der Grenzschicht Kristall/Schmelze erklärt. Diedurch hohe Wachstumsraten abnehmende Stoffkonzentration in dieser Grenzschicht kann nur unvollständig durchDiffusion aus der Schmelze ausgeglichen werden.

Stoffliche Inhomogenitäten, Schwankungen der Diffusionskoeffizienten und Änderungen der Wachstumsratenspielen eine entscheidende Rolle bei der Ausbildung des Kristallhabitus von Quarz. Im Verlauf der Kristallisa-tion (d;h. mit steigender Unterkühlung der Schmelze) werden große, planare Kristallflächen zunehmend kristall-chemisch instabil. Die Folge ist ein Übergang von primär tabularer über skelettäre und dendritische bis hin zusphärolithischer Morphologie (KIRKPATRICK 1975). Da einerseits keine Matrixanteile poikiloblastisch in dieWachstumszonen integriert werden und andererseits in der angrenzenden Matrix auch bei besonders stark wach-senden Kristallfronten keine Verdrängungsstrukturen zu erkennen sind, muß dieses Wachstum und die mechani-sche Verdrängung der benachbarten Schmelze noch vor Beginn der Matrixkristallisation erfolgt sein.

Es gibt Proben und regionale Vorkommen, in denen die Mehrheit der Phänokristen gleichartige Zonenfolgen be-sitzten (z.B. Erbendorfer Rhyolith). In anderen Fällen erlaubt die Strukturvariabilität keine Verallgemeinerungen.Es müssen dann punktuell sehr unterschiedliche Diffusions- und Wachstums bedingungen vorgelegen haben. DieseFeststellung unterstreicht die Rolle sich selbst organisierender Prozesse wie dies für Calcit, Plagioklas oder Augitdiskutiert wird (EMERY & MARSHALL 1989, PEARCE & KOLISNIK 1990, REEDER et al. 1990, SHIMIZU1990). Denkbar ist ebenfalls, daß durch Fließprozesse Magmenanteile aus unterschiedlichen Generationsräumengemischt werden und dadurch Quarzphänokristen mit verschiedener Wachstumsgeschichte zusammengebrachtwerden.

Der Kristallhabitus intratellurisch wachsender Quarze kann auch durch Zwillingsbildungen gekennzeichnet sein.Zwillingsbildung beschreibt die orientierte Verwachsung von zwei oder mehreren Kristallen derselben Art. Dasgesetzmäßige Auftreten von Zwillingsstrukturen unter bestimmten Winkelverhältnissen unterscheidet sie vonzufälligen Verwachsungen mit beliebiger Orientierung. Während für Tiefquarze Verzwillingungen nach demDauphine- und dem Brasilien-Gesetz typisch sind (RÖLLER 1991), sind für Hochquarze eine Vielzahl andererZwillinge charakteristisch (z.B. Esterel-, Verespatak- und Sardinien-Zwillinge, DRUGMAN 1927). Bereits wäh-rend der Keimphase kann es zur Bildung von Keimbildungszwillingen kommen. Dies kann dadurch geschehen,daß sich z.B. (1.) zwei unabhängig voneinander gebildete Keime durch Bewegung innerhalb der Schmelzphasebegegnen und orientiert zusammenwachsen. Der so entstandene größere Zwillingskristall ist energetisch günstigerals die beiden Ausgangskeime. Das Wachstum verzwillingter Keime kann (2.) gegenüber unverzwillingten Kei-men begünstigt werden, wenn durch das Zwillingswachstum energetisch ungünstige Flächenelemente gegenenergetisch günstige ausgetauscht werden.

Im Normalfall ist ein unverzwillingter Kristall energetisch günstiger, als ein Zwillingskristall gleicher Größe.Reine Wachstumszwillinge entstehen in einer späteren Phase des Kristallwachstums. Quarze mit ausgeprägterZwillingsstruktur können im zweidimensionalen Anschnitt polygonal-asymmetrische Figuren zeigen. Viele deruntersuchten Quarzphänokristen zeigen Kornformen und interne KL-Strukturen, die keinen einfachenWachstumsmorphologien zugeordnet werden können. Nicht zuletzt auch die z.T. identische Kristallgitterorien-tierung der im REM-KL-Bild beobachtbaren Einzelkernindividuen innerhalb des gleichen Phänokristen machenZwillingswachstum in diesen Fällen sehr wahrscheinlich. Die Zuordnung der erkennbaren Flächenelemente zuZwillingsstrukturen kann jedoch nur anhand eindeutig orientierter Schnittlagen erfolgen.

Aus den Beobachtungen kann geschlossen werden, daß für die Phänokristen in Proben mit gleichartigen Zo-nenfolgen nur eine Keimbildungsphase vorgelegen hat und keine seriale Keimbildung über mehrere

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Entwicklungsetappen erfolgte. Einzelkeime haben sich oft nur zu kleinen Phänokristen entwickelt. Besondershäufig sind Doppelkeime und Aggregate, aus denen sich größere Phänokristen herausbilden. Relativ größereKristalle beschleunigen zunehmend ihr weiteres Wachstum gegenüber den Kleineren. Das Keimphasenvolumen ist.gegenüber dem Schmelzvolumen sehr klein und räumlich heterogen. Da die Phänokristen z.T. beachtliche Größenbis> I cm erreichen, müssen gute Diffusionsbedingungen vorgelegen haben.

Finale KristallisationIn der finalen Kristallisationsphase erfolgt eine schlagartige Keimbildung und Kristallisation in der Matrix. Zweiprinzipielle Fälle können unterschieden werden:

Das Lumineszenzverhalten in der letzten Wachstumszone der Phänokristalle ist verschieden von dem derxenomorphen Quarzfeinkornanteile in der Matrix. Meist wurde dieser Matrixquarz erst sekundär durch De-vitrifikation der Glaskomponente gebildet.In der Matrix erfolgt eine homogene Keimbildung, aus der sich annähernd gleichgroße, idiomorphe Kri-stalle mit gleichmäßigen Oszillationszonen und Korngrößen von etwa 20-80 jjm bilden. Diese Keime lagernsich auch an die äußerste Zone der Phänokristen an und umkrusten rasenförmig den Kristall (z.B. Vor-kommen Beucha, Grimma, Löbejün). Dieser Typ entwickelt sich bevorzugt in Gängen, Sills und sub-vulkanischen Kammern, in denen im Gegensatz zu Deckenergüssen keine abrupte Erstarrung mit Glas-bildung stattfand, sondern eine Schlusskristallisation mit Beteiligung einer hochhydrothermalen Phase.

Postmagmatische StrukturenDie postmagmatischen Strukturen in den Phänokristen und in Quarzen nichtporphyrischer Magmatite sind sehrunterschiedlich. Durch Dekrepitations-j Implosionsstrukturen um Flüssigkeitseinschlüsse sowie durch einen sehrviel größeren Anteil an komplexen Entspannungs- und Hydrofracsystemen mit Diffusionshöfen hat die Passagevon fluiden Phasen und die hydrothermale Alteration eine größere Bedeutung. Nach der Kristallisation werdendie Quarzeinsprenglinge bruchhaft beansprucht, z.B. während der Abkühlung durch thermisch induzierteSpannungsanisotropien, die sich zwischen Kristall und Grundrnasse bzw. zwischen Kristall und Matrixeinschlußherausbilden. Die dabei entstehenden Mikrorisse sind häufig optisch nicht er:<:ennbar, werden aber sehr scharfunter KL durch fehlende Lumineszenz (schwarz) kontrastiert (Tafel 2: Fig. 5).

IV.2.2 Kathodolumineszenz-Strukturen granitischer Quarze

In keiner der untersuchten Proben des Triberger Granits konnten zonare Wachstumsstrukturen in Quarz kontra-stiert werden. FRENTZEL-BEYME (1989) beschreibt Zonarbau in einem einzelnen Quarzkorn des TribergerGranits. Dahingegen lassen sich Stufen- und Oszillationszonierungen in den subeffusiven Graniten des Erzge-birges (Schellerhau, Sadisdorf, Niederbobritzsch), und hier besonders innerhalb porphyrischer Varietäten, relativhäufig nachweisen. Die im Polarisationsbild xenomorph erscheinenden Quarzaggregate setzen sich im REM-KL-Bild aus mehreren Einzelkörnern mit idiomorphen Kernbereichen zusammen, denen ein xenomorpher Au-ßensaum aufsitzt. Resorptionen der Stufenzonen, Amöboidwachstum und Aggregatbildung sind vergleichbar mitden Strukturen in rhyolithischen Quarzphänokristen. Die Prägnanz und Häufigkeit dieser Wachstumsstrukturengegenüber Rhyolithquarzen ist allerdings deutlich geringer.

Ein weiteres signifikantes KL-Merkmal granitischer Quarze sind Dekrepitationsspuren von FE, die z.T."Crackling"-Muster ausbilden. Crackling-Strukturen sind gekennzeichnet durch parallel zueinander angeordnetestaffelförmige Muster, die durch verheilte Risse untereinander verbunden sind (zur Nomenklatur s. auchFRENTZEL- BEYME 1989). FRENTZEL- BEYME (1989) interpretiert diesen Strukturtyp als Explosionsdekre-pitation in granitischen und pegmatitischen Quarzen. BEHR (1989) und REUTEL (1992) führen diese Erschei-nungsmuster ursächlich auf Implosionsereignisse zurück. Dabei steigt der Unterdruck innerhalb fluider Ein-schlüsse infolge isobarer Abkühlung (z.B. durch Erstarrung von Schmelzen im Bildungsbereich der betreffendenFlüssigkeitseinschlüsse), bis es zur Implosion der Einschlüsse kommt. Isothermale Dekompression (uplift) steigertdemgegenüber den Interndruck der Flüssigkeitseinschlüsse und kann zur Explosion des Einschlusses führen. Diesist z.B. in Magmenkörpern mit großen Aufstiegsraten zu erwarten. In bei den Fällen wird durch Dekrepitation die

35

Equilibrierung des fluidinternen primären Partialdruckes an den des umgebenden Gesteins erreicht. Abb. 12 gibtdas charakteristische Erscheinungsbild von Residualporositäten und Lumineszenzkontrasten wieder. Die Dekrepi-tationsmuster in Quarzen des Triberger Granites zeigen überwiegend die für Implosionsereignisse typischen staf-felartigen Anordnungen (Tafel 4: Fig. 1, 2). In den subeffusiven Erzgebirgsgraniten überwiegen sternförmigeDekrepitationsmuster, die denen explosiver Entstehung gleichen (Tafel 4: Fig. 3, 4). Eine klare Differenzierungin explosive oder implosive Strukturen ist jedoch nicht immer möglich. Zudem ist die Verteilungsdichte derStrukturen gegenüber dem Triberg-Granit hier deutlich geringer. Vergleichbare Lumineszenzkontraste sind inrhyolithischen Quarzen Ld.R. nicht entwickelt. Eine Ausnahme stellt hier der jüngere Teplice-Rhyolith (TR 11)dar. Die Quarzphänokristen des subeffusiven Rhyoliths sind durchsetzt von einem mitunter sternförmigen crack-ling-Netzwerk, dessen Musterung einer explosiven Entstehung entspricht (Tafel 4: Fig. 5, 6). In den Quarzen derfür den osterzgebirgischen Raum typischen Quarz-Glimmer-Greisen sind Dekrepitationsmuster besonders inten-siv ausgebildet. Dies könnte auf die intensive post-magmatische hydrothermal-pneumatolythische Alteration desehemals granitoiden Gesteins zurückgeführt werden. v

Die Interpretation von Lumineszenzkontrasten bezüglich der Aufstiegs- und Abkühlungsgeschwindigkeiten mag-matischer Schmelzen muß allerdings mit besonderer Vorsicht vorgenommen werden, da keine Mikrother-mometriedaten der FE vorliegen. Durch Dekrepitation primärer FE (mit hohen Dichten) infolge isothermaler De-kompression in Magmen mit hohen Aufstiegsgeschwindigkeiten reequilibrieren die FE zu niedrigeren Dichten,was sich in hohen Homogenisierungstemperaturen widerspiegelt (REUTEL 1992). Demgegenüber verändern sichdie Homogenisierungstemperaturen primärer FE durch isobare Abkühlung zu niedrigeren Werten. Hier ist einmethodischer Ansatz gegeben, die Zuordnung Lumineszenz-aktiver Dekrepitationsstrukturen von FE durch mi:..krothermometrische Untersuchungen zu stützen. Außerdem kann eine Unterscheidung von genetisch primärenund sekundären FE erfolgen. Im Unterschied zum Schwarzwälder Triberg-Granit konnten die osterzgebirgischenGranite in höhere Krustenniveaus intrudieren und stehen damit zwischen mittelkrustal erstarrten Graniten undan der Oberfläche extrudierten Vulkaniten. Die z.T. großen Ähnlichkeiten im Kornformgefüge zwischensubeffusiven Vulkaniten und den Graniten des Osterzgebirges belegen fließende Übergänge. Die beobachtetenDekrepitationsphänomene können somit als Indiz dafür gewertet werden, daß mit abnehmender Intrusionstiefedie explosive Dekrepitation von FE gegenüber Implosionsprozessen zunehmend an Bedeutung gewinnt.

Die als letzte Phase der spät-magmatischen Intrusion aufsteigenden Albitgranite (sog. Innengranite) des Erzge-birges zeigen mitunter eine quasi konzentrische Anordnung von Albitkristallen innerhalb großer xenomorpherQuarzkristalle. Diese xenomorphen Quarze sind intern zonar gebaut und haben die Albite bevorzugt in einzelneWachtumsfronten eingeschlossen (Tafel 4: Fig. 7, 8). Es erfolgt ein Wechsel von primär idiomorphem zuxenomorphem Schluß wachstum der Quarze in der Endphase der Kristallisation.

IV.3 Ergebnisse der O-KL - Analytik

SpektralanalytikDie initialen und finalen Lumineszenzspektren aller untersuchten magmatischen Quarze setzen sich (beiRaumtemperaturmessungen) aus Anteilen im violett/blauen (415-450 nm), orangenen (605-635 nm) und infra-roten (775-830 nm) Wellenlängenbereich zusammen (Abb. 14). Die Intensitätsverhältnisse spiegeln sich in denvisuell erkennbaren Lumineszenzfarben wider, wobei eine nur leichte Veränderung der Intensitätsverhältnissesich rein visuell nur unzureichend an den Lumineszenzfarben erkennen läßt. Über die Emission der infrarotenBande finden sich in der Literatur nur wenige Angaben (vgl. Tab. I).

Unter Elektronenbestrahlung verändert sich die Lumineszenz von Quarz irreversibel von initialen, natürlichen(kurzwelligen) zu finalen, induzierten (langwelligen) Farben. Dies entspricht i.d.R. einer Intensitätssteigerung imorangenen und einer -senkung im blauen WellenHingenbereich. Der Betrag der Intensitätsänderung des orangenenReferenzpeaks (625 nm) kann dabei den des 425 nm -Peaks übersteigen (IF(625/425) > I). Beim Kurzzeit-meßverfahren wird zusätzlich zwischen Final-I- und Final-II-Lumineszenzspektren unterschieden. Beide Final-typen gehen auf die Wechselwirkung der anregenden Elektronen mit dem Kristallgitter bzw. den Gitterfehlernzurück und sind in einer Strahlungsschädigung des Kristallgitters begründet (vgl. auch Kap. 11.2.3). Die vorlie-

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genden Untersuchungsergebnisse belegen eindeutig, daß ohne die Differenzierung von initialen und finalenSpektren keine gute Charakterisierung der Lumineszenzfarben von Quarz möglich ist. Aus diesem Grund werdeninitiale und finale Lumineszenzzustände einander gegenübergestellt. Die spektralen Zusammensetzungen der in-itialen und finalen Quarzlumineszenz der einzelnen Proben kontingente sind in Abb. 15 wiedergegeben (vgl. auchAbb. 38 im Anhang).

900500 700

Wellenlänge [nm]300

-:(0:t::U)c:(I)-c:-(I)>:;::;(0-(I)a:

Abb. 14:Charakteristische Laufzeitspektren (Kurve a: Initial/Kurve b: Final Hf Kurve c: Final I) eines Quarzphäno-kristen des Teplicer Rhyoliths (TR H). Ungekühlte Mes-sungen bei 40 p,Afmm2 Strahlstromdichte ohne Korrekturder Detektorlinearität.

Quelle Bereich Intensitätsmaxima[nm] [nm] [nm] [nm]

DIETRICH & GRANT (1985) 350-800 400 600 k.A.GRANT & WHITE (1978) 300-820 400-500 650 820HANUSIAK & WHITE (1975) 325-825 450-465 k.A. k.A.NEUSER et al. (1989) 350-800 400-450 620 k.A.PERNY et al. (1992) 350-750 390-470 k.A. k.A.RAMSEYER & MULUS (1990) 350-730 450 620, 650 k.A.SPRUNT (1981) 350-750 450 k.A. k.A.ZINKERNAGEL (1978) 350-750 360-500 610-630 k.A.eigene Analysen 300-900 415-450 605-635 775-830

Tab.l: Literaturangaben zu Meßbereichen und Intensitätsmaxima von KL-Untersuchungen an Quarz sowie An-gaben zu eigenen Analysen. Erläuterungen s. Text.k.A. = keine Angaben

ZINKERNAGEL (1978) beobachtet Farbverschiebungen von kurzweIligen zu langweIligen Bereichen und Inten-sitätsveränderungen als Funktion der Bestrahlungszeit für vulkanische Quarze. SIPPEL (1968) beschreibt die un-mittelbar nach beginnender Elektronenbestrahlung einsetzende Veränderung von blauen zu roten Farben und dengenerellen Kontrastverlust für Quarze aus Sandsteinen.

NEUSER et al. (1988) können in einem Fall für metamorphen Quarz die Verschiebung des orangenen Peaks zukurzweiligem Bereichen nachweisen. RAMSEYER et al. (1988) und RAMSEYER & MULUS (1990) registriereneinen Zusammenhang zwischen allgemeiner Intensitätsabnahme und Zunahme der Rotanteile im Lumines-zenzspektrum von Tiefquarz. Aufgrund der von den verschiedenen Autoren bei deren Untersuchungen verwen-deten unterschiedlichen Strahlstromstärken lassen sich keine übereinstimmenden Angaben machen, ab wann undmit welcher Stärke sich diese Veränderung in Quarz vollzieht. Die Angaben schwanken von sofortigem Beginnnach Elektronenbestrahlung (bei hohen Strahlstromstärken) über wenige Minuten bis zu Stunden (bei niedrigenStrahlstromstärken).

37

IQuarzphänokristen I

ERZGEBIRGE (Teplice 11- blau)'25om (B) - 62Snm (0)- 80Snm ~R)

ERZGE81RGE (Teplic8 I - rot)

'25nm (B) • 625nm (0) - 805nm (IR)

0,1 ~ ~0

B 0,2 0,4 0,6 O,B 0 B 0,2 0,4 0,6 O,B 0

~ ~ • ~~ ~ • [TIInitial final 11 final I initial final 11 final I

NW - SACHSEN (Grimma) NW - SACHSEN (Hengstberg)'25nm (B) - 625nm (0). 805nm (IR) .25nm (B) - 625nm (0) - 805nm (IR)

------ ------

0,2 K>O<X?fC ~0,1 m0 0 0

B 0,2 0,4 0,6 0,8 0 B 0,2 0,4 0,6 0,8 0

l2a iI • [ill ~ ~ • [6]initial final 11 final I initial final 11 final I

(siehe folgende Seite)

0,1

B 0,2 0,4 0,6 0,8 0 B 0,2 0,4 0,6 0,8 0

lSl ~ • ~~ ~ • lliJIni1ial final 11 final I initial final 11 final I

08ERPFALZ (Erbendor!)

ERZGEBIRGE (Teplice 11- roll "25nm (8) • 62Snm (0) • 805nm (IR)'25om (8) - 62Snm (0) - 80Snm ~R)

------ ------

~ lIIIiiII -0

B 0,2 0,4 0,6 0,8 0 B 0,2 0,4 0,6 0,8 0~ ~ • @] !2j ~ • []Initial final 11 final I initial Iinaill final I

ODENWALD (Dossenheim) ODENWALD (Weinheim).25nm (B) - 625nm (0) - 805nm (IR) '25nm (B)- 625nm (0) - 805nm (IR)

------ ------

38

SAAR-NAHE-PFALZ (Waldböckelheim)425nm (B) • 625nm (0) • 805nm (IR)

SAAR - NAHE - PFALZ (Kreuznach)425nm (8). 625nm (0) • 805nm (IR)

0,1

0

B 0,2 0,4 0,6 0,8 0 B 0.2 0,4 0.6 0,8 0

~ ~ • DJ t8J ~ • DJinitial final 11 linall initial final 11 final I

Granoblastische QuarzphasenSMR.NAHE-PFALZ (Nohfeldon)

425nm (8) • 625nm (0) • 805nm (IR)SAAR-NAHE.PFALZ (Donnersberg)

425nm (8) • 625nm (0) • 805nm (IR)

0,1~

0O,B

0,2 0.4 0,6 0,8 0 B 0,2 0.4 0,6 0Bl8] ~ • W ~ ~ • [TIinitial Iinaill final I Initial final 11 final I

Granit-Quarze

(Orange) 0

SCHWARZWALD (Triberg)425nm (B) • 625nm (0) • 805nm (IR)

~ ~

0,2 0,4 0,6 0,8 0lS3 fi1 • [D]initial final 11 linal I

IR (Infrarot)

o

B (Blau)

ERZGEBIRGE (Niederbobritzsch)425nm (B) • 625nm (0) • 805nm (IR)

:x:s:.~10,1

0 0

B 0.2 0,4 0,6 0,6 0 B!21 ~ • lmJinitial final 11 final I

Abb,15:Die spektrale Zusammensetzung der Initial-, Final-I undFinal- 11- Lumineszenzen von Quarzphänokristen (a- j) undgranoblastischen Quarzphasen (k, I) aus Rhyolithen sowievon Granitquarzen (m, n), dargestellt durch die Re-lativanteile der 425-, 625- und 805nm-Intensitäten ausKurzzeitmessungen im Dreieck B-O-IR. Eriäuterungen s.Text. (vgI. Abb. 38 im Anhang).

39

Signifikant für alle untersuchten Quarzphänokristen aus Rhyolithen sind initial blau-dominante KL-Farben, dieFinal (1) infolge der relativ starken Zunahme der Orangeanteile, bei gleichzeitig untergeordneter Abnahme derBlaukomponenten, in visuell blau-violette Farben wechseln. IF(625/425) liegt im Mittel für die untersuchtenQuarzphänokristen aus Rhyolithen bei rund 3,0 (Tab. 2). Dies bedeutet, daß der Betrag der Intensitätssteigerungim orangenen Spektralbereich um Faktor 3 über dem der Intensitätsabnahme des blauen Spektralbereiches liegt.Die im KL-Signal kontrastierten Wachstumszonierungen der Phänokristen sind erkennbar durch die zo-nenspezifisch unterschiedlichen Intensitätsverteilungen der am visuellen Gesamtspektrum beteiligten Farbfre-quenzen (Tafel 5: Fig. I, 2 u. Tafel 2: Fig. 6). Durch eine unterschiedlich intensive Veränderung derLumineszenzfarben von Initial nach Final für bestimmte Stufenzonen tritt somit bei fortdauernder Elektronenbe-strahlung eine zunehmende Kontrastierung des Zonarbaues durch die Bildung strahlungsinduzierter Lumines-zenzzentren ein. Abb. 15 zeigt dies für dominant blau (b) bzw. braunrot (c) lumineszierende Stufenzonen einesQuarzphänokristen des jungen Teplicer Rhyoliths (TR 11).

Quarztyp IF(625/425) SStA DI SStA

Phänokristen (Rhyolith) 2,98 1,41 0,40 0,19GranobI. Aggregate (Rhyolith) 0,39 0,08 0,08 0,02Granit 4,28 1,02 0,62 0,13

Tab.2: Die Verhältnisse der prozentualen Veränderung von Final- gegenüber Initiallumineszenz IF(625/425) bei625 und 425 nm und die Drift DI der Intensitäten für Rhyolith- und Granitquarze aus Kurzzeitmes-sungen (vgl. auch Tab. 7 im Anhang). Erläuterungen s. Text. Meßanzahlen: Phänokristen 103, granobla-stische Aggregate 14, Granit 8.SStA = Stichprobenstandardabweichung

Granitquarze emIttIeren eine blaue Initiallumineszenz, der mitunter eine sehr kurzlebige «< 1 sec.)Türkislumineszenz voran geht. Die Veränderung zu finalen Farben vollzieht sich bei Granitquarzen (DI = 0,62)i.d.R. schneller und stärker, als dies bei den Rhyolithquarzen (DI = 0,40) zu beobachten ist (Abb. 16). So erreichtder DI- Wert 0,52 für Quarze des Niederbobritzscher Granits und 0,71 im Falle des Triberger Granits. Die visuellerkennbare Finalfarbe ist Rotbraun. Die in ihren Lumineszenzmerkmalen den Rhyolithen ähnlichen subeffusivenYIC-Granite des Erzgebirges nehmen eine Zwischenstellung ein zwischen den mittelkrustal intrudierten Graniten(Tri berg und Niederbobritzsch) und den extrusiven Rhyolithen. Das porphyrische Gesamtgefüge dieser jungenGranite ist Abbild einer oberflächennahen Intrusion mit verkürzten Abkühlungszeiten.

ZINKERNAGEL (1978) beschreibt die Lumineszenz magmatischer Quarze als "violett", wobei sich die Quarzeder vulkanischen Fazies durch relativ höhere Blauintensitäten von den granitischen Quarzen unterscheiden. DieKL-Spektren spiegeln seiner Meinung nach unterschiedliche Kristallisationstemperaturen undAbkühlungsgeschwindigkeiten wider. SPRUNT & NUR (1979) beschreiben blaue Farben für granitische Quarze.SPRUNT (1981) korrelillrt blau lumineszierende Granitquarze mit hohen Ti/Fe-Verhältnissen, rot lumi-neszierende dagegen mit niedrigen Ti/Fe-Verhältnissen. HASHIMOTO et al. (1986) weisen für blau lumineszie-rende Granitquarze niedrigere Gehalte an leichteren Seltenen Erden Elementen (REE) wie Eu, Sm oder Nd imVergleich zu roten Quarzen vulkanischer Herkunft nach.

Die Lumineszenzintensitäten im blauen und infraroten Wellenlängenbereich stehen in direkter Abhängigkeitzueinander. Im Plot der Intensitäten bei 805 nm gegen 425 nm (Abb. 18) ergibt sich sowohl für initiale, als auchfür finale Werte eine strenge lineare Korrelation zwischen diesen beiden Lumineszenzen. Dies weist darauf hin,daß die IR-Emission wie auch die blaue Emission ein probenspezifisches Charakteristikum darstellt. In Messun-gen von Laufzeitspektren, bei denen der blaue Wellenlängenbereich durch die Verwendung eines optischen Bar-rierefilters (OLYMPUS 0-590) ausgegrenzt wurde, ist der IR-Anteil ebenfalls nicht mehr detektierbar (Abb. 17).Dies ist eine weiterer Nachweis dafür, daß infrarote und blaue Emission direkt miteinander gekoppelt sind. DieIR -Emission (805 nm = 1,54 eV) repräsentiert dabei den Peak zweiter Ordnung der blauen Emission (425 nm =

2,92 eV). Berücksichtigt man die Detektorempfindlichkeit und den Einfluß der Flanke des 625 nm-Peaks auf diegenaue Position der infraroten Lichtbande, so wird klar, daß die korrigierte Lage der IR-Emission, entsprechend

40

RHYOLITHE (Phänokristen)

3,00

~ 2,50c:~ 2,00

'" 1,5011,00c: 0,50

0,0042Snm 80Snm 62Snm

D INITIAL

o FINAL I

[j] FINAL 11

D INITIAL

o FINAL I

EJ FINAL 11

D INITIAL

o FINAL I

[J FINAL 11

RHYOLITHE (Granoblastische Quarze)

3,00:0 2,50~~ 2,00

~ 1,50

.~ 1,00

g 0,500,00

42Snm 80Snm 62Snm

IGRANITE.

3,00

~ 2,50

~ 2,00

~ 1,50.!l! 1,00E5 0,50c:

0,0042Snm 80Snm 62Snm

Abb.16:Mittelwerte initialer und finaler (I + 11) Lu-mineszenzintensitäten aus Kurzzeitmessungen an grano-blastischen Quarzaggregaten (b) und Quarzphänokristenaus Rhyolithen (a), sowie an Granitquarzen (c) (vgI. auchTab. 7 im Anhang). Die Mittelwerte der Initiallumines-zenzen wurden auf 1,0 normiert. Erläuterungen s. Text.

ohne Filter

Wellenlänge [nm]

I.'Abb. 17:Laufzeitspektren eines Quarzphänokristen (WeinheimooRaubschlößchenOO

) mit und ohne Verwendung eines Fil-ters (0-590). UngekühIte Messungen bei 40 J1.A/mm

2

Strahlstromdichte ohne Korrektur der Detektorlinearität.Erläuterungen s. Text.

1,00

0,00300 400 500 600 700 800 900

dem einfachen Vielfachen der Energie der 425 nm-Emission, bei 850 nm (= 1,46 eV) zu erwarten ist. Für dieIntensitäten im orangenen Wellenlängenbereich lassen sich derartige Korrelationen nicht nachvollziehen (Abb. 18:h, i). Hierdurch wird die Eigenständigkeit der orangenen Spektralanteile innerhalb der das Quarzlumi-neszenzspektrum definierenden Farbanteile (blau, orange, infrarot) verdeutlicht. Die Lumineszenzfarben vonQuarz werden daher in der Hauptsache vom Verhältnis blauer zu orangener Intensitäten bestimmt. Die optischeKennlinie des verwendeten OpitkfiIters ist Abb. 19 zu entnehmen.

41

I ERZGEBIRGE (TopIioo) I I OBERPFALZ (Elbendor1) I

iO,3 iO,3

'~ In = 62 I~ In = 40 I~~ ~O.2E 0,2

.li .li51 51......

~ 0,1~ 0,1 ;;;UJ zz

~ ~~

°0 0,' 0,6 0,8 1 °0 OA 0,6 0,8 1

INTENSlTAT "250m [norrTiertl @] INTENSITÄT 425nm (norrriert) [Q]I Initial Inali I-e---.-

IODENWALD I I NW • SACHSEN I

iO,3 i 0,3

In = 66 I'~ In = 96 I

~~ ~E 0,2 E 0,2

.li .li51 51...... ;! 0,1~ 0,1 ;;;UJ zz w

~...~

10,' 0,6 0,8 1 0,' 0,6 0,8

INTENSITAT .25r1mInarriert] @] INTENSITÄT 425nm (normeft) [ill1~_ft'l:I~1

I SAAR. NAHE. PFALZ I

1

[]

1

[9]

••"---.

0,8

"In = 96 I

0,4 0,6 0,8INTENSITAT 625nm (normiert)

0.4 0,6INTENSITÄT 4250m [normiert)

I SCHWARZWALD (Tnberg) I

0,2

0,2

0,8 1

~

",110,8

E~ 0.6

!< 0,4

~ 0,2I'!~

0,' 0,6INTENSITAT 425r1mInarriert)

1

[]

0,8 1

[h]

0,8

- -----'"

In = 90 I

------ ..

IODENWALD I

0.4 0,6INTENSITÄT 425nm (n«mieft)

0,2 0,4 0,6INTENSrrAT 625nm [normiert)

0,2

I ERZGEBIRGE INloderbobrttzsc!l)

In = 961

Abb. 18:Darstellung der normierten Intensitäten 805/425nm (a - g), 805/625nm (h) und 425/625nm (i) ausKurzzeitspektren von Quarzphänokristen aus Rhyolithen des Erzgebirges (a), der Oberpfalz (b), desOdenwaldes (c, h, i), des Saar-Nahe-pfalz-Gebietes (e) und aus NW-Sachsen (d), sowie aus Quarzen desNiederbobritzscher (h) und des Triberger Granits (i). Erläuterungen s. Text.

42

OPTISCHE TRANSMISSION VON BARRIEREFILTERN I100

Abb.19:Die optische Durchlässigkeit der OLYMPUS-Barrierefil-ter 0-570 und 0-590 im sichtbaren Wellenlängenspek-trum.

~80z~ 60Vl

~ 40~~ 20

o530 550 570 590 610

WELLENLÄNGE [nm)

I~~I630 650

o

42:l1Yn (8) - 625rm (0) • 805rm (IR)

0,2 0,' 0,. 0,8

[J • fJAnal 11 110811 finalKtn:lllitrnesSl.ng laufzeitmesSlrlg

KURZZEIT-ILAUFZEITMESSUNG (Odenwald)

Bo

~ini1ia1

LaufzeitmesSlrIg

0,6 0,8

425rm (8). 6~m (0) -105nm (IR)

initialKtrzzeitrMsslXIg

0,2 0,4

KURZZEIT-ILAUFZEITMESSUNG (Odenwald)

0,1

B

Abb. 20:Gegenüberstellung initialer (a) und finaler (b) Meßdaten aus Kurzzeit- und Laufzeitmeßverfahren anQuarzphänokristen des Dossenheimer Rhyoliths (Odenwald) im Dreieck B-O-IR. Erklärungen s. Text.

ODENWALDMelh_: KURZZEITMESSUNG

iO,2E1~~ 0,1I-...•t:</)z

~ 00 0,2 0,04 0,6tNTENSlTAT 425nm (narriert)

I~ ~I0,8

iO,3E1E 0,2Ji~B 0,1inz

~ 00 0,2 0,4 0.6INTENSITÄT 425nm (nerfriert)

li~i~~I0,8

$AAR. NAHE. PFALZ

Me1hode: LAUFZEITMESSUPIKi

SAAR - NAHE, PFALZMelh_ KURZZEITMESSUNG

iO,2/0

iO,3E E Inh / 1£. /E

~

E 0.2

~ 0,1Ji

/ . In I~

I-

~'S 0,1..• = 22I-u; in

z zw I'!, I- 0 °./ <; 0 0,2 0,' 0.8 0,8 <; 0,

INTENSITAr 425nm (normiert]

I initial ~I @]-0-

=

0,2 0,4 0,6 0,8INTENSITÄT "250m [nttmiert]

I ~i~' ~ I [illAbb. 21: Darstellung der normierten Intensitäten bei 805nm gegen 425nm aus Laufzeit- (a, c) und Kurzzeitspek-

tren (b, d) von Quarzphänokristen aus Rhyolithen des Odenwaldes (a, b) und des Saar-Nahe-pfalz-Ge-bietes (c, d). Erläuterungen s. Text.'

43

Die Gegenüberstel1ung der Intensitäten initialer und finaler Lumineszenz aus Laufzeit- und Kurzzeitmessungenim Dreieck B-O-IR zeigt, daß es insbesondere bei der initialen Lumineszenz deutliche Diskrepanzen gibt inAbhängigkeit der gewählten Meßmethode (Abb. 20). Die aus Laufzeitmessungen gewonnenen Intensitätswerte in-itialer Lumineszenz zeigen gegenüber den durch Kurzzeitmessungen ermittelten Lumineszenzintensitäten Abwei-chungen bis zu 21%. Dies zeigt sich im B-O-IR-Dreieck in einer Verlagerung des Meßwertfeldes in Richtungder Orangekomponente (Abb. 20: a). Die Darstel1ung der Intensitätsverhältnisse von 805/425 nm am Beispiel vonQuarzphänokristen aus Rhyolithen des Oden waldes und Saar-Nahe-Pfalz-Gebietes zeigt eine schlechte Korrela-tion der aus Laufzeitmessungen gewonnenen Daten (Abb. 21). Die zur Charakterisierung der natürlichen(initialen) Lumineszenz von Quarz notwendigen spektroskopischen Informationen über die Intensitätsverhältnissemüssen durch quasi zeitunabhängige Methoden (Echtzeitmessungen, vgl. LÖHNERT et al. 1978, Multichannel-Detektion) ermittelt werden. Unmittelbar nach einsetzender Elektronenbestrahlung beginnt die strahlungsindu-zierte Veränderung von initialen (natürlichen) zu finalen (aktivierten) Spektralfarben. So spiegelt das Laufzeit-spektrum die sich fortwährend mit der (Aufnahme-) Zeit und Wel1enlänge ändernden Lumineszenzintensitätenim detektierten Wel1enlängenbereich wider. Dies bedeutet eine zeitverschobene Aufzeichnung von wel1enlän-genspezifischen Lumineszenzen, deren Intensitäten von der Gitterdrehungsgeschwindigkeit und der Laufrichtungdes Monochromators (von kurzen nach langen Wel1enlängen oder umgekehrt) maßgeblich mitbeeinflußt werden.Für kurzlebige Initial1umineszenzen ergibt sich z.B. bei einer Gitterdrehungsgeschwindigkeit des Monochromatorsvon 240 nm x min -I und einer Spektrenlaufrichtung von 300 nach 900 nm, daß die 425 nm - Intensität erst miteiner Verzögerung von rund 31 Sekunden erfaßt wird, die 625 nm - Intensität nach weiteren 50 SekundenLaufzeit ermittelt wird und die Intensität der infraroten Bande bei 805 nm nach über 2 Minuten Laufzeit quasischon den Finalzustand repräsentiert. Berücksichtigt man die Tatsache, daß die Veränderung der Lumineszen-zintensität mit der Zeit eine exponentiel1e Funktion darstel1t (ZINKERNAGEL 1978, RAMSEYER et al. 1988),so wird klar, daß die stärksten Intensitätsverschiebungen, in Abhängigkeit von der Strahlstärkendichte(Strahlstromdichte x Beschleunigungsspannung), innerhalb der ersten Sekunden der Elektronenbestrahlungstattfinden (Abb. 22).

Tieftemperaturanal ytikQuarz zeigt eine drastische Veränderungen der KL in Abhängigkeit von der Temperatur, wie z.B. die Zunahmeder Lumineszenzintensität bis Faktor 1000 und höher gegenüber ungekühlten Messungen im Temperaturinterval1zwischen -70 und -196 °c (Abb. 23). Analysen des Quarzlumineszenzspektrums bei Probentemperaturen von-190 °c führen gegenüber ungekühlten Messungen zu folgenden Veränderungen im Lumineszenzverhalten:

(-) Zunahme der blauen/infraroten Peakintensitäten bis zu drei Dekaden(-) Keine meßbaren Intensitäten im orangenen Spektralbereich (Abb. 24)(-) Keine Initial-Final- Veränderung(-) Abschwächung der Zonarbaukonturen(-) Unterdrückung des thermischen Quenchen

Diese Effekte sind nur für die Dauer der Kühlung stabil und fal1en nach Unterbrechung des Kühlvorganges inden Ausgangszustand zurück.

Stickstoff -gekühlte hydrothermale Quarze verhalten sich bei Elektronenbestrahlung in ihren KL- Eigenschaftenden magmatischen Quarzen direkt vergleichbar. Unter nicht-gekühlten Bedingungen zeigen diese Hydrother-malquarze allerdings, im Gegensatz zu denen aus Magmatiten, eine drastische Initial-Final- Veränderung, die sichin kräftigen finalen Rotbraunfarben äußert (Abb. 25). Diese Farbveränderung ist Ausdruck einer Zunahme derOrangeintensität bei ungekühlter Probe von initial nach final um ein Vielfaches (IF(625/425) ~ 10) gegenüberder in magmatischen Quarzen (IF(625/425) ~ 3). Unter Standardbedingungen wurde ein final veränderterProbenausschnitt eines Hydrothermalquarzes bei -190 °c mit und ohne Verwendung eines optischen Barriere-filters (OLYMPUS 0-570) spektral analysiert. In Abb. 27 sind die Spektren von Raumtemperatur-, Kühl- undFiltermessung (ebenfal1s unter gekühlten Bedingungen) einander gegenübergestellt. Das nicht gekühlte Spektrum(Kurve a) ist charakterisiert durch den 630 nm -Peak (Orange), der den Peak bei 450 nm (Blau) in etwa umFaktor 4 übersteigt. Im gekühlten Spektrum des gleichen Probenausschnitts (Kurve b) dominiert der stark asym-metrische Peak im blauen Frequenzbereich. Ein Peak im orangenen Spektralbereich ist nicht feststellbar. Kurve

44

(c) stellt den Spektrenverlauf bei gekühlter Messung dar, wobei der blaue Anteil im Vergleich zu Kurve (b)durch die Verwendung eines Optikfilters ausgegrenzt wurde. Die bei 570 nm liegende Maximalintensität der re-sultierenden Kurve stellt keinen Peak, sondern den Schwellenwert maximaler Durchlässigkeit des Optikfiltersdar, der ab hier zum langweiligen Bereich hin eine lineare Empfindlichkeit aufweist. Eine Intensität im orange-nen Wellenlängenbereich ist hier ebenfalls nicht nachweisbar. Visuell ist eine intensive Blaufärbung der Quarzeerkennbar, die auch bei andauernder Elektronenbestrahlung keine Veränderung zu finalen Farben zeigt. DurchElektronenbestrahlung final veränderte Quarzproben zeigen diesbezüglich das gleiche Verhalten bei Tiefkühlung,wie nicht-beschossene, unbestrahlte Quarze.

KL-Analysen bei Temperaturen bis -190 °c an Quarzphänokristen des Teplicer Rhyoliths (TR I) zeigen, daß dieUnterdrückung des orangenen Frequenzanteils mit einer Abschwächung der Zonarkontraste einhergeht (Tafel 5:Fig. 3, 4). Bereits ab etwa -15 °c trat im Experiment eine deutliche Kontrastabnahme ein. Ab etwa -65 °c wardie Zonierung nur noch schwach konturiert und war beim Erreichen der maximalen Minustemperatur nahezuunkenntlich. Rot lumineszierender Grundrnassequarz schlug erst bei ca. -130 °c in Blau um. Die Ursachen dieserreversiblen Farbumschläge gehen auf die Temperaturabhängigkeit des Diffusionsverhaltens von Ionen imQuarzgitter zurück, die ursächlich mit der Aktivierung der für das orangene Lumineszenzzentrum ver-antwortlichen Defekte zusammenhängen. Es ist bekannt, daß z.B. Rauchquarzzentren durch a-Bestrahlung beiTemperaturen von -196 °c erzeugt werden können. Diese Farbzentren entstehen durch die simultane Entfernungeines Elektrons und eines Alkaliions aus dem direkten Umfeld von AI-H-Defekten und bleiben nur für dieDauer der Kühlung erhalten, da bei ungekühlten Bedingungen Protonen wieder durch das Gitter diffundierenkönnen und durch Kompensation des entstandenen Ladungsdefizites das Farbzentrum zerstören (MACKEY1963).

LANGZEITSPEKTREN INITIAL (Teplicer Rhyolith)

1209648 72

Laufzeit [sec.)

805 nm

24o+----~-~----------~---Io

1.5r------~6;:;2:::5-n-m-----------,

Abb.22:Initiale Langzeitspektren der Wellenlängen 425, 625 und805 nm von Quarzphänokristen des Teplicer Rhyoliths.Optimierung des Photomultiplierausgangssignals für jedeWellenlänge. Normierung der Intensitäten. UngekühlteMessungen bei 40 JlA/mm2 Strahlstromdichte ohne Kor-rektur der Detektorlinearität. Erläuterungen s. Text.

1500

20o

X

X

xXX

o-120 -100 -80 -60 -40 -20

Temperatur [oe]

1000-:ctl-'0c:Q)

E 500Q)

>:;:;ctlä>a:

)1.

Abb.23:Die Veränderung der KL-Intensität mit der Pro-ben temperatur von Tiefquarz (Abb. n. MARSHALL1988). Punkte: Meßwerte MARSHALL. Kreuze: EigeneMeßwerte (Teplicer Rhyolith TR 1).

45

Neben H+- werden auch Li+- und Na+-Ionen durch Kühlung auf Temperaturen um -190 oe in ihrer Positionim Kristallgitter fixiert (NUTT ALL & WEIL 1981). RAMSEYER & MULUS (1990) berechnen für Hy-drothermalquarze, in denen die durch Elektronenbestrahlung zerstörte ursprüngliche Lumineszenz durch Tem-perungsversuchen bis 700 oe wiederhergestellt werden konnte, Diffusionsraten, welche die Wiederherstellung derinitialen Lumineszenz in Zusammenhang bringen mit der Diffusion von Na, Kund D- H im Quarzgitter.

Das durch Elektronenbestrahlung erzeugte thermische Quenchen wird durch Kühlung der Probe unterdrückt. DieEffektivität dieser Unterdrückung hängt ab von der erreichten Absoluttemperatur, vom TemperaturgradientenProbe/ Halter und der im Bereich des untersuchten Probenausschnittes wirksamen Strahlstärkendichte. Wird dieMaximaltemperatur um -190 oe im Bereich der Probe nicht erreicht oder wird die Probenoberfläche mit hohenStrahlstromdichten belastet, so kommt es dennoch zur Abnahme der Intensitäten. Im Vergleich zu ungekühltenMessungen (ca. 30-40 % Abnahme im Versuch) liegen die Intensitätsverluste hier jedoch prozentual deutlichniedriger (ca. 8-15 % Abnahme im Versuch).

Sekundäre Quarzgenerationen

Ein besonderes Phänomen innerhalb der untersuchten magmatischen Quarze stellen rot lumineszierende Quarz-phasen dar (Abb. 26). Es handelt sich einerseits um sekundäre Quarzphasen, die infolge hydrothermaler Altera-tionsprozesse im spätmagmatischen Stadium zumeist randlich auf genetisch ältere Quarze aufwachsen(Donnersberg, Teplice TR I, Löbejün, Wettin, Grimma, Weinheim; Tafel 5: Fig. 5, 6 u. Tafel 6: Fig. I, 2), spät-magmatische intrakristalline Brüche ausheilen (Teplice TR I, Weinheim; Tafel 6: Fig. 3, 4) oder als eigenständigePhase in der Grundrnasse, in Zwickeln von Phänokristaggregaten, in Poren und Mikrodrusen kristallisieren(Nohfelden, Donnersberg, Teplice TR I, Löbejün, Wettin, Grimma, Weinheim). Eine zweite Bruchgeneration inden Quarzphänokristen, die durch die in ihnen während des Ausheilungsprozesses eingeschlossenen FE gekenn-zeichnet ist, zeigt keine Lumineszenz (Tafel 6: Fig. 5, 6) und wird von der genetisch jüngeren roten Generationdurchschlagen. Zum anderen treten rot lumineszierende granoblastische Mehrkornaggregate im Mineralgefügeauf, für die in Teilen angenommen werden kann, daß sie durch Assimilation quarzreicher Gesteine im Verlaufdes Magmenaufstieges in das Gefüge aufgenommen wurden (vgl. Kap. III.2). Die Abgrenzung der verschiedenenQuarzgenerationen voneinander ist nur im KL-Modus möglich. Rot lumineszierender Grundrnassequarz findetsich ausschließlich in devitrifizierten ignimbritischen Varietäten (NW-Sachen/ Hengstberg, Osterzgebirge/ Te-plice TR I, Odenwald/ Weinheim). Dies bestätigt die von MATTER & RAMSEYER (1985) gemachten Beobach-tungen. Der subeffusive Teplice-Rhyolith unterscheidet sich eindeutig durch das Fehlen des roten Quarzes vomgenetisch älteren, ignimbritischen Typ. Die Quarzphänokristen dieser Ignimbrite zeigen stets sekundäre, rote An-wachssäume. Als Aktivatoren dieser roten Lumineszenz werden in der Literatur unterschiedliche Spurenelementebzw. deren Konzentrationsverhältnisse diskutiert (SPRUNT 1981, HASHIMOTO et al. 1986).

Quarztyp 425 nm [%] 625 nm [%] 805 nm [%](1) (2) (3) (1) (2) (3) (1) (2) (3)

Phänokristen -7/-51 -26,9 12,7 +14/+136 +77,6 42,4 -37/+4 -15,4 13,2GranobI. Quarzaggregate -6/-18 -12,0 8,5 +2/+8 +5,0 4,2 IO/+11 +5,5 7,8Granitquarze -24/-45 -34,5 14,8 +120/+180 +150,0 42,4 -11/-22 -16,5 7,8

Tab.3: Prozentuale Veränderung der Final-I- gegenüber den Initiallumineszenzintensitäten aus Kurzzeitmes-sungen an Rhyolith-(Phänokristen, granobI. Aggregate) und Granitquarzen. Erläuterungen s. Text. (1) =Minimum-/ Maximumwert; (2) = Statistischer Mittelwert; (3) = Stichprobenstandardabweichung

Spektralanalysen an granoblastischen Quarzaggregaten in Rhyolithen vom Donnersberg und von Nohfelden (SNP)und an Grundrnassequarzen des Weinheimer Rhyoliths (Oden wald) zeigen, daß diese rote Lumineszenz unterElektronenbeschuß quasi stabil bleibt (Abb. 15: k, I). Für die Wellenlängen 425/ 625/ 805 nm betragen hier dieAbweichungen zwischen Final-I- und Initialintensität im Mittel 12/ 5/ 5,5 % (Tab. 3). Durch Unterbrechung derBestrahlung wird der Ausgangszustand nahezu wiederhergestellt (Initial 1':$ Final-I) (Abb. 16). Demgegenüber lie-gen die vergleichbaren Mittelwerte der Phänokristen bei 26,9/ 77,6/ 15,4 %. Mit einem DI-Wert von 0,08 liegtdie Initial-Final- Veränderung um Faktor 5 niedriger gegenüber der von Phänokristen (Tab. 2).

46

Abb.24:Finales Laufzeitspektrum eines Quarzphänokristen desTeplicer Rhyoliths (TR I) bei +20 und -190 oe. DieIntensitäten der ungekühlten Messung sind zur besserenVergleichbarkeit des Spektrenhabitus gegenüber der ge-kühlten Messung stark überhöht dargestellt (ca. 3 Deka-den, Erläuterungen s. Text). Der 620nm-Peak ist imSpektrum der gekühlten Probe nicht mehr detektierbar.Die Spektren wurden bei 40 I1A/mm2 Strahlstromdichteund ohne Korrektur der Detektorlinearität ermittelt.

-,ca:t::cnc:Q)-c:Q)>;;caGia:

300 500 700

Wellenlänge [nm]900

Abb.25:Darstellung initialer und finaler (1+11) Lumineszen-zintensitäten aus Kurzzeitmessungen an hydrothermalem(Zucht-) Quarz im Dreieck B-O-IR. Erklärungen s. Text.

0,1

B

HYDROTHERMALQUARZ425nm (8) , 625nm (0) , 805nm (IR)

0,2 0,4 0,6 0,8

initial final 11 final I

Rollumineszierender Quarz

o

Wellenlänge [nm]

Abb.26:Laufzeitspektrum eines rot lumineszierenden Grundmas-sequarzes des Weinheimer "Raubschlößchen"-Rhyoliths.Ungekühlte Messung bei 40 I1A/mm2 Strahlstromdichteohne Korrektur der Detektorlinearität. Erläuterungen s.Text.

1,00

'0

'in

~ 0,50

0,00300 400 500 600 700 800 900

47

Wellenlänge [nm]

Abb.27:Das Laufzeitspektrum von final verändertem Hy-drothermalquarz im Bereich von 300-900 nm. Kurve (a):ungekUhlte Messung. Kurve (b): N2(liquid)-gekühlteMessung ohne Filter. Kurve (c): N2(liquid)-gekühlteMessung mit Filter 0-570. Die Intensitätsverhältnisse vonKurve (a) zu Kurve (b) sind stark überhöht. Die Kurven(b) und (c) sind in ihren Intensitäten einander direkt

900 proportional. Erläuterung s. Text. Messungen bei 40p.A/mm2 Strahlstromdichte ohne Korrektur der Detek-torlinearität.

800700600

/630nmI'I \I \I \@

I \I \I \I \I \

\\\\\

"500400300

~'(jjc:Ql1:Ql

,::iiiäia:

I ERBENDORFER RHYOlITH I I GRANIT VON NIEDERBOBRITZSCH1,-

;;; ,'öjc~o.a

.i 0,6~ 0,4

0,2

_ .• - - •. -. - ..•- -+- -e- -. --e

425 nm-625 nm- ..-~~5~T.

1,-

;;; 1

.~~ 0,'

.~ 0,8

GI

~D."

_e__ -e- -. - .• - ..•-_.

- ...-~ .• -A •.•.•.•.•.• - •.•.•• ,Ar .•••.•••.•..•••••••.••••

~-425 nm-625 nm- ..-80S nm...•...

0'04~ 0'15- O'JIr U45- 1'00"" 1'15- "30'" "45- ~

Elaklronenbestrahlung [min' sec"]U'JI:r O'~ nxl"" "15'" "30" "4r 2'00" 10'00"

Elaklronenbeslrahlung [mln' sec")

I TEPLICER RHYOliTH I I TEPLICER RHYOliTH I1,-

g ,'i11~ 0,8

~ 0,6..~o .•

_ -e- -+- - •. -. - ..•- -+- -e- -. - ..•

0'04" 0'15. O'JO. 0'45. 1'00" 1'15- ,'30" "4$. 2'00" 10'00"

Elaktronenbestrahlung (mln' sec"]

425 nm-625 nm- ..-80S nm..•....

I,'

g 1

i11~ 0,8

.! 0,8GI

~0.4

"...•...... _ ..-•....•....•....•....•....•.. _- -.- -.... .-..- ...• 425 nm-625 nm- ..-80S nm.. .•...

, , , ,0'04'" 0'15'" Cf3fY' (JU" 1'00'" "15. 1'X1. ,'45- 2'00" 10'00-

Elaktronenbeslrahlung [min' sec1

Abb. 28: Langzeitspektren final veränderter Quarze der Rhyolithe von Erbendorf (Oberpfalz, a) und Teplice(Erzgebirge, c, d) sowie des Niederbobritzsch-Granites (Erzgebirge, b) bei fortgesetzter Elektronenbe-strahlung für 10 Minuten. Probenspezifische Optimierung der Signalvorverstärkung für jede Wellen-länge. Normierung der Absolutintensitäten auf 1,0. Ungekühlte Messungen bei 40 p.A/mm2 Strahl-stromdichte. Die Skalierung der Abszisse ist nicht linear. Erklärungen s. Text.

48

425 nm1,2

E''üjCO,8(])

~O.6

'~0,4<ll

~O,2

Niedertlobritzsch Teplice Erbendorf

Im 4 sec,Beschuß 0 10min, Beschuß I ~

625 nm

1,'

ltj,.2'(i) tc:(])

~O.8

.~O.6

ca 0,"QiCI: 0,2

Niedertlobrilzsch Teplice Erbendorf

Im 4 sec, Beschuß 0 10min, Beschuß I ~

805 nm

Abb.29:Veränderung der Lumineszenzintensität final veränderterQuarze der Rhyolithe von Erbendorf (Oberpfalz) undTeplice (Erzgebirge) sowie des Granites von Niederbo-britzsch (Erzgebirge) nach 10 min. Elektronenbeschußgegenüber der Intensität bei 4 sec. (normiert auf 1,0) bei425 (a), 625 (b) und 805 nm (c). Erläuterungen s. Text.

Niederbobrilzsch Teplice Erbendorf

1II1II4 sec,Beschuß 0 10min,Beschuß I GJ

Zum Einfluss fortdauernder Strahlenbelastung auf die LumineszenzDer in der O-KL-Mikroskopie sichtbare Effekt einer fortdauernden Strahlenbelastung des Kristallgitters vonQuarz ist die irreversible Änderung von initialen zu finalen Farben. Neben Parametern wieFremdelementkonzentrationen und P- T-Bildungsbedingungen beeinflussen auch die Anregungsbedingungen(Beschleunigungsspannung, Strahlstromdichte, Strahldurchmesser) und Probenbeschaffenheit (Präparatdicke, Ein-flüsse von Kunstharzkleber und Objektträger) das Maß der Intensitätsänderung. Auch bei der REM-KL trittdiese Nebenwirkung, wenn auch deutlich abgeschwächt, in Form sich ändernder Graukontraste in Erscheinung(BRÖCKER et al. 1974). Ausschlaggebend für diese Lumineszenzdrift von Initial zu Final ist hier die Erhöhungdes Probenstroms als Maß für die zunehmende Belastung der Probe. Die durch die Interaktion von Elektronenund Materie erzeugte Wärmeenergie kann in Abhängigkeit von der Strahlstromdichte zu einer merklichen Auf-heizung der Probe auf Temperaturen bis 100 °c führen (RAMSEYER et al. 1989).

Um den Prozess einer Intensitätsveränderung isoliert von der Initial-Final- Veränderung (Abb. 22) untersuchenzu können wurden Langzeitspektren von Teilbereichen final veränderter Quarze des Teplicer und des Erben-dorfer Rhyoliths, sowie des Granits von Niederbobritzsch aufgenommen. Die in Abb. 28 dargestellten Kurvenzeigen, daß die Intensitäten der Spektrallinien bei 425 und 805 nm im Verlauf der Messung eine Absenkung er-

49

fahren. In Abhängigkeit von Probe und Wellenlänge schwankt die Stärke der Erniedrigung gegenüber dem Maxi-malwert zwischen 25 und 54 % (Tab. 4, Abb. 29). Im Gegensatz hierzu übersteigt die 625 nm-Intensität denMaximalwert i.d.R. um 5 bis 35 %. Im REM-KL-Modus läßt sich diese Erscheinung ebenfalls beobachten. Diehier unter hohen Strahlstromdichten erzeugten "Brennflecken" niedrigerer Grautönung (= langwellige, orange neFarbanteile) gegenüber weniger bestrahlten Ausschnitten lassen sich teilweise bei neuerlicher Untersuchung desgleichen Meßausschnitts nicht mehr nachweisen. HOLT & SABA (1985) beschreiben vergleichbare Artefakte fürZnS-Kristalle und führen sie auf Strahlenbelastung von Leerstellen im Kristallgitter zurück. Beide Prozesse,Intensitätsdämpfung und -erhöhung, konnten im Experiment nach einer Unterbrechung der Elektronenbestrah-lung für 15 Minuten reproduziert werden. Durch die Aufzeichnung von Laufzeitspektren zu verschiedenenZeitpunkten der Bestrahlung wurde ermittelt, daß dieser Quenching-Effekt lediglich zu Veränderungen derIntensitäten, nicht aber zu Verschiebungen der Peakfrequenzlagen führt. In seltenen Fällen zeigten Quarzphäno-kristen eine nahezu konstante Orangeintensität oder gar eine Erniedrigung um bis zu 55% der Maximalintensität(Abb. 28: d). Dieses Phänomen blieb beschränkt auf Kristalle, die im Vergleich zum Großteil der Quarzphäno-kristen durch eine quasi stabile Blaulumineszenz mit nur untergeordneter Intensitätszunahme im orangenen Wel-lenlängenbereich gekennzeichnet waren.

Probenherkunft 425 nm 625 nm 805 nm[%] [%] [%]

Niederbobritzsch (Granit) -31 +35 -25Teplice (Rhyolith) -44 +5 -41Erbendorf (Rhyolith) -54 +7 -49

Tab.4: Prozentuale Veränderung der Lumineszenzintensitäten final veränderter Quarzphänokristen gegenüberder primären Intensität (=100%) nach konstantem Elektronenbeschuß für die Dauer von 10 Minuten.Anregungsbedingungen: 40 p.A/mm2 Strahlstromdichte, Beschleunigungsspannung 15 kV. Erläuterungens. Text.

ZINKERNAGEL (1978) bestimmt für die Wellenlängen 430-440 nm an violetten Quarzen irreversible Verlustebis ca. 10% nach 60 sec. Elektronenbestrahlung gegenüber der primären Intensität. Im gleichen Zeitintervallsteigt die Intensität bei 610 nm ebenfalls um etwa 10% der Ausgangsintensität. RAMSEYER et al. (1988) er-mitteln zeitabhängige exponentielle Intensitätsverluste für blau (440 nm) und flaschengrün (500 nm) lumineszie-rende Tiefquarze, deren Intensitäten nach Imin. Meßzeit irreversibel auf ca. 30 (440 nm) bzw. 35% (500 nm)der Ausgangswerte zurückgehen. Parallel beobachten sie eine Intensitätszunahme im gelb-roten Bereich. DieErzeugung von Intensitätsverlusten im blauen Wellenlängenbereich durch natürliche und künstliche "(-Strahlungund die Regeneration der Ausgangsintensitäten durch die Zufuhr thermischer Energie werden von RAMSEYER& MULUS (1990) dahingehend gedeutet, daß die Veränderung der natürlichen (initialen) KL von Quarz haupt-sächlich auf eine Strahlungsschädigung des Kristallgitters zurückzuführen sei. Der Vergleich eigener Daten mitdenen aus der Literatur zeigt eine breite Meßwertstreuung der Intensitätsverluste, die u.a. durch Unterschiede imProbenmaterial, in den Anregungsbedingungen und in den Meßapparaturen verursacht werden. Die von RAM-SEYER et al. (1988), RAMSEYER & MULUS (1990) und ZINKERNAGEL (1978) beschriebenen Intensitäts-veränderungen beziehen sich allein auf die Veränderung initialer zu finaler KL, behandeln aber nicht die spon-tan reversible Aktivierung bzw. Dämpfung der Lumineszenzintensität.

Zusammenfassung und Diskussion der beobachteten O-KL-PhänomeneDie Ergebnisse zeigen, daß fortgesetzte Elektronenbestrahlung von Quarz mit einer hohen Dichte anLumineszenzzentren eine KL aktiviert, die auf Strahlungsschädigung des Kristallgitters zurückzuführen ist. DasAuftreten aktivierender Punktdefekte (Fremdelemente und Kristallgitterfehler) in diesen kristallchemisch"unsauberen" Quarzen ist die Voraussetzung für deren extrinsisches Verhalten (HOLT & SABA 1985). Die dabeisteigende Intensität der orangenen Emission drückt sich u.a. in einer zunehmenden Kontrastierung des Zonarbausaus. Durch Kühlung wiederum nehmen Intensität im orangenen Wellenlängen bereich und Zonarbaukontrastgleichermaßen ab. Bereits nachhaltig zerstörte Lumineszenzzentren, die durch finale KL-Charakteristiken er-kennbar sind, können durch die Zufuhr hoher Energien (Ausheizversuche) wiederhergestellt werden

50

(RAMSEYER & MULUS 1990). Thermisches Quenchen stellt einen reversiblen Effekt dar, der durch Unter-bindung der Elektronenbestrahlung oder durch Abkühlung auf Temperaturen um -190 oe unterdrückt werdenkann. Die Diffusion von Ionen, die an KL-aktive Defektzentren im Quarz gebunden sind, beeinflußt das KL-Verhalten von Quarz. Die zum diffusiven Orts wechsel von Ionen notwendige Freisetzungsenergie wird dem Kri-stallgitter durch Elektronenbeschuß zugeführt. Die spektrale Zusammensetzung der KL-Farben wird insbeson-dere durch Intensitätsänderungen im orangenen Wellenlängenbereich kontrolliert.

Rote Lumineszenz ist ein typisches Merkmal der Grundmassequarze entglaster Ignimbrite. Intensität und Fre-quenz dieser KL verändern sich weder durch Temperungsversuche (Ramseyer et al. 1988), noch durch an-haltende Elektronenbestrahlung signifikant. Bei Tiefkühlung tritt eine Zunahme der Intensität im blauen Bereicherst bei tieferen Temperaturen ein. Als spätmagmatische Phase verheilt roter Quarz intrakristalline Brüche rhyo-lithischer Quarzphänokristen bzw. kristallisiert randlich auf den intratellurischen Altkörnern. Granitische Quarzezeigen demgegenüber keine roten KL-Farben. Damit deutet sich ein Bezug zwischen relativ niedrigen Bil-dungstemperaturen für diese sekundären Quarzphasen (bzgl. des magmatischen Altbestandes) und den zu ver-nachlässigenden Überlagerungsdrucken bei gleichzeitig hohen Abkühlungsraten im vulkanischen/ subvulkani-schen Milieu an.

Der durch die Elektronenbestrahlung verursachte Intensitätsanstieg bei 625 nm kann nicht abschließend erklärtwerden. Daß die sich ändernden KL-Eigenschaften ihren besonderen Ausdruck finden in Intensitätsschwankun-gen des orangenen Wellenlängenbereiches, unterstreicht die Bedeutung der hierfür verantwortlichen Kristallgit-terdefekte für das KL- Verhalten von Quarz. Im Gegensatz zur elektroneninduzierten Intensitätssteigerung beiungekühlten Messungen wird die Emission im Orangebereich durch Kühlung auf Temperaturen um -190 oeunterdrückt. Dies darf als Indiz dafür verstanden werden, daß die Unterbindung von Gitterschwingungen unddie Fixierung von KL-aktivierenden Ionen die für die Orange- Emission verantwortlichen Aktivatoreinflüsseunterdrückt.

V FTIR - SPEKTROSKOPIE

V.l Kristallchemische Grundlagen

Die IR-Spektroskopie ermöglicht Aussagen über Art, Menge und Verteilung der in Quarzkristallen aufgenomme-nen Wasserstoffverbindungen (H20, OH-, H+-Verbindungen). Anfang der 60er Jahre wurden grundlegendeArbeiten zu diesem Thema durchgeführt (z.B. KATS 1962, BAMBAUER et al. 1963). Die IR-Charakteristik H+-gekoppelter Ionendefekte natürlicher und synthetischer Quarze der hydrothermalen Fazies, die kristallchemischeStellung von H+, OH- und Si-OH in Quarz und deren Diskriminierung im Kristall werden umfassend bei AINES& ROSSMAN (1984, 1986) und AINES et al. (1984) diskutiert. Über die IR-spektroskopische Erfassung intra-granularer Wassergehalte Quarz-reicher Gesteine, die Position von H+ und H20 im Kristall und den Einfluß desH+-Ions bzw. des H20-Moleküls auf die hydrolytische Entfestigung des Gesamtgesteins haben KRONENBERGet al. (1986), ROVETT A (1989) und KRONENBERG & WOLF (1990) richtungsweisende Arbeiten durchgeführt.STOLPER (1982, 1989) bestimmt die Konzentration von molekularem Wasser und von Hydroxylgruppen in rhyo-lithischen Gläsern und erkennt eine Temperaturabhängigkeit der Wasserverteilung, die als Basis für eine Geo-thermometrie an wässrigen vulkanischen Gläsern dienen kann. SIEBERS (1986) geht detailiert auf die Bindungs-problematik im Kristallgitter, atomare Defektstrukturen, ihre Korrelation mit IR-spektroskopischen Daten unddie Bestimmung der Art des H20-Einbaus ein. ROVETT A et al. (1989) dokumentieren in Experimenten an na-türlichen Quarzen den Zusammenhang zwischen OH-Absorptionsintensitäten und AI-Konzentrationen.

Abb. 30:Verschiedene Vibrationsarten des H20-Moleküls (n. AI-NES & ROSSMAN 1984).

,~•• as mmetrische Dehnun 112Beugung

lOH stretching vibrationl

~

0,12

0,1

0,08

AO,OS

0,04

0,02

o3700 3S00 3500

51

3400 3300CM-1

3200 3100

(a)

(b)

(c)

t{d)3000

Abb. 31:Stabilität H+-gekoppelter A13+- und Li+-Defekte in hydrothermalem Spaltquarz von Madagaskar. Aus-heiztemperaturen: Spektrum (a) +110 °C, Spektrum (b) +450 °c, Spektrum (c) +700 °c, Spektrum (d)+1200 °c. (Abb. n. LIEBETRAU 1991). Erläuterungen s. Text.

Bei der "Wasser"-Aufnahme muß unterschieden werden zwischen strukturellem Einbau von (Si-OH-) Sila-nolgruppen, molekularem Wasser und wässrigen fluiden Einschlußphasen. Strukturell gebundene Silanolgruppensind im IR-Spektrum durch scharfe, polarisierte Absorptionsbanden zwischen 3740 und 3000 cm-I gekenn-zeichnet, deren exakte Frequenzlage durch die Bindungslänge (= Bindungsstärke) der beteiligten Elemente defi-niert ist. Anreicherungen von wässrigen fluiden Einschlüssen, molekularem Wasser und OH-Defekten sind alsrelativ breite, unpolarisierte Banden um ein Maximum bei 3450 cm-I erkennbar (SIEBERS 1986). Eine Abgren-zung submikroskopischer wässriger Einschlüsse von molekularem Wasser, das in Zwischengitterplätzen eingebautwird, ist auch heute noch ein aktuelles Problem (AINES & ROSSMAN 1984). Der Übergang zwischen diesenbeiden Formen kann durch Clusterbildungen gekennzeichnet sein, die einen Wechsel ihres Aggregatzustandesüber einen variablen, großen Temperaturbereich erfahren. Speziell der Aggregatzustand von H20 ist aber fürden Nachweis und die Differenzierung H+-gebundener Defektstrukturen in Quarz von besonderer Bedeutung.Die für Raumtemperaturmessungen typisch breiten Absorptionsbanden von H20 gehen auf gemeinsame sym-metrische (um ein Maximum bei 3220 cm-I) und asymmetrische (um ein Maximum bei 3440 cm-I) Streck-schwingungen zurück (Abb. 30). Durch die Veränderung des Aggregatzustandes von Wasser zu Eis werden dieasymmetrischen Schwingungen im Kristallgitter unterdrückt, was sich in einer zunehmenden Betonung der sym-metrischen Vibrationen äußert. Dies zeigt sich im IR-Spektrum in einer Akzentuierung des 3220 cm-I-Peaks beigleichzeitig abnehmender Halbwertsbreite. Strukturell gebundene OH-Gruppen können keine dem festen H20(Eis) entsprechende Kristallstruktur einnehmen. Dies ermöglicht eine genaue Differenzierung zwischen OH undH20 bei gekühlten Messungen. Die Kühlung der Probe auf Temperaturen unter -190 °c liefert maximale Si-gnal-jRauschverhältnisse und verhindert die Überlagerung von OH-Banden und H+-gebundenen Ionendefekten.Um den festen Aggregatzustand einnehmen zu können, müssen die beteiligten H20-Moleküle fähig seinWasserstoffbrückenbindungen aufzubauen. Bei nur geringer Ansammlung von Wassermolekülen kann dies pro-blematisch werden, und der erwartete Zustandswechsel bleibt aus (AINES & ROSSMAN 1984).

Durch die Substitution von Si4+- durch Fe3+ - oder A13+-Ionen entsteht im Quarzkristallgitter ein Ladungsun-gleichgewicht, das durch den Einbau einfach geladener Kationen wie z.B. H+, Na+, K+, Li+ und Cu+ kompen-siert werden kann (AINES & ROSSMAN 1984). Das Wasserstoffion spielt dabei eine entscheidende Rolle. InExperimenten an natürlichen Quarzen zeigen KRONENBERG et a1. (1986), daß die Löslichkeit von Wasserstoffim Kristallgitter allein vom Aluminiumgehalt der Quarze abhängt, nicht jedoch vom O2- und H20-Partialdruckoder der Bildungstemperatur. Die Spurenelementverteilung von Aluminium in Quarz beeinflußt dabei die Ge-

52

halte an strukturellem OH und Alkalien (FRONDEL 1982). Aufgrund seines geringen Atomradius kann das H+-Ion leicht durch das Gitter diffundieren. Wasserstoff geht im Quarzgitter bevorzugt eine Bindung mit den Sauer-stoffatomen der SiO4-Tetraeder ein (AINES & ROSSMAN 1984). Die daraus resultierende polare OH- -Gruppeist ein empfindlicher Lichtabsorber im Infrarotwellenlängenbereich. AI-H-Defekte sind sehr stabil und werdenerst ab Temperaturen von über 1000 oe instabil (Abb. 31). AINES & ROSSMAN (1984) geben Stabilitäten bisüber 1200 oe an. Darüberhinaus ist bekannt, daß Metalle wie Fe2+/3+, eo2+/3+, Ti3+ und Ag+ interstitiell inKanälen der c-Achse eingebaut werden können (SIEBERS 1986).

I FLACHENINTEGRAL - VEAHALTNISSE I I FlACHENINTEGRAl. VERHALTNISSE I I FLlCHENINTEGRAl. VERHAlTNI$SC I

1 In = 54 I

0.25 0.5 0.15

3600-3000 0Tl"

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0,5 0.75

3305cm-'

0,25oo

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Abb. 32:Integrierte Peakflächenverhältnisse von AI-H- (3365 und 3305 cm-I) und OH-Defektabsorptionen(3600-3000 cm-I). Die Flächeninhalte wurden zur besseren Vergleichbarkeit auf I normiert. Erläute-rungen s. Text.

Ein kritischer Parameter für die Absorptionsintensität ist der Winkel der Schwingungsrichtung des IR-Strahls zurkristallographischen c-Achse von Quarz. In Schnittlagen exakt senkrecht oder waagerecht zur c-Achse befindensich die H+- und OH- -gekoppelten Defekte in einer günstigen geometrischen Position zum IR-Strahl und wer-den zur Schwingung angeregt (AINES & ROSSMAN 1984). Das resultierende IR-Signal charakterisiert die Ab-sorption bestimmter Wellenlängen durch diese Defekte im Kristallgitter. Der Vergleich von Ab-sorptionsintensitäten zwischen Meßbereichen unterschiedlicher kristallographischer Orientierung ist deshalb mitVorsicht vorzunehmen. Die Interpretation spektroskopischer Merkmale für kristallographisch gleich orientierteMeßbereiche bzw. der qualitative Vergleich zwischen Probenbereichen unterschiedlicher Gitterorientierung sindohne weiteres möglich.

V.2 Ergebnisse

Die IR-Spektren der untersuchten Quarzphänokristen sind charakterisiert durch drei AI-H-Defektabsorptionenmit Maxima bei:

3430 cm -I (kristallchemische Stellung nicht näher bekannt),3365 cm-I (gebunden an die OH-Gruppe eines AI-Tetraeders mit einem Winkel des OH-Vektors von 75 0zur c-Achse, KATS 1962) und3305 cm -I (gekoppelt an die Bindung eines H+-Ions zwischen zwei nichtäquivalenten Sauerstoffatomen ei-nes AI-Tetraeders, KATS 1962).

Der Peak bei 3430 cm -I ist nur untergeordnet ausgebildet. Er ist gebunden an den 3365 cm-1_ Peak und zeigtdiesem gegenüber eine etwa um Faktor 9 niedrigere Absorptionsintensität. Es handelt sich hierbei um ein Reso-nanzpaar, dessen Peakverteilungsmuster sich aus gemeinsamen Gitter- und OH-Schwingungen mit einem Ma-ximum bei 3410 cm-I ergeben (AINES & ROSSMAN 1984). Wasserstoff-gekoppelte Li+-Defekte wurden nichtdetektiert. Die gemessenen AI-H-Absorptionsbanden gehen auf die fundamentalen OH-Dehnungs-(Stretching-)Vibrationen zurück. Die Variabilität ihrer Frequenzlagen und Intensitäten hängt direkt mit der Substitution vonA13+ für Si4+ und den daran gekoppelten Alkalikationen zusammen, die zur Sättigung des negativlastigen La-dungspotentials von Quarz auf Zwischengitterplätzen eingebaut werden (KATS 1962). Messungen erbrachten eineschwache lineare Abhängigkeit der Absorptionsintensitäten des 3365- und des 3305 cm-I -Peaks voneinander(Abb. 32: a). Die Flächenintegralverhältnisse (siehe auch Tabelle der berechneten Flächenintegrale im Anhang)

53

dieser AI-H-Defekte, getrennt gegen die Absorptionen im Bereich der OH-Banden (3600-3000 cm-I) auf-getragen, korrelieren nicht miteinander (Abb. 32: b, c). Hieraus wird erkennbar, daß keine direkte Koppelungder O.g. Absorptionen untereinander besteht. Dies ergibt sich nicht zuletzt auch aufgrund der unterschiedlichenkristallchemischen Stellungen der beteiligten Ionenverbindungen im Kristallgitter (AINES & ROSSMAN 1984).

Die angedeutete Linearität im Plot der Flächenintegrale von 3365/ 3305 cm-I (Abb. 32: a) erklärt sich aus derTatsache, daß einerseits beide Defekte auf gleichgeartete Strukturfehler in Quarz zurückgehen, andererseits diegemessenen Intensitätsunterschiede gering sind und demzufolge keine breite Meßwertstreuung zu beobachten ist.Mit steigenden Defektdichten im Kristallgitter steigen die Absorptionsintensitäten, was sich in einer zunehmendstatistischen Verteilung der Datenpunkte niederschlägt. Den Darstellungen in Abb. 32 ist ebenfalls zu entnehmen,daß systematische Meßfehler als Ursache unterschiedlicher Intensitäten ausgeschlossen sind, da ansonsten strengelineare Korrelationen zu erwarten wären.

Um die Verbindung zwischen lumineszenzaktiven Oberflächenstrukturen und IR-spektroskopisch relevantenInformationen der Quarzkristalle herzustellen, wurden in einer hierfür konzipierten Versuchsreihe (Kap. 11.3.2)die Meßpunkte direkt in homogen lumineszierende Wachstumszonen der betreffenden Quarzphänokristen gelegt,sofern die Größe der Wachstumszonen die IR-spezifische Auflösungsgrenze von 40 Jlm überstieg. Die Abb. 33und 34 zeigen die Ergebnisse der Peakflächenintegrationen. Die in den Spidergrammen eingezeichneten Pfeilekennzeichnen den Verlauf der Meßprofile von hell (kurzweilige Spektralanteile) nach dunkel (langweilige Spek-tralanteile) kontrastierten Stufenzonen (Abb. 33) bzw. vom Kristallrand zum -kern (Abb. 34). Der eindeutigeNachweis einer Zuordnung H+- gekoppelter Ionendefekte zu definierten Lumineszenzkontrasten kann nicht ge-führt werden. Bei Quarzkörnern ein und derselben Probe ergeben sich für die AI-H-Defekte bei 3365 und 3305cm-I bei gleichgelagerter Lumineszenzcharakteristik gegenläufige Trends von hell nach dunkel kontrastierterLumineszenz (Abb. 33: e, f). Einzelne Meßprofile zeigen starke Abweichungen in den Defektdichten für Meß-punkte innerhalb der gleichen Wachstumszone (Abb. 33: a; Meßpunkte 1,2,4,5). Die Schwankungsbreiten der AI-H-Defektdichten in Meßprofilen vom Kristallrand zum Kernbereich sind ähnlich ausgeprägt (Abb. 34). In Kri-stallen mit meßbarem OH-Gehalt zeigen dunkel lumineszierende Bereiche punktuell erhöhte OH-Absorptionen(Abb. 33: b, d). Tendenziell steigt die Intensität der OH-Absorptionsbanden zum Kristallkern hin an. In diesenFällen decken sich dunkel lumineszierende Stufenzonen und Kristallkern in ihrer Lage im Quarzkristall.

Rot lumineszierender Sekundärquarz hebt sich durch seine IR-Merkmale deutlich von den magmatischenFrühkristallisaten ab. Abb. 35 dokumentiert die signifikanten Unterschiede zwischen den IR-Spektren vonQuarzphänokristen des Teplicer Rhyoliths (TR I; Kurven b, c) und sekundärer Quarzphase (Kurve a) der glei-chen Probe. Auffällig ist die deutliche Intensitätszunahme im Bereich der AI-H- und OH-Absorptionen im IR-Spektrum der sekundären Quarzphase. Die Form des Wasserbandenpeaks dokumentiert, daß die gemessenen OH-Schwingungen eindeutig auf molekulares H20 zurückzuführen sind. Tatsächlich haben die sekundärmagmatischenQuarze oftmals eine höhere Einschlußdichte gegenüber den primärmagmatischen Phänokristen. Nicht immer las-sen sich jedoch mikroskopisch fluide Einschlüsse beobachten. Daß dennoch molekulares Wasser IR-spektrosko-pisch festgestellt wird läßt darauf schließen, daß in jedem Fall diskrete H20-Molekülansammlungen in Quarzvorhanden sein müssen, die bei Unterschreitung des Gefrierpunktes in den festen Aggregatzustand überwechselnkönnen.

LIEBETRAU (1991) konnte keinen Zusammenhang herstellen zwischen primärmagmatischen Wachstumsstruktu-ren und IR-spektroskopischen Daten aus Quarzen anorogener Magmatite Namibias. Neben AI-Defekten regi-striert LIEBETRAU auch Li-Defekte in den Quarzen. Die fehlende Übereinstimmung zwischen IR-Daten undKL-Strukturen interpretiert er dahingehend, daß weder AI- noch Li-Defektkonzentrationen die Lumineszenz-kontraste direkt kontrollieren. Diese Interpretation muß zumindest für das Aluminium relativiert werden. Einer-seits nimmt LIEBETRAU die Festlegung der Meßpunkte nur aufgrund von KL-Untersuchungen einer Präparat-seite vor und hat damit keine Kenntnis über die Lage der vermessenen Wachstumszonen im Kristall.Andererseits zeigen RAMSEYER & MULLIS (1990) in Mikrosondenanalysen an Hydrothermalquarzen, daßAluminiumkonzentrationen prinzipiell mit unterschiedlich lumineszierenden Wachstumszonen korrelierbar sind.Eigene Messungen an hydrothermalen Zuchtquarzen, die aus einer Nährlösung mit maximal 200 ppm AI203kristallisiert sind, zeigen klar, daß AI-H-Konzentrationsdifferenzen IR-spektroskopisch erfaßt werden können

54

(Abb. 36). Dieses Ergebnis findet Bestätigung in den Arbeiten von BAMBAUER et aI. (1962, 1963) über OH--und H+-Gehalte hydrothermaler Quarze und deren Korrelation mit zonaren Wachstumsstrukturen.

Bei der Interpretation der hier vorgestellten Daten muß die Frage behandelt werden, inwieweit unterschiedlicheund IR-spektroskopisch meßbare AI-H-Konzentrationsdifferenzen den Ausdruck finden in verschiedenlumineszierenden Zonarsäumen rhyolithischer Quarzphänokristen. Letztendlich stellen die mit REM-KL nach-weisbaren lumineszenzaktiven Wachstumszonen lediglich unterschiedliche Lichtquantenenergien dar, die sich inihrer spektralen Zusammensetzung nur gering voneinander unterscheiden. RAMSEYER & MULUS (1990) kön-nen zeigen, daß innerhalb hydrothermaler Quarze Bereiche mit hohen AI-Gehalten grundsätzlich blaue KL emit-tieren. Ihren Meßergebnissen ist aber zudem zu entnehmen, daß diese Übereinstimmung sich nicht in höherenKL-Intensitäten äußert. Für die eigenen Messungen wurde ein maximaler Meßfehler von rund 15% ermittelt(vgI. Kap. 11.3.2). KRONENBERG & WOLF (1990) legen das Detektionslimit für Absorptionen, die an die fun-damentalen OH-Schwingungen gebunden sind, auf 30 ppm (H/I06Si) fest. Quantitative Aussagen mit Genauig-keiten von 30% werden von KRONENBERG & WOLF erst oberhalb 400 ppm (H/I06Si) gemacht. Dies zeigt denschwierigen Schritt von qualitativen und semiquantitativen zu quantitativen Aussagen.

Eine Deutung der punktuell gemessenen Gehalte an freiem molekularem Wasser ist schwierig, da zum einenmikroskopisch erkennbare Flüssigkeitseinschlüsse in diesen Bereichen fehlen, und sich zum anderen aus demaktuellen Forschungsstand keinerelei Erkenntnisse gewinnen lassen, die eine Verbindung zwischen Lumineszenz-

0,2

III•

Probe SH 2

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Meßpxlkl

13~11 rnAbb. 33:Normierte Flächenintegrale der AI-H-Defekte bei 3365 und 3305 cm-I sowie der OH-Banden zwischen

3600 und 3000 cm -I für verschiedene Quarzphänokristen. Die Pfeile geben den Verlauf des Meßprofilsan von hell nach dunkel KL-kontrastierten Wachstumszonen (vgI. Tafel 7). Erläuterungen s. Text.

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aktivierung und freiem Wasser zulassen. Fest steht, daß ein Anteil an submikroskopisch verteiltem H20 vor-handen sein muß. Der bei 3220 cm-I auftretende "Eis"-Peak weist eindeutig den Übergang des flüssigen in denfesten Aggregatzustand nach (Abb. 37). Wenig wahrscheinlich ist eine Korrelation zwischen H20-Konzen-trationen und Lumineszenzstrukturen deshalb, weil sich die physikalischen Grundlagen der KL von Quarz alleinauf die Wechselwirkung zwischen beschleunigten Elektronen und dem Kristallgitter einschließlich der in ihmstrukturell gebundenen Ionendefekte beschränken. Gefrierfähiges molekulares Wasser in Form sub-mikroskopischer Einschlüsse im Kristallgitter stellt ein vom Mutterkristall isoliertes, im weitesten Sinne ge-schlossenes System dar und keinen KL-relevanten Strukturdefekt.

Neben AI kann auch Fe das Si im Quarzkristallgitter ersetzen (SIEBERS 1986). Die kristallchemische Stellung dessubstitutionellen Eisens kann demnach verglichen werden mit der des Aluminiums. Die von KATS (1962) be-stimmten A13+-kontrollierten H+-Defekte berücksichtigen nicht das Eisen als möglichen substituierenden Ersatzfür das Aluminium. Spurenelementgehalte an Eisen können auch für die rote Lumineszenz von Quarz ver-antwortlich gemacht werden (SPRUNT 1981). GERLER (1990) ermittelt für Quarze mitteleuropäischer GraniteFe/ AI- Verhältnisse bis 0,08. Dies entspricht einem Fe-Anteil von 8% gemessen am AI-Gehalt. Letztendlich kön-nen die mit IR detektierten H+-gekoppelten A13+-Defekte in erster Näherung als Punktdefektabsorptionen imQuarzkristallgitter angesprochen werden, welche an die Substitution von Ionen gekoppelt sind, deren Ionenradiusdem des Silizium ähnlich ist und demzufolge die gleichgeartete Anlagerung an das Sauerstoff tetraeder ermöglicht.Dies gilt für A13+ ebenso wie für Fe3+. Ist das dreiwertige Eisen in der Nährlösung des Kristalls vorhanden,kann es ebenso wie das A13+-Ion die Position des Silizium übernehmen. In hydrothermalen Quarzen können die

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Probe 00 9033 I•... - -

Mollp.nkt

13~' 3'!9~1 3600;'!O~!",'lI rnAbb. 34:Normierte Flächenintegrale der AI-H-Defekte bei 3365 und 3305 cm-1 sowie der OH-Banden zwischen

3600 und 3000 cm-I für verschiedene Quarzphänokristen. Die Pfeile geben den Verlauf des Meßprofilsan vom Kristallrand zum -kern (vgl. Tafel 7). Erläuterungen s. Text.

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Fe/ AI- Verhältnisse bis zu einer Dekade über denen in magmatischen Quarzen liegen (GERLER 1990), was einerannähernd gleichen Konzentration der beiden Elemente entspricht. Infolge der O.g. Zusammenhänge kann ge-schlossen werden, daß die IR-spektroskopisch gemessenen höheren AI-H-Konzentrationen rot lumineszierenderQuarze sowohl der Ausdruck H+-gekoppelter Fe3+- als auch A13+-Defekte sein können, denen hier gegenüberden AI-(Fe-) H-Defektkonzentrationen in rhyolithischen Quarzphänokristen eine größere Bedeutung zukommt.

lOH stretching vibrationsl

A

2

1,5

0,5

o4000 3750 3500 3250

CM-1

3000 2750 2500

Abb. 35: IR-Spektren von rot lumineszierendem Sekundärquarz (a), von Quarzphänokristen mit (b) und ohne (c)wässrige fluide Einschlußphasen im Meßfeld. Probe des Teplicer Rhyoliths (TR I). Messungen bei -192oe. Erläuterungen s. Text.

0,15 IAI-HI

0,12 r-0,09

IAI-HIA

50,06

40,03 3

21

03600 3500 3400 3300 3200 3100 3000

CM-1

Abb: 36: AI-H-Defektkonzentrationen von hydrothermalem Zuchtquarz bei 3430, 3365 und 3305 cm-I in Abhän-gigkeit von der Meßstelle im Kristall. Spektren I und 2: Meßstellen in nächster Nähe zum Keimkristall(älteste Wachstumsphase). Spektren 3 und 4: Meßpositionen in weiterer Entfernung vom Keimkristall(jüngere Wachstumsphase). Spektrum 5: Meßpunkt im direkten Randbereich des Zuchtkristalls (jüngsteWachstumsphase). Der Kristall zeigt bei X Nicols einheitliche Auslöschung. Messungen bei -192 oe. Er-läuterungen s. Text.

57

0,4 @8]~

0,3

3

AO,2 4

5

0,1 62

103700 3600 3500 3400 3300 3200 3100 3000

CM-1

Abb. 37:AI-H- und OH-Absorptionen innerhalb eines Quarzphänokristen des Hengstberg-Ignimbrites (NW-Sachsen). Die Spektrennummerierung bezeichnet die Lage der Meßpunkte auf dem Kristall (vgl. auchTafel 7: Fig. 2 im Anhang). Messungen bei -192 °C. Erläuterungen s. Text.

VI ABSCHLIEßENDE DISKUSSION

Können KL-Strukturen Aufschluß geben über die Kristallisationsgeschichte magmatischer Quarzphänokristen ?Die zyklische Abfolge von Wachstum, Resorption und wiedereinsetzendem Wachstum ist ein typisches Merkmalder Quarzphänokristen permischer Rhyolithe in Zentrale uropa. Zur Deutung des komplexen Wechselspiels zwi-schen Wachstumsrate und Diffusion bieten sich Vergleiche zu Calcit oder Plagioklas an. Experimentelle Untersu-chungen an synthetischem Calcit zeigen, daß Oszillationszonierung ein signifikantes Merkmal von Kristallen ist,die unter ruhigen Bedingungen in einem Fluidsystems wachsen, das während der Wachstumsperiode keineDurchbewegung erfährt (REEDER et al. 1990). Oszillierendes Kristallwachstum ist auch ein bekanntes Phänomenvon magmatischen Plagioklasen und wird auf die Wechselwirkung oberflächenkinetischer Prozesse mitdiffusionsgesteuerten Konzentrationsschwankungen zurückgeführt (ALLEGRE et al. 1981). Entscheidend für dieAusbildung von Oszillationslamellen ist ein periodisches, diskontinuierliches Kristallwachstum, in dem Wachs-tums- und Lösungsphasen mit extrem verlangsamtem bis stagnierendem Wachstum alternieren (PEARCE & KO-LISNIK 1990). Stufenzonierung wird dagegen durch externe Änderungen physikochemischer Parameter(Magmentemperatur, hydrostatischer Druck, CO2-H20-Partialdruck, Viskosität der Schmelze) innerhalb derSchmelze verursacht (BOTTINGA et al. 1966, ALLEGRE et al. 1981, REEDER 1991).

Nach den vorliegenden Ergebnissen können diese Wachstums mechanismen auch auf rhyolithische Quarzphänokri-sten übertragen werden. Voraussetzung für Kristallwachstum ist die Übersättigung der Nährlösung oder Schmelzean den Komponenten (hier: Si02), die am Aufbau des Kristalls (hier: Quarz) beteiligt sind. Wachstum und Stoff-diffusion werden durch einen komplexen Zusammenhang mehrerer Parameter bestimmt bzw. beeinflußt. Zunennen sind hier besonders die Temperatur und Viskosität der Schmelze, der hydrostatische Druck und derPartialdruck der CO2-H20-Gasphasen. Eine Unterbrechung des oszillierenden Kristallwachstums kannverursacht werden durch (1.) konvektive Verlagerung der Kristallite innerhalb der Schmelze, durch (2.) zu-nehmende Si02-Konzentrationsunterschiede im Kontakt Kristall/ Schmelze (verlangsamte Stoffdiffusion infolgesteigender Magmenviskosität) oder durch (3.) isothermalen Druckabfall infolge eines Magmenaufstiegs.

In jedem Fall resorbiert die Schmelze Si02-Komponente von den Quarzphänokristen, wenn sie an Si02 unter-sättigt ist. Dies läßt sich in den untersuchten Quarzphänokristen an den, die Wachstumsunterbrechung begleiten-den und durch Resorption gerundeten Kristallkanten von Stufenzonen erkennen. Theoretisch wäre Resorptionauch möglich, wenn eine Erhöhung der Si02-Löslichkeit in der Schmelze durch Depolymerisation(Viskositätsabnahme) stattfände. Dies wäre der Fall, wenn CO2- getrennt von H20-Komponente aus der

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Schmelze freigesetzt würde. Die Löslichkeit von CO2 in der Schmelze wird deutlich stärker vom Druck kon-trolliert, als dies bei H20 der Fall ist. Demnach könnte bereits eine geringe Druckabsenkung die Entlösung vonCO2 aus der Schmelze bewirken, ohne Änderung des Gehaltes an gelöstem H20 in der Schmelze. Derartige Mo-dellvorstellungen werden dadurch unwahrscheinlich, daß sich die in der Schmelze gelösten Gasphasen bei denBildungstemperaturen der Quarzphänokristen in einem überkritischen Zustand befinden. Eine unabhängige Ent-lösung von CO2 und H20 aus der Schmelze ist aus diesen Gründen nicht zu erwarten.

Rhyolithische Schmelzen sind im Vergleich zu anderen silikatischen Magmen und allen Graniten gekennzeichnetdurch niedrige H20-Gehalte. CO2 hat in Schmelzen mit hohem Polymerisationsgrad (silikatische Schmelzen) ge-nerell eine niedrige Löslichkeit. Demzufolge ist das Ausmaß der Konzentrationsveränderungen der volatilenKomponenten innerhalb rhyolithischer Magmen eher gering zu bewerten. Daß CO2 in gelöster Form bei derKristallisation der Quarze in der Schmelze vorhanden war belegen die CO2-Einschlüsse in den SE.

Ein frühmagmatisch gebildeter Quarz verbleibt in keinem Fall bis zum Ende seines Kristallwachstums bzw. biszur endgültigen Platznahme des Schmelzvolumens im Intrusions-/ Extrusionsniveau an einer bestimmten Positioninnerhalb des Magmenkörpers und damit in einem konstanten physikochemischen Umfeld. Tatsächlich wird derQuarz durch Konvektion bzw. laminares oder turbulentes Fließen innerhalb der magmatischen Nährlösung be-wegt. Kristalle sinken zur Basis der Magmenkammer ab, die spezifisch leichtere Restschmelze und freigesetzteGase konzentrieren sich im Apikalbereich des Schmelzkörpers. Im Extremfall bilden sich geochemisch zonierteMagmenkörper (z.B. der osterzgebirgische Rhyolithkomplex von Teplice) mit unterschiedlichen Phä-nokristenvolumen, deren Extrusionsfolgen ein Abbild dieser Zonierung sind. In diesem Stadium sind Resorptio-nen im Kontakt zwischen Quarzkristall, der Schmelze selbst und aufsteigenden Gasblasen sehr wahrscheinlich,wie dies von DONALDSON & HENDERSON (1988) experimentell bestätigt wurde und durch Resorptions-buchten an älteren Stufenzonen der hier untersuchten Quarzphänokristen dokumentiert ist. Allerdings tretendiese Resorptionsbuchten sehr selten in Erscheinung. Diese Beobachtung verwundert nicht, da sich die CO2-H20-Gasphasen zu einem frühen Zeitpunkt der Quarzkristallisation in einem überkritschen Zustand befindenund Bildung bzw. Auftrieb von Gasblasen dementsprechend noch nicht bzw. nur untergeordnet stattfinden.

Stichprobenuntersuchungen von Quarzphänokristen aus Rhyolithen anderer Provinzen haben gezeigt, daß nicht injedem Fall ein Zonarbau in Quarz entwickelt ist, der in Prägnanz und Komplexität mit dem in permischenRhyolithquarzen verglichen werden kann. So zeigten rhyolithische Quarzphänokristen aus jurassischen bis kre-tazischen Komplexen anorogener Magmatite der Damara-Provinz (Namibia) einen deutlich grobe ren Stufenauf-bau und schwächer kontrastierte Oszillationslamellen. In Quarzphänokristen aus Rhyolithen des quartären Yel-lowstone Vulkanitplateaus (USA) konnte kein Zonarbau erkannt werden. Die geringe Anzahl dieser Stichpro-benanalysen läßt keinen abschließenden Vergleich zu den Untersuchungen an permischen Rhyolithen zu. Den-noch deutet sich an, daß es typomorphe Unterschiede im KL-Strukturinventar von Quarzphänokristen aus ver-schiedenen magmatischen Provinzen gibt, die ein Abbild grundlegender Unterschiede in der Kristallisationsge-schichte der Quarze oder gar der Magmengenese sein können.

Können Wachstumsstrukturen frühmagmatischer Quarze Hinweise über das Aufstiegsverhalten des Magmenkör-pers geben?

Sicher ist dies nur indirekt möglich über die daran geknüpften Änderungen physikochemischer Parameter. Derüberwiegende Teil der Rhyolithschmelzen hat über Zwischenreservoirs die Oberfläche oder oberflächennaheBereiche erreicht. Eine Ausnahme bildet der jüngste nordwestsächsische Rhyolith von Beucha. Ein hoher Anteilvon Fremdgesteinsxenolithen weist auf eine schnelle und verzögerungsfreie Förderung des Magmenkomplexes ausder tiefen Mittelkruste hin. Die Quarze des Beucha-Rhyoliths besitzen nur eine primäre idiomorphe Stufenzone,auf die spätmagmatisch ein xenll:TIorpher Quarzsaum aufgewachsen ist. Die Quarzphänokristen der übrigen Vor-kommen haben dagegen mehrere idiomorphe Stufenzonen (Wachstumszyklen) entwickelt. Es ist deshalb denkbar,daß das oszillierende Kristallwachstum der Quarzphänokristen durch den abrupten Aufstieg von relativ niedrigviskosen Teilen des Magmenkörpers in höher krustale Zwischenniveaus unterbrochen wird. In dieser Phase kannder Kristall resorptiv gerundet werden. Bei Si02- Übersättigung und ruhigen Bedingungen setzt erneut os-zillierendes Wachstum ein. Der nach dem Aufstieg einsetzende langsame Temperaturverlust wird nach und nachkompensiert durch das von unten nachströmende Magma. Da bei geringen prozentualen Schmelzanteilen die Mi-

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gration der Schmelze erschwert ist (ARZI 1978, CLEMENS & VIELZEUF 1987, De YOREO et al. 1989,DOUCE et al. 1990), wird ein weiterer Magmenaufstieg erst möglich, sobald der "rheologisch kritische Schmelz-anteil" (ARZI 1978) von 20-35 Vol.% wieder erreicht ist.

Möglich ist daher, daß die Stufenzonen jeweils einem Zwischenintrusionsniveau entsprechen. Anzahl, Rhythmi-zität und Breite der Zonenfolgen zwischen den Kristallen einer Probe sind jedoch untereinander nicht immerkorrelierbar. Deshalb muß zusätzlich dem Einfluß sich selbst organisierender Prozesse auf die Wachstumskinetikeine größere Bedeutung beigemessen werden, wie dies auch für Calcit, Plagioklas und Augit dikutiert wird(EMERY & MARSHALL 1989, PEARCE & KOLISNIK 1990, REEDER et al. 1990, SHIMIZU 1990).

Wie lassen sich Aussagen treffen über die Ursachen der KL-Phänomene von Quarz?Für die Ursachenforschung zum KL-Phänomen werden oft synthetische Quarzproben verwendet, da dann dieKL-relevanten Kristallisationsbedingungen (Druck, Temperatur, Fremdelementgehalte, Wachstumsdynamik und -richtung) und die Schnittlagenorientierung besser kontrolliert werden können. Obwohl vergleichbare Untersu-chungen an natürlichem Probenmaterial dagegen wie eine Gleichung mit vielen Unbekannten anmuten, kanndoch die Gültigkeit von Ergebnissen experimenteller Analysen an synthetischem Material für geologische Sy-steme nur durch eine vergleichende Untersuchung natürlicher Proben überprüft werden.

Magmatischer Quarz zeigt unter Elektronenbeschuß charakteristische Lumineszenzfarben im sichtbarenWellenlängenspektrum. Hierbei handelt es sich um extrinsische oder aktivierte Lumineszenzfarben (Yacobi &HOLT 1990), die auf Kristallgitterfehler (substitutionelle oder interstitielle Fremdelemente oder Moleküle, Ver-setzungen oder Zwillingsbildungen) zurückgeführt werden können. Der Nachweis von Lumineszenzzentren inQuarz und die Zuordnung von Aktivatoren zu definierten KL-Farben ist schwierig, da die erforderlichen Meß-methoden mit hoher Ortsauflösung i.d.R. keine ausreichende Nachweisgrenze im Spurenelementbereich besitzen.Wichtige Erkenntnisse lassen sich gewinnen aus der Temperatur-abhängigen Veränderung der initialen(natürlichen) zur finalen (induzierten) KL durch Elektronenbestrahlung. Untersuchungen an synthetischen undnatürlichen Quarzen haben gezeigt, daß durch Abkühlung der Quarzkristalle auf Temperaturen um -190 °c derEinfluß KL-aktivierender Ionendefekte im Kristallgitter unterbunden wird. Dies zeigt sich in (I.) einer drasti-schen Zunahme der Lumineszenzintensitäten im blauen Spektralbereich, (2.) einer Unterdrückung der Orange-Peakintensitäten, (3.) einer Abschwächung der Zonarbaukonturen und (4.) einer Unterdrückung der finalen Ver-änderungen sowie des thermischen Quenchens.

AusblickQuarzphänokristen in permischen Magmatiten, speziell in Vulkaniten, zeigen eine komplexe Vielfalt Lumines-zenz-aktiver Wachstumsstrukturen, die Informationen über magmen gene tische Entwicklungsstufen enthalten. Beider Interpretation des KL-Strukturinventars bleiben dennoch viele Fragen offen. Durch Mikrothermometrie anSE können Rückschlüsse auf die Schmelztemperaturen des Magmas gezogen werden. Hierfür scheinen rezenteVulkanite besser geeignet, da sie im Vergleich zu ihren paläozoischen Äquivalenten deutlich geringeren postmag-matischen Alterationsprozessen unterliegen.

Die quantitative, ortsauflösende Analytik KL-relevanter Spurenelemente bleibt für Quarzkristalle mit den hierbeschriebenen inhomogenen KL-Merkmalen schwierig. Hier müssen auf experimentelle Untersuchungen an syn-thetischen Präparaten zurückgegriffen werden bzw. neue Meßverfahren mit niedriger Nachweisgrenze . beigleichzeitig hoher Ortsauflösung etabliert werden.

Ein wesentlicher Fortschritt bei der spektroskopischen KL-Analytik kann durch Tiefkühlung des zu untersu-chenden Proben materials erreicht werden. Die Adaption einer hochauflösenden Monochromator-j Photomulti-plierapparatur mit angeschlossener Regel- und Verstärkungselektronik an die KL-Detektoreinheit eines Raster-elektronenmikroskops stellt hier eine sinnvolle Erweiterung dar, mit deren Hilfe feinste Lumineszenzkontrasteunter definierten, reproduzierbaren Meßbedingungen spektral analysiert werden können.

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ANHANG

Abb. 38: Einzelwertdarstellung zu Abb. 15 im Text.

IQuarzphänokristen I

~O0,80,6

final I.CAInigal ftn~"

D

6'c D ••••

0,2

ERZGEBIRGE (Teplice 11• blau)'25nm (B) • 625nm (0) - 805nm (IR)

8~oO,B

ftnall.0,60,4

Inigal lIni! 11

0,2

ERZGEBIRGE (Teplice I • rot)'25nm (B) - 625nm (0) • 805nm (IR)

0,1

8

OBERPFALZ(Eroendo~'25nm (B) • 62Snm (0) • 80Snm QR)

~.~DO. c~~

A

8 •

0,2 0,4 0,6 0,8

~OI in~al fin~lI final I•8

DD

DD .A-.

0

0,2 0,4 0,6 0,8 @J0initial Knall! final ID A .

ERZGEBIRGE (Teplice 11- rot).25nm (B) - 625nm (0) - 805nm (IR)

B

ODENWALD (Dossenheim)'25nm (B). 625nm (0) - 80Snm QR)

ODENWALD (Weinheim)'25nm (B) - 625nm (0) • 805nm (IR)

[J0O.B

1Inall.0.60,4

in~al lin~ 11

0,28~O

0,80,60,4

I "';go] finZ!lI

0,2B

NW - SACHSEN (Grimma)'25nm (B) •• 25om (0). 80Snm QR)

0.1

B 0,2 0,4

I ini~aJ finJlU

0,6

final I•0,8

rill°

69

NW - SACHSEN (Hengstberg)'25,.." (B). 625,.." (0) • 80Snm (IR)

0,80,6

final I

"

0,'

I jn~a1 finX 11

0,2

SAAR - NAHE. PFALZ (Kreuznach).25,.." (B) . 625,.." (0) • 80Snm (IR)

0,1

B[5]0

0,80,6

final I.0,'

I in~a1 tinltl

0,2

0,2

0,1

B

SAAR-NAHE.PFALZ (Waldböckelheim)'25"'" (B)•• 25m! (0) • 80Snm OR)

B 0,2 0,'

I in~a1 'ni 11

0,6

final I

"

0,8

Granoblastische QuarzphasenSAAR.NAHE.PFALZ (Noh/elden)

'25,.." (B). 625,.." (0) • 80Snm (IR)

0 "0,1 "~"'B 0,2 0,' 0,6 0,8 [J0I in~al 6n! 11 finllli

"[J00,80,6

6n:1 I0,4

I in~a1 linzll

0,2

SAAR-NAHE.PFALZ (Oonnersberg).25,.." (B). 625,.." (0). 80Snm (IR)

0.1

B

I Granit-QuarzeSCHWARZWALD (Triberg)'25,.." (B) . 625,.." (0) • 80Snm (IR)

ERZGEBIRGE (Niederbobritzsch)'25,.." (B)• 625,.." (0) • 80Snm OR)

In0

c ""1>",, '!Je 0 ""0,1

_.6 If

B 0.2 0,4 0,6 0,8

~OB 0,2 0,' 0,6 0,8

[6]0I in~a1 6n! 11 fin:1 I jn~a1 fin! 11 6n:1

70

TAB. 5: LUMINESZENZINTENSITÄTEN (absolut! normiert! relativ) bei 425/625/805 nmvon Quarzphänokristen aus RhyolithenMethode: KURZZEITMESSUNG

Normierung der Intensität (Einzelkomplexe): Maximalwert [mm] einer Probenlokalität innerhalb eines Komplexes (initial. final I. final 11); 1.0Normierung der Intensität (Gesamtkomplexe): Maximalwert [mm] des Gesamtkomplexes (initial. final I. final 11); 1.0Relativanteil der Intensität: Intensitäten [mm) 425+625+805 nm ; 1.0

ProbenkomplexLokalität (Proben-Nt.)

Intensität

(mmJ425nm 805nm 625nrn

Intensität

normiert f. Einzelkomplexe425nm 805nm 625nm

Intensitätnormiert f. Gesamtkomplex

425nm 805nm 625nm

Relativanteil

425nm 805nm 625nm

NW.Sachsen initialGrtmmaSG904 64.00 16.00 13.00

Gnmma SG 904 19,00 6.00 13.00Gnmma SG 904 48.00 ".00 12,00

Grtmma$G904 45.00 12.00 22.00GnmmaSG904 30.00 8.00 13.00Gnmma SG 904 53.00 14.00 29.00GnmmaSG904 63.00 16,00 14.00

GrtmmaSG904 70,00 17.00 15,00

Hengstberg SH 6 127.00 22.00 17.00

Hengstberg $H 6 143.00 30.00 31.00Hengstberg SH 6 135.00 35.00 25,00

Hengstben:l SH 6 83.00 17,00 26.00Henostbera SH 7 101,00 24.00 30.00

HengstbetQ SH 7 135,00 33.00 29.00

Hengstberg SH 7 86.00 18.00 27.00Hengstberg SH 7 98.00 23,00 41,00

Hengstberg SH 12 168.00 37.00 32.00

Hengstberg SH 12 153.00 34.00 71.00Hengslbero SH 12 172.00 37.00 41.00

Hengstberg SH 12 105.00 30.00 70.00

Hengstberg SH 12 11800 29.00 44.00

Hengstberg SH 12 8~.00 20.00 39.00

NW.Sachsen final 11Grlmma SG 904 22.00 9.00 29.00Grlmma SG 904 9.00 5.00 32.00Gnmma SG 904 26.00 8.00 25.00GnmmaSG904 24.00 7.00 30,00

GnmmaSG904 15.00 5.00 24.00

GrimmaSG904 26.00 9.00 37.00

Gflmma SG 904 28.00 9.00 31.00Grimma SG 904 32.00 10.00 35,00

Hengstberg SH 6 36.00 1000 40.00

Hengstberg SH 6 47.00 1400 73.00Henastbera SH 6 68.00 20.00 75.00Hengstberg SH 6 38.00 11.00 87.00Hengstberg SH 7 32.00 20.00 65.00Hengstberg SH 7 36.00 12.00 70.00

Hengstberg SH 7 27.00 12.00 87.00

Hengstberg SH 7 37.00 14,00 111.00

HenQstberg SH 12 49.00 15.00 75.00

Hengstberg SH 12 64.00 18.00 112.00Hengstberg SH 12 56.00 17.00 98.00

HenQstberQ SH 12 41.00 15.00 108.00

Hengstberg SH 12 37.00 13,00 82.00Hengstberg SH 12 39.00 13.00 78.00

NW-Sachsen final IGnmmaSG904 47.00 13.00 24.00

GnmmaSG904 15.00 5.00 25.00Gnmma SG 904 46.00 12.00 21.00Gnmma SG 904 43.00 12.00 25.00

Gnmma SG 904 29.00 8.00 22.00Gnmma SG 904 48.00 13.00 34.00GnmmaSG904 49.00 13,00 27.00GnmmaSG904 59.00 15.00 29.00Hengstberg SH 6 57.00 13.00 30.00Hengstberg SH 6 83.00 21.00 70.00

Hengstber SH6 110.00 27.00 84.00

Hengstberg SH 6 85.00 20.00 110.00

Henastbera SH 7 68.00 20.00 51.00


Hengstberg SH 7 76.00 21.00 136.00


Hengstberg SH 12 120.00 31.00 105.00

Hengstberg SH 12 83.00 23.00 134.00

Hengs,tbQrg SH 12 76.00 21,00 70.00

HengstberQ SH 12 72.00 18.00 63.00

ErzQebirge initialTeplice ETR 11b 29.00 7.00 28.00Teplice ETR 11b 25.00 8.00 15.00

T ephce ETR 11b 57.00 11.00 18.00

Tephce ETR 11b 58.00 15.00 31.00

Teplice ETA 11b 115.00 29.00 21.00

T eplice ETA 11b 95.00 27.00 16.00

T eplice ETA 11b 190.00 44.00 36.00

T ephce ETA IJ b 44.00 8.00 6.00

T ephce ETA 11b 118,00 34.00 39.00T ephce ETA 11b 79.00 19.00 18.00

T eplice ETA I 901 0 68.00 18.00 72.00

Teplice ETR 19010 50.00 14.00 83.00

0.91 0.23 0.19

0.27 0.09 0.19

0.69 0.16 0.17

0.64 0.17 0.31

0.43 0.11 0.19

0.76 0.20 0.41

0.90 0.23 0.20

1.00 0.24 0.21

0.85 0.15 0.11

0.96 0.20 0.21

0.91 0.23 0.17

0.56 0.11 0.170.68 0.16 0.200.91 0.22 0.19

0.58 0.12 0.18

0.66 0.15 0.28

0.98 022 0.190.89 0.20 0.411.00 0.22 024

0.61 0.17 0.41

0.69 0.17 0.260.47 0.12 0.23

0.31 0.13 0.41

0.13 0.07 0.460.37 0.11 0.360.34 0,10 0.43

0,21 0.07 0.34

0.37 0.13 0.530.40 0.13 0.44

0.46 0.14 0.500.24 0.07 0.270.32 0.09 0.49

0,46 0.13 0.500.26 0.07 0.580.21 0.13 0.44

0.24 0.08 0.47

0.18 0.08 0.580.25 0.09 0.74

0.28 0.09 0.44

0.37 0.10 0.650.33 0.10 0.570.24 0.09 0.63

0.22 0.08 0.48

0.23 0.08 0.45

0.67 0.19 0.34

0.21 0.07 0.360.66 0.17 0.300.61 0.17 0.36

0,41 0.11 0.310.69 0.19 0.49

0.70 0,19 0.390.84 0.21 0.410.38 0.09 0.200.56 0.14 0.47

0.74 0.18 0.560.57 0.13 0.74

0.46 0.13 0.34

0.54 0.15 0.55

0.47 0.15 1.000.51 0.14 0.91

0.67 0,17 0.40

0.65 0.16 0.600.70 0.18 0.61

0.48 0.13 0.780.44 0.12 0.41

0.42 0.10 0.37

0.15 0.04 0.150.13 0.04 0.080.30 0.06 0.09

0.31 0.08 0.16

0,61 0.15 0.11

0.50 0.14 0.081.00 0.23 0.19

0.23 0,04 0.03

0.62 0.18 0.210.42 0.10 0.090.52 0.14 0.550.38 0.11 0.63

0.37 0.09 0.080.11 0.03 0.080.28 0.06 0.070.26 0.07 0.130.17 0.05 0,08

0.31 0.08 0.170.37 0.09 0.080.41 0.10 0.09

0,74 0.13 0.100.83 0.17 0.18

0,78 0.20 0.15

0.48 0.10 0.150.59 0.14 0,17

0,78 0.19 0.17

0.50 0.10 0.160.57 0.13 0.24

0.98 0.22 0.190.89 0,20 0.41

1.00 0.22 0,24

0.61 0.17 0.41

0.69 0.17 0.26

0.47 0.12 0.23

0.13 0.05 0.170.05 0.03 0.190.15 0.05 0.15

0.14 0.04 0.170.09 0.03 0,14

0.15 0.05 0.220.16 0.05 0.180.19 0.06 0.200.21 0.06 0.230.27 0.08 0.42

0.40 0.12 0.44

0.22 0.06 0.510.19 0.12 0.380.21 0.07 0.41

0.16 0.07 0.510,22 0.08 0.650.28 0.09 0.44

0.37 0.10 0.650.33 0.10 0.570.24 0.09 0.630.22 0.08 0.48

0.23 0.08 0.45

0.27 0.08 0.14

0.09 0.03 0.150.27 0.07 0.120.25 0.07 0.15

0.17 0.05 0.130.28 0.08 0.200.28 0.08 0.160,34 0.09 0,17

0.33 0.08 0.170.48 0.12 0.41

0.64 0.16 0.49

0.49 0,12 0.640.40 0.12 0.300.47 0.13 0.48

0.41 0.13 0.870.44 0.12 0,790.67 0.17 0.40

0.65 0.16 0.600.70 0.18 0.61

0.48 0.13 0.78

0.44 0.12 0.41

0,42 0.10 0.37

0.15 0.04 0.150.13 0.04 0.080.30 0.06 0.090.31 0.08 0.16

0.61 0.15 0.11

0.50 0.14 0.081.00 0.23 0.19

0.23 0.04 0.03

0.62 0.18 0.210.42 0.10 0.090.36 0.09 0.380.26 0.07 0.44

0.69 0.17 0.14

0.50 0.16 0.34

0.68 0.15 0.170.57 0.15 0.280.59 0.16 0.250.55 0.15 0.300.68 0.17 0.15

0.69 0,17 0.15

0.77 0.13 0.100,70 0.15 0.15

0.69 0,18 0.130.66 0.13 0.21

0.65 0.15 0.19

0.69 0.17 0.150.66 0.14 0.21

0.60 0.14 0.250.71 0.16 0.14

0.59 0.13 0.280.69 0.15 0.160,51 0.15 0.340.62 0.15 0.23

0.58 0,14 0.28

0.37 0.15 0.48

0.20 0.11 0.700.44 0.14 0.42

0.39 0.11 0.490.34 0.11 0.55

0.36 0.13 0.51

0.41 0.13 0.46

0.42 0.13 0,45

0.42 0.12 0.47

0.35 0.10 0.54

0.42 0.12 0.46

0.28 0.08 0.640.27 0.17 0.560.31 0.10 0.590.21 0.10 0.690.23 0.09 0.690.35 0.11 0,54

0.33 0.09 0.580.33 0.10 0.570.25 0.09 0.660.28 0.10 0.620.30 0.10 0.60

0.56 0.15 0.290.33 0.11 0.560.58 0.15 0.270.54 0.15 0,31

0.49 0.14 0.370.51 0.14 0.360.55 0,15 0.300.57 0.15 0.280.57 0.13 0.300.48 0.12 0.40

0.50 0.12 0.380.40 0.09 0.51

0.49 0.14 0.370.44 0.12 0.44

0.29 0.09 0.620.33 0.09 0.580,54 0.14 0.32

0.46 0.11 0.430.47 0.12 0,41

0.35 0.10 0.560,46 0,13 0.420.47 0.12 0.41

0.45 0.11 0.4-4

0.52 0.17 0.310.66 0.13 0.21

0.56 0.14 0.30

0.70 0.18 0,13

0.69 0.20 0.12

0.70 0.16 0.130,76 0.14 0,10

0.62 0,18 0.200.68 0.16 0.16

0.43 0.11 0.46

0.34 0.10 0.56

Proben komplex

Tephce ETA 19010Tephce ETA 19010T ephce ETR I 9010T ephce ETA I 9010T ephce ETA 19010Teplice ETA 19010T ephce ETA I 9011Tephce ETR I 9017Te Iice ETA 19017

Erzgebirge final 11Teplice ETR 11bTepllce ETA 11bT epllce ETA 11bTeplice ETA 11bTepllce ETR 11bT eplice ETA 11bT ephce ETR U bT eplice ETA 11bT ephce ETR 11bT ephce ETR I 9010T ephce ETR I 9010T eplice ETR I 9010Tepllce ETA 19010Teplice ETR 19010Teplice ETR 19010Tepllce ETA I 9010Teplice ETR 19010Tepllce ETR I 9011Teplice ETR I 9017Teplice ETR 19017

Erzgebirge final ITephce ETA JIbT epllce ETR 11bTeplice ETR 11bT eplice ETR 11bTephce ETR JIbT eplice ETR 11bTe hceETRllbT epllce ETR 11bT eplice ETR 11bTephce ETR 11bTepllce ETA I 9010Tepl1ce ETA I 9010Tephce ETA 19010Tephce ETR 19010Teplice ETR 19010T epllce ETA I 9010T epllce ETA I 9010Tepllce ETR t 9010Teplice ETR t 901 1Tephce ETR 19017Tephce ETR 19017

Oberpfalz initialErbendorl OE 4Erbendorl OE 4Erbendorf OE 4Erbendorl OE 4Erbendorf OE 3Erbendorf OE 3Erbendorf OE 5Erbendorf OE 8Erbendorl OE 8Erbendorf OE 9Erbendorf OE 9Erbendorf OE 9

Oberpfalz final 11Erbendorf OE 4Erbendorf OE 4Erbendorl OE 4Erbendorl OE 4Erbendorf OE 3Erbendorf OE 3Erbendorf OE 5

Oberpfalz final IErbendorl OE 4Erbendorl OE 4Erbendorf OE 4Erbendorl OE 4Erbendorf OE 3Erbendorl OE 3Erbendorf OE 5Erbendorf OE 8Erbendorl OE 8Erbendorf OE 8Erbendorl OE 8Erbendorf OE 9Erbendorf OE 9Erbendorf OE 9Erbendorf OE 9

SNP initialNohfelden SNPN 9027Nohfelden SNPN 9027

71

Intensität Intensität Intensitat Relativanteil

lmmj normiert f. Einzelkomplexe normiert f. Gesamtkomplex425nm a05nm 625nm I 425nm a05nm 625nm I 425nm a05nm I 625nm I 425nm 805nm 625nm I

I"'" ........ ,"".,""",,',,",',,'''.''.1 r> . .,.,.",.,.,.,.,.,.,.,.,.,.,.,.,.,.,.,.",':]

23.00 5.00 31.00 0.18 0.04 0.24 0.12 0.03 0.16 0.39 0.08 0.5327.00 7.00 39.00 021 0.05 0.30 0.14 0.04 0.21 0.37 0.1 0:'>317.00 4.00 40.00 0.13 0.03 0.31 0.09 0.02 0.21 0.28 0.07 0.6615.00 5.00 23.00 0.11 0.04 0.18 0.08 0.03 0.12 0.35 0.12 0.5320.00 6.00 26.00 0.15 0.05 0.20 0.11 0.03 0.14 0.38 0.12 0.5022.00 7.00 37.00 0.17 0.05 0.28 0.12 0.04 0.19 0.33 0.11 0.5635.00 8.00 45.00 0.27 0.06 0.34 0.18 0.04 0.24 0.40 0.09 0.5116.00 5.00 28.00 0.12 0.04 0.21 0.08 0.03 0.15 0.33 0.10 0.5734.00 8.00 59.00 0.26 0.06 0.45 0.18 0.04 0.31 0.34 0.08 0.58

14.00 5.00 36.00 0.07 0.03 0.19 0.07 0.03 0.19 0.25 0.09 0.6529.00 10.00 56.00 0.15 0.05 0.29 0.15 0.05 0.29 0.31 0.11 0.5921.00 9.00 63.00 0.11 0.05 0.33 0.11 0.05 0.33 0.23 0.10 0.6898.00 29.00 45.00 0.52 0.15 0.24 0.52 0.15 0.24 0.57 0.17 0.2694.00 30.00 44.00 0.49 0.16 0.23 0.49 0.16 0.23 0.56 0.18 0.26163.00 45.00 83.00 0.86 0.24 0.44 0.86 0.24 0.44 0.56 0.15 0.2923.00 6.00 11.00 0.12 0.03 0.06 0.12 0.03 0.06 0.58 0.15 0.28104.00 2900 46.00 0.55 0.15 0.24 0.55 0.15 0.24 0.58 0.16 0.2673.00 21.00 40.00 0.38 0.11 0.21 0.38 0.11 0.21 0,54 0.16 0.3037.00 15.00 102.00 0.28 0.11 0.78 0.19 0.08 0.54 0.24 0.10 0.6630.00 13.00 116.00 0.23 0.10 0.89 0.16 0.07 0.61 0.19 0.08 0.7311.00 5.00 66.00 0.08 0.04 0.50 0.06 0.03 0.35 0.13 0.06 0.8013.00 5.00 52.00 0.10 0.04 0.40 0.07 0.03 0.27 0.19 0.07 0.74

6.00 4.00 32.00 0,05 0.03 0.24 0.03 0.02 0.17 0.14 0.10 0.769.00 400 42.00 0.07 0.03 0.32 0.05 0.02 0.22 0.16 0.07 0.7610.00 4.00 44.00 0.08 0.03 0.34 0.05 0.02 0.23 0.17 0.07 0.7610.00 5.00 55.00 0.08 0.04 0.42 0.05 0.03 0.29 0.14 0.07 0.7912.00 6.00 66.00 0.09 0.05 0.50 0.06 0.03 0.35 0.14 0.07 0.798.00 400 41.00 0.06 0.03 0.31 0.04 0.02 0.22 0.15 0.08 0.7715.00 7.00 69.00 0.11 0.05 0.53 0.08 0.04 0.36 0.16 0.08 0.76

21.00 6.00 35.00 0.11 0.03 0.18 0.11 0.03 0.18 0.34 0.10 0.561500 6.00 50.00 0.08 0.03 0.26 008 0.03 0.26 0.21 0.08 0.7027.00 10.00 75.00 0.14 0.05 0.39 0.14 0.05 0.39 0.24 0.09 0.6738.00 12.00 86.00 0.20 0.06 0.45 0.20 0.06 0.45 0.28 0.09 0.6388.00 25.00 45.00 0.46 0.13 0.24 0.46 0.13 0.24 0.56 0.16 0.2884.00 24.00 45,00 0.44 0.13 0.24 0.44 0.13 0.24 0.55 0.16 0.29141.00 40.00 96.00 0.74 0.21 0.51 0.74 0.21 0.51 0.51 0.14 0.3545.00 13.00 35.00 0.24 0.07 0.18 0.24 0.07 0.18 0.48 0.14 0.38103.00 35.00 64.00 0.54 0.18 0.34 0.54 0.18 0.34 0.51 0.17 0.3275.00 22.00 57.00 0.39 0.12 0.30 0.39 0.12 0.30 0.49 0.14 0.3759.00 19.00 89.00 0.45 0.15 0.68 0.31 0.10 0.47 0.35 0.11 0.5357.00 18.00 103.00 0,44 0.14 0.79 0.30 0.09 0.54 0.32 0.10 0.5822.00 8,00 62,00 0.17 0.06 0.47 0.12 0.04 0.33 0.24 0.09 0.6720.00 7.00 45,00 0.15 0.05 0.34 0.11 0.04 0.24 0.28 0.10 0.6312.00 5.00 36.00 0.09 0.04 0.27 0.06 0.03 0.19 0.23 0.09 0.6813.00 5.00 31.00 0.10 0.04 0.24 0.07 0.03 0.16 0.27 0.10 0.6315.00 5.00 37.00 0.11 0.04 0.28 0.08 0.03 0.19 0.26 0.09 0.6518.00 6.00 48.00 0.14 0.05 0.37 0.09 0.03 0.25 0.25 0.08 0.6731.00 11.00 110.00 0.24 0.08 0.84 0.16 0.06 0.58 0.20 0.07 0.7215.00 5.00 43.00 0.11 0.04 0.33 0.08 0.03 0.23 0.24 0.08 0.6634.00 12.00 131.00 0.26 0.09 1.00 0.18 0,06 0.69 0.19 0.07 0.74

108,00 32.00 47,00 0.52 0.15 0.23 0.58 0.17 0.2590.00 19.00 28.00 0.43 0.09 0.13 0.66 0.14 0.2061.50 13.00 22.00 0.30 0.06 0.11 0.64 0,13 0.23152.00 40.00 50.00 0.73 0.19 0.24 0.63 0.17 0.21113.00 29.00 73.00 0.54 0.14 0.35 0.53 0,13 0.34135.00 37.00 44.00 0.65 0.18 0.21 0.63 0.17 0.20115.00 26.00 96.00 0.55 0.13 0.46 0.49 0.11 0.4163.00 19.00 39.00 0.30 0.09 0.19 0.52 0.16 0,3254,00 15.00 22.00 0.26 0.07 0.11 0.59 0.16 0.24208.00 58.00 82.00 1.00 0.28 0.39 0.60 0.17 0.2468.00 22.00 35.00 0.33 0.11 0.17 0.54 0.18 0.2827.00 8.00 55.00 0.13 0.04 0.26 0.30 0.09 0.61

47.00 13.00 40.00 0,23 0.06 0.19 0.47 0,13 0.4031.00 8.00 27.00 0.15 0.04 0.13 0.47 0.12 0.4149.00 13.00 41.00 0.24 0.06 0.20 0.48 0,13 0.4043.00 11.00 35,00 0.21 0.05 0.17 0.48 0.12 0.3940.00 11.00 61.00 0.19 0.05 0.29 0.36 0.10 0.5443.00 13.00 41.00 0.21 0.06 0.20 0.44 0.13 0.4236.00 9.00 73.00 0.17 0.04 0.35 0.31 0.08 0.62

87.00 25.00 44.00 0.42 0.12 0.21 0.56 0.16 0.2859.00 14.00 27.00 0.28 0.07 0.13 0.59 0.14 0.2799.00 27.00 43.00 0.48 0.13 0.21 0.59 0.16 0.2568.00 16.50 33.00 0.33 0.08 0.16 0.58 0.14 0.2883.00 22.00 63.00 0.40 0.11 0.30 0.49 0.13 0.3894.00 28.00 47.00 0.45 0.13 0.23 0.56 0.17 0.2867.00 18.00 78.00 0.32 0.09 0.38 0.41 0.11 0.4844.00 17.00 29.00 0.21 0.08 0.14 0.49 0.19 0.3246.00 20.00 33.00 0.22 0.10 0.16 0.46 0.20 0.3350.00 16.00 34.00 0.24 0.08 0.16 0.50 0.16 0.3446.00 16.00 26.00 0.22 0.08 0.13 0.52 0.18 0.30170.00 50.00 70.00 0.82 0.24 0.34 0.59 0.17 0.24138.00 39.00 50.00 0.66 0.19 0.24 0.61 0.17 0.22132.00 37.00 67.00 0.63 0.18 0.32 0.56 0.16 0.2815.00 6.00 40.00 0,07 0.03 0.19 0.25 0.10 0.66

15.00 4.501 69.00

~8.001 2.001 47.00 0.12 0.03 0.68 0.04 0.01 0.26 0.14 0.04 0.82

"P"""O"'be""n"'k"om"p:;l"ex::-----..,.----r.ln""e""n"s"'ita""----..(mm]

42Snm 805nm 625nm

Noh1elden SNPN 9027 11.00 4.50 18.50

Nohfelden SNPN 9028 17.00 4.00 25.00Nohfelden SNPN 9028 9.00 2.00 16.00

Nohtelden SNPN 9028 15.00 3.00 27.00Nohfelden SNPN 9028 17,00 4.00 34,00

Kreuznach SNPKr 9017 150.00 38.00 55.00

Kreuznach SNPKr 9017 44.00 14.00 9.00

Kreuznach SNPKr 9018 31.00 8.00 9.00

Kreuznach SNPt(r 901B 82.00 23.00 13.00

Kreuznach SNPKr901g 119.00 25.00 18.00

Kreuznach SNPKr 9019 180.00 36.00 38.00

Kreuznach SNPKr 9019 32.00 7.00 10.00Kreuznach SNPKr 901 9 78.00 22.00 49.00WaldbOCkeiheim SNFW 9020 96,00 22.00 13.00

WaldbOekelheim SNFW 9020 65.00 13.00 13.00

Waldbockelheim SNPN 9020 157.00 35.00 32.00Waldbockelhelm SNFW 9020 127.00 34.00 74.00

WaldbOekelheim SNPN 9020 105.00 23.00 47.00

Waldböckelheim SNPW 9020 110.00 21.00 27.00

Waldböckelhelm SNFW 9020 130.00 32.00 25.00WaldbOCkelheim SNPN 9020 155.00 36.00 33.00

Donnersberg SNPD 9022 36.00 10.00 74.00

DonnersberQSNPO 9022 15,00 5.00 36.00Donnersberg SNPD 9022 19.00 5.00 32.00Donnersbera SNPD 9022 18.00 5.50 33.00Donnersbero SNPD 9025 31.00 11.00 46.00Donnersberg SNPD 9025 13.00 3.00 20.00

DonnersbeiQSNPD 9025 17,00 3.00 38.00

SNPfjnal1lNohfelden SNPN 9027 4.00 2.00 44.00Nohfelden SNPN 9027 4,00 1.50 36.50

Nohfelden SNPN 9027 4.00 3.00 15.50Nohfelden SNPN 9028 15,00 4.00 20,00

Nohfelden SNPN 9028 5.00 1.50 13.00

Nohfelden SNPN 9028 10,00 3.00 20.00Nohfelden SNPN 9028 11.00 3.00 17.00Kreuznach SNPKr 9017 89.00 26.00 72.00Kreuznach SNPKr 9017 33.00 11.00 53.00

Kreuznach SNPKr 901 8 20.00 6.00 12.00

Kreuznach SNPKr 901 8 35.00 12,00 33.00Kreuznach SNPK.r 9019 14.00 8.00 26.00Kreuznach SNPKr 9019 87.00 27,00 101,00

Kreuznach SNPKr 9019 123.00 29.00 48.00Kreuznach SNPKr 9019 39.00 13,00 62.00WaldbOckeiheim SNPN 9020 49.00 14.00 41,00

WaJdböckelheim SNPN 9020 45.00 14.00 53.00Waldböckelheim SNPN 9020 63.00 19,00 63.00WaldbOckelheim SNFW 9020 54.00 17.00 71,00

Waldböckelheim SNPN 9020 47.00 12.00 57.00Waldböckelheim SNPN 9020 40.00 10,00 51,00

Waldbbckelheim SNPN 9020 53.00 16.00 54.00Waldböck.elheim SNF¥l9020 58.00 17,00 67,00

Donnersberg SNPD 9022 18,00 6.00 59.00Donnersbem SNPO 9022 10.00 4.00 32.50Donnersbera SNPD 9022 11,00 3.50 28.00oonnersbern-SNPD 9022 10,00 4.00 32.00Dannersberg SNPD 9025 16.00 6.00 37.00Dannersbel'Q SNPD 9025 7.00 2.50 17,00

oonnersbem SNPD 9025 6.00 3.50 25.00

SNPfinal1Nohfelden SNPN 9027 6.00 3.00 36.00Nohfelden SNPN 9027 6.00 2.50 38.00Nohfelden SNPN 9027 4.50 1.50 12.00

Nohfelden SNPN 9028 13.00 3,00 22.00Nohfelden SNPN 9028 6.00 2.00 15.00Nohtelden SNPN 9028 10.00 3.00 22.50Nohfelden SNPN 9028 9.00 2.50 25.50Kreuznach SNPKr 9017 160.00 38.00 65.00Kreuznadl SNPKr 9017 49,00 14.00 42,00

Kreuznach SNPKr 9018 13.00 5.00 7.00Kreuznach SNPKr 901 8 49,00 15,00 27,00

Kreuznadl SNPKr 9019 28.00 11,00 26.00Kreuznach SNPKr 9019 18,00 6.50 19,00

Kreuznach SNPKr9019 123.00 29.00 48.00Kreuznach SNPKr 901 9 70.00 19.00 75.00WaldbOckeiheim SNP'N 9020 78.00 18,00 28.00

WaldbOckeIheim SNFW 9020 95.00 23.00 56.00WaldbOckeihelm SNPN 9020 131.00 32,00 68.00

Waldböckelheim SNFW 9020 114.00 29.00 110,00

Waldbockelhelm SNPN" 9020 97,00 21.00 82.00

WaldbOckelheim SNPN 9020 78.00 16.00 69,00

Waldböckelheim SNPN 9020 95.00 25.00 55.00WaldbOc:kelheim SNFW 9020 115.00 30.00 86.00DonnersbernSNPD 9022 23.00 7.00 47.00

Donnersberg SNPD 9022 13.00 4.00 26.00DonnersbemSNPD 9022 13.00 4.50 24,00

Donnersberg SNPD 9022 11,00 3.00 24.00Donnersberg SNPD 9025 18,00 6.00 31,00

Donnersbera SNPD 9025 10.00 3.50 17.00Donnersberg SNPD 9025 8.00 3.00 22.00

72

Intensitätnormiert f. Einzelkomplexe

425nm 80Snm 625nm

0.16 0.07 0.270.25 0.06 0.360,13 0,03 0.23

0.22 0,04 0.390.25 0.06 0.049

0.83 0.21 0,31

0,24 0.08 0.050.17 0.04 0.050.046 0.13 0,07

0.66 0.14 0,10

1.00 0.20 0.210.18 0,04 0.060.043 0.12 0.270,61 0,14 0.080.-41 0.08 0.081.00 0.22 0.200,81 0.22 0.-47

0.67 0,15 0.300.70 0.13 0.170.83 0.20 0.160.99 0.23 0,21

0.49 0,14 1.000,20 0,07 0.490.26 0.07 0.043

0,24 0.07 0.045

0.042 0.15 0.620.18 0.04 0.270,23 0.04 0,51

0.06 0.03 0,64

0.06 0.02 0.530.06 0.04 0.220,22 0.06 0.290.07 0.02 0,19

0,14 0.04 0,29

0,16 0.04 0.250,49 0,14 0,40

0.18 0.06 0.290,11 0.03 0,07

0.19 0,07 0.18

0.08 0.Q4 0.140,48 0.15 0.56

0.68 0,16 0.270,22 0.07 0.340.31 0.09 0.260.29 0.09 0.340,40 0.12 0,40

0.34 0,11 0,45

0.30 0.08 0.360.25 0.06 0,32

0.34 0,10 0.340,37 0,11 0,43

0,24 0,08 0.800,14 0.05 0,440,15 0.05 0,38

0.14 0.05 0.0430.22 0.08 0.500,09 0.03 0.23

0.08 0.05 0,34

0.09 0.04 0.520.09 0.04 0.550,07 0.02 0,17

0,19 0.04 0.320.09 0.03 0.220,14 0.04 0.330.13 0.04 0.370.89 0.21 0.360.27 0.08 0.230.07 0.03 0.040,27 0.08 0.150.16 0.06 0,14

0,10 0,04 0.110.68 0.16 0,27

0.39 0,11 0.042

0.50 0.11 0.180.61 0.15 0.360.83 0.20 0.430.73 0.18 0,700.62 0.13 0,52

0.50 0.10 0,44

0.61 0,16 0.350.73 0.19 0.550.31 0.09 0.640,18 0.05 0.350.18 0.06 0.320.15 0.04 0,320,24 0.08 0.420,14 0.05 0.230,11 0.04 0.30

Intensitätnormiert f. Gesamtkomplex

425nm 805nm 625nm

0.06 0.03 0.100.09 0.02 0,14

0.05 0.01 0.090.08 0.02 0,15

0.09 0,02 0.19

0.83 0.21 0.310.24 0.08 0.05

0.17 0.04 0.050.46 0.13 0.070.66 0,14 0.101.00 0.20 0.21

0.18 0,04 0.060,43 0.12 0.270.53 0,12 0.070.36 0.07 0.070.87 0,19 0,18

0.71 0.19 0,41

0.58 0.13 0.260.61 0,12 0.150.72 0.18 0.14

0.86 0.20 0.18

0.20 0.06 0.041

0.08 0.03 0.20

0,1' 0.03 0.18

0.10 0.03 0.18

0.17 0.06 0.26

0.07 0,02 0.110.09 0.02 0,21

0.02 0.01 0.240.02 0.01 0200,02 0.02 0.090,08 0,02 0.11

0.03 0.01 0.070.06 0.02 0,11

0.06 0,02 0.090.49 0.14 0,40

0.18 0.06 0.290.11 003 007

0,19 0.07 0.180.08 0.04 0,14

0,48 0,15 0.56

0.68 0.16 0.27

0.22 0,07 0.34

0.27 0.08 0.230.25 0.08 0.290.35 0,11 0.35

0.30 0.09 0,39

0.26 0.07 0.320.22 0.06 0.280.29 0.09 0.30

0.32 0.09 0,37

0.10 0.03 0.330.06 0.02 0.18

0.06 0,02 0.16

0.06 0.02 0.180.09 0.03 021

0.04 0,01 0.090.03 0.02 0.14

0.03 0.02 020

0.03 0.01 0.210.03 0.01 0,07

0.07 0.02 0.12

0.03 0.01 0.080.06 0.02 0.13

0.05 0,01 0.14

0.89 0.21 0.360.27 0.08 0.230.07 0.03 0.04

0.27 0,08 0.15

0.16 0,06 0.14

0.10 0.04 0,11

0.68 0,16 0,27

0.39 0,11 0,42

0,43 0.10 0,16

0.53 0.13 0,31

0.73 0.18 0.380.63 0.16 0.610.54 0,12 0.460,43 0.09 0.380,53 0,14 0.310.64 0,17 0.048

0,13 0.04 0.260.07 0.02 0.140,07 0.03 0.130.06 0.02 0,130,10 0.03 0,17

0.06 0.02 0,09

0.04 0.02 0,12

Relativanteil

425nm 805nm 625nm

0.32 0.13 0,54

0.37 0.09 0.54

0.33 0,07 0,59

0,33 0.07 0.600,31 0.07 0.62

0.62 0,16 0,23

0.66 0.21 0,13

0.65 0.17 0.190.69 0.19 0,11

0,73 0.15 0,11

0,71 0,14 0.15

0.65 0,14 0.200.52 0.15 0.330.73 0.17 0.10

071 0.14 0.14

0.70 0.16 0.14

0.54 0.14 0.310,60 0.13 0.27

0.70 0.13 0,17

0,70 0.17 0.13

069 0.16 0.15

0.30 0.08 0.620.27 0.09 0.640.34 0.09 0.57

0.32 0,10 0.58035 0.13 0.52

036 0.08 0560.29 0.05 066

0.08 0.04 0.88010 0,04 0.870.18 0.13 0,690,38 0.10 0,51

0.26 0.08 0.67

0.30 0,09 0.61

035 010 0.550.48 0.14 0.39

0.34 0,11 0.550.53 0.16 0.320,44 0.15 0410.29 017 0.5'10.040 0.13 0,47

0.62 0.15 0.240,34 0.11 0.540,47 0.13 039

OAO 0,13 0.47

0.43 0.13 0.43

0.38 0.12 0.500,41 010 0.049

0.040 0.10 0,500,43 0.13 0440,41 0.12 0.47

0.22 0.07 0.71

0.22 009 070

0.26 0.08 0.66

022 0.09 070

0.27 0.10 0.630.26 0.09 0640,17 0.10 0.72

0,13 007 0800,13 0.05 0.820.25 0.08 0,67

0.34 0.08 0580.26 0.09 0.65

028 008 0630.24 0.07 0.690.61 0.14 0.250,47 0,13 0.40

0.52 0,20 0.280,54 0.16 0300.43 0.17 0,40

0.41 0.15 0,44

0.62 0.15 0.240,43 0.12 0,46

0.63 0.15 0.230,55 0.13 0,32

0.57 0.14 0290,45 0.11 0,430,49 0,11 0.41048 0.10 0.042

0,54 0,14 0310.50 0.13 0.37

0.30 0.09 061

0.30 0.09 0.600.31 0.11 0.580.29 0,08 0.630.33 0,11 0560.33 0.11 0.560.24 0.09 0.67

Odenwald initialDossenhelm 00 9031 9.001 2.00 7.00Dossenheim OD 9031 12.001 3.50 6,50

Dossenhelm 00 9031 73.001 17,00 22.00Dossenheim 00 9031 73,001 17.00 59.00

0,040.060.350.35

0,010.020.080.08

0.030.030,"0.28

0,040.060.350.35

0,010.020,080.08

0.030.030.110.28

0.500.550.650,49

0,110.160,150,11

0.390.300.200,40

73

t Relativanteil

tkomplex625nm I 425nm a05nm T 625nm

0.22 0.59 0.12 0.290.20 0.53 0.12 0.350.30 0.56 0.12 0.310.25 0.61 0.13 0.260.11 0,72 0.10 0.180.08 0.63 0.16 0.21

0.11 0.56 0,14 0,31

0.12 0.63 0,13 0.24

0.16 0.58 0.13 0.290,13 0.53 0.14 0.34

0.13 0.54 0.14 0.320.12 0.62 0,14 0,24

0.44 0.56 0.13 0.310.22 0.62 0.15 0.230.32 0.63 0.13 0.240.21 0.50 0.10 0,40

0.27 0.66 0.13 0.220.56 0.55 0.12 0.330.24 0.51 0.11 0.370.37 0.55 0,12 0.330.19 0,46 0,14 0,41

0.22 0.52 0.16 0.320.25 0.63 0.15 0.230.22 0.54 0,11 0,34

0.19 0.58 0.12 0.300.28 0.52 0.11 0.360.26 0.53 0,13 0.350.36 0,48 0.12 0,40

0.16 0.36 0,13 0,52

0.07 0.23 0.09 0.670.07 0.18 0,14 0.680.86 0.14 0.07 0.790.67 0.23 0.08 0.700,64 0.19 0.07 0.74

0.71 0.26 0.08 0.660.67 0.24 0.09 0.670.22 0.30 0.09 0.61

0.16 0,41 0,13 0.45

0.28 0.22 0.09 0.680.33 0.24 0.09 0.670,36 0.27 0.10 0.630.31 0,24 0.08 0.680.35 0,20 0.09 0,71

0.31 0.29 0,11 0600.47 0.35 0.08 0.570.33 0.39 0.11 0,49

0,45 0,43 0.11 0.46

0,40 0.19 0.07 0,74

0.58 0.30 0.09 0.620.54 0.38 0,10 0.520.57 0.21 0.07 0.720,67 0.27 0.08 0.64

0.18 0.33 0.14 0.530,33 0.30 0,11 0.590,34 0,43 0,13 0,45

0.32 0.27 0.08 0.650.27 0,31 0,10 0.59

0.33 0,32 0.09 0.580,32 0.33 0.11 0.560,42 0,36 0.10 0.54

0,07 0.20 0.10 0.710.08 0.33 0.11 0.560.18 0,46 0.12 0,42

1.00 0.16 0.06 0.78

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1.00 0.32 0.08 0.600.95 0.28 0.09 0.630.19 0,41 0,11 0.480,13 0.53 0.13 0.350.24 0.33 0.10 0.570.27 0,31 0,10 0.580,31 0.37 0.11 0.52

0.25 0.36 0.12 0.520.29 0.30 0.10 0.600.27 0.38 0.12 0.500.50 OA9 0,10 0,41

0.28 0,53 0.13 0.340,40 0.57 0.13 0.300.71 0,23 0.07 0.70

0.93 0.36 0.08 0.560,68 0.50 0,11 0,39

0.73 0.26 0.07 0.670.83 0.35 0.09 0,56

0.17 0,40 0.13 0,47

0.29 0,43 0,13 0,43

0.32 0,56 0,14 0.31

0.26 0,41 0.11 0,48

0.24 0,43 0.12 0,45

0.29 0.41 0.12 0,47

0.26 0,44 0.13 0,44

0.37 OA6 0.12 0.43

0.44 0.090.30 0.Q70.55 0.120.59 0.13OA4 0.060.22 0.060.19 0.050.32 0,070.33 0.070.20 0.050.22 0.060.31 0.070.78 0.180.57 0,140.82 0.170.26 0.050.83 0.160.93 0.200.33 0.070.83 0.130.21 0.060.37 0.110.69 0.160.35 0.070.36 0.070,41 0.09OAO 0.100,43 0.11

0.11 0,040.02 0.010.02 0.010.15 0.080.22 0.070.16 0.060.27 0.090.24 0.090,11 0.030.15 0.050.09 0.040.12 0.040,15 0.060.11 0.040.10 0.040.15 0.C60.29 0.070.26 0.080,42 0,110.11 0.040.28 0.080.39 0,100.17 0.060.29 0.090,11 0.050,17 0.060.33 0,100.13 0.040.14 0.050,18 0.050,19 0.060,28 0.08

0.02 0,010.05 0.010.20 0.050.20 0.080.28 0.090.25 0.080,54 0.13OA3 0.130.16 0.040.20 0.050,14 0.040.14 0.050.22 0.070.17 0.060.14 0.050.21 0.070,61 0.120,43 0.110.76 0,170,24 0.070.59 0.130,87 0.200.28 0.080.52 0.130.14 0.050.29 0.090.57 0,140.22 0.060.23 0.060,25 0.070.26 0.080,40 0.10

Intensnanormiert f. Gesam

425nm 805nm

Intensitätnormiert f. Einzelkomplexe

425nm 805nm 625nm

0.02 0,01 0.070.05 0,01 0.080.20 0.05 0.180.20 0.08 1.000.28 0.09 0.860.25 0.08 0,870.54 0,13 1.000,43 0.13 0.950.37 0.10 0,440,46 0,11 0.310.33 0,10 0.560.33 0,11 0.620.52 0.15 0.71OAO 0.13 0.580.33 0.11 0.67OA7 0,15 0.620.65 0,13 0.54OA6 0.11 0,300,81 0.19 0,430,26 0.07 0,77

0.64 0.14 1,000.94 0.22 0.74

0.30 0.08 0.780.56 0,14 0.890.25 0.08 0.290.50 0.15 0.501.00 0,25 0.550.39 0,11 0,460,40 0.11 OA2

OA3 0.13 0.500,46 0.13 0,46

0.69 0.18 0.65

0,11 0.04 0,16

0.02 0.01 0.070.02 0.01 0.070.15 0.08 0.860.22 0.07 0.670.16 0.06 0.640.27 0.09 0.710.24 0.09 0.670.24 0.08 0.490.34 0,11 0.370.21 0.09 0.640.27 0.10 0.770.35 0.13 0.820.25 0.09 0.710.23 0,10 0.800.34 0.13 0.700,31 0.Q7 0.510.28 0.08 0.36OA5 0.11 OA9

0.11 0.04 OA3

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0.44 0.09 0.220.30 0.07 0.200.55 0.12 0.300.59 0.13 0.251.00 0,14 0.25

0.52 0.13 0.180.44 0,11 0.240,73 0.15 0.270.75 0.16 0.370,46 0,12 0.300.51 0.13 0.300.70 0.16 0.270.85 0.20 OA7

0.62 0.15 0.230.88 0.19 0.340.28 0.06 0.230.90 0.17 0.291.00 0.21 0.600.36 0.08 0.260.68 0.14 0,40

0.37 0.1' 0,33

0.65 0.20 0.391.21 0.28 0,43

0.61 0.13 0.380.63 0.13 0.330,71 0.15 OA9

0.70 0.17 0,460.74 0,18 0,63

Intensität[mm)

425nm 805nm 625nm

Odenwald final IDossenheim 00 9031 4.00 2.00 14.50

Dossenheim 00 9031 9.50 3.00 16.00Dossenheim 00 9031 41.00 11.00 37,00

Dossenheim 00 9031 42,00 16,00 208.00Dossenheim 00 9031 59.00 18.00 179.00Dossenheim 00 9031 52.00 17.00 181,00

Dossenheim 00 9031 112,00 28.00 209.00Dossenheim 00 9031 89.00 27.00 198.00Dossenheim 00 9032 34.00 9.00 40.00Dossenheim 00 9032 42.00 10,00 28.00Dossenheim 00 9032 30,00 9.00 51.00Dossenheim 00 9032 30.00 10,00 56.00Dossenheim 009032 47.00 14.00 65.00Dossenheim 00 9032 36.00 12.00 53.00Dossenheim 00 9032 30.00 10.00 61.00Dossenheim 00 9032 43,00 14.00 56.00Weinheim OW 9033 127.00 26.00 105.00Weinheim OW 9033 89.00 22.00 58.00Weinheim OW 9033 158.00 36,00 84,00

Weinheim OW 9033 50,00 14.00 149,00

Weinheim OW 9033 124.00 27.00 194,00

Weinheim OW 9033 182.00 42.00 143,00

Weinheim OW 9033 58.00 16.00 152.00Weinheim OW 9033 109,00 28.00 173.00Weinheim OW 9034 30.00 10.00 35.00Weinheim OW 9034 60.00 18.00 60.00Weinheim OW 9034 120,00 30.00 66.00Weinheim OW 9034 47.00 13.00 55.00Weinheim OW 9034 48.00 13,00 50.00Weinheim OW 9034 52.00 15.00 60.00Weinheim OW 9034 55.00 16,00 55.00Weinheim OW 9034 83.00 21.00 78.00

Odenwald final 11Doss.enheim 00 9031 23.00 8.00 33.00Dossenheim 00 9031 5.00 2.00 14.50Dossenheim 00 9031 4.00 3.00 15.00Dossenheim 00 9031 32.00 16.00 179.00Dossenheim 00 9031 45.00 15.00 140.00Dossenheim 00 9031 34,00 13.00 134.00Dossenheim 00 9031 57.00 18.00 148.00

Oossenheim 00 9031 51.00 18.00 141.00Dossenheim 00 9032 22.00 7.00 45.00

Oossenheim 00 9032 31.00 10.00 34.00Dossenheim 00 9032 19.00 8.00 58.00Oossenheim 00 9032 25.00 9.00 70.00Dossenheim 00 9032 32.00 12.00 75.00Dossenheim 009032 23.00 8.00 65.00Oo!Isenheim 00 9032 21.00 9.00 73,00

Dossenheim 00 9032 31.00 12.00 64.00Weinheim OW 9033 60.00 14.00 99.00Weinheim OW 9033 55.00 16.00 69.00Weinheim OW 9033 88.00 22.00 95.00Weinheim 0V0I9033 22.00 8.00 84.00Weinheim O'N 9033 59.00 17.00 122,00

Weinheim O'N 9033 82.00 21.00 112.00Weinheim O'N 9033 35.00 12,00 120.00

Weinheim OW 9033 60.00 18.00 141.00

Weinheim OW 9034 23,00 10.00 37.00Weinheim OW 9034 35,00 13,00 69.00Weinheim OW 9034 68.00 20.00 72.00Weinheim OW 9034 27.00 8.00 66.00Weinheim OW 9034 30,00 10.00 57.00Weinheim OW 9034 38.00 11,00 69.00Weinheim OW 9034 39.00 13,00 66.00Weinheim OW 9034 58,00 16,00 88.00

Dossenheim 00 9031 93,00 19.00 45.00Dossenheim 00 9031 62.00 14.00 41.00Dossenheim 00 9031 114.00 25.00 63.00Dossenheim 00 9031 123.00 27.00 53.00Dossenheim 00 9032 91,00 13.00 23.00Dossenheim 00 9032 47.00 12.00 16,00

Dossenheim 00 9032 40.00 10.00 22.00Dossenheim 00 9032 66.00 14,00 25.00Dossenheim 00 9032 68.00 15.00 34.00Dossenheim 00 9032 42,00 11.00 27.00Dossenheim 00 9032 46.00 12.00 27.00Dossenheim 00 9032 64.00 15.00 25.00Weinheim OW 9033 164.00 38.00 91.00Weinheim OW 9033 120,00 29.00 45.00Weinheim OW 9033 171.00 36.00 66.00Weinheim OW 9033 54,00 11.00 44.00Weinheim OW 9033 174,00 33.00 57.00Weinheim OW 9033 194.00 41.00 116.00Weinheim OW 9033 69.00 15.00 50.00Weinheim O'N 9033 131.00 28.00 78.00Weinheim OW 9034 44.00 13,00 39.00Weinheim OW 9034 78.00 24.00 47.00Weinheim OW 9034 145,00 34.00 52.00Weinheim OW 9034 73.00 15.00 46.00Weinheim OW 9034 76.00 15,00 39.00Weinheim OW 9034 85.00 18.00 59.00Weinheim O'N 9034 84.00 20.00 55.00Weinheim OW 9034 89.00 22.00 75.00

74

Tab. 6: LUMINESZENZINTENSITÄTEN (absolut! normiert! relativ) bei 425/625/805 nm von Granit-Quarzen

Methode: KURZZEITMESSUNG

Normierung der Intensität (Einzelkomplexe): Maximalwert [mm] einer Probenlokalität innerhalb eines Komplexes (initial.Normierung der Intensität (Gesamtkomplexe): Maximalwert [mm] des Gesamtkomplexes (initial. final I. final 11); 1.0Relativanteil der Intensität: Intensitäten [mm] 425+625+805 nm ; 1.0

Erzgebirge final IN.ederbobntzsch ENG 9123 36.00 11.00 I 20.00Nlederbobntzsch ENG 9123 39,00 11.00 I 31.00NlederbobnlZSch ENG 91 23 31,00 11,00 I 24,00

Nlederbobntzsch ENG 9123 125.00 39.00 I 64.00

Erzgebirge fmal 11Nlederbobritnch ENG 91 23 45,00 12.00 29,00

NlederbobnlZSch ENG 9123 49.00 17,00 51,00

N.ederbobntzsch ENG 91 23 24.00 9.00 I 30.50NlederbobnfZSch ENG 9123 81.00 27.00 I 67.00

Schwarzwald initialTnberg SWTG FIKB10 122,00 I 22.00 32.00

Triberg SWTG FIKBlO 75.00 I 1600 32.00Tnberg SWTG FIKB11 8800 I 17.00 21.00

Tnberg SWTG FJKB1 1 77.00 I 17.00 25.00

final I. final 11); 1.0

Relativanteil

425nm 805nm 625nm

0.72 0,14 0.14

0.67 0.20 0.130.61 0.18 0.210.68 0.21 0.11

0,52 0,14 0,34

0,42 0.15 0.440.38 0.14 0.480.46 0.15 0.38

0.54 0.16 0.300,48 0,14 0.380,47 0.17 0.360.55 0,17 0.28

0.69 0.13 0,18

0.61 0.13 0.260.70 0,13 0,17

0.65 0,14 0.21

0,27 0.10 0.640.25 0,10 0.650.30 0.12 0.580,25 0.11 0.64

0.39 0.13 0,48

0,34 0,11 0.550.36 0.14 0.500,35 0.12 0.53

Intensität Intensität

normiert I. Einzelkomplexe normiert f. Gesamtkomplexe

425nm 805nm 625nm 425nm 805nm 625nm

0,67 0.13 0,13 0.67 0.13 0.13

069 0.21 0.13 0.69 0.21 0,13

0.30 0.09 0,10 0.30 0.09 0.101.00 0.30 0.17 1.00 0.30 0.17

0.29 0.08 0,19 0.29 0,08 0.19

0.31 0.11 0.33 0,31 0.11 0.330,15 0.06 0.20 0,15 0.06 0.20

0.52 0.17 0.43 0.52 0.17 0.43

0,23 0.07 0.13 0,23 0.07 0,13

0.25 0.07 0.20 0.25 0,07 0.200.20 0.07 0,15 0.20 0.07 0.15

0,80 0.25 0,41 0.80 0.25 0,41

1.00 0.18 0.26 1.00 0.18 0.260.61 0.13 0.26 0.61 0.13 0.260.72 0,14 0.17 0.72 0.14 0.17

0.63 0.14 0.20 0.63 0,14 0.20

0.18 0.07 0.43 0,18 0.07 0,43

0,19 0.07 0,48 0.19 0,07 0,48

0.19 0.07 0.37 0,19 0,07 0.370,17 0.07 0,43 0.17 0.07 0.43

0,26 0.09 0.32 0,26 0.09 0.320.26 0.08 0,43 0.26 0.08 0.43

0.22 0.08 0.30 0.22 0.08 0.300.26 0.09 0,40 0.26 0.09 0,40

Intensität(rnrnJ

425nm 80Snm 625nm

Schwarzwald final!Tnbera SWTG FIKB10 32.00 1100 39,00 ITnberg SWTG FIKB10 32.00 10.00 52.00 ITflberq swrG FJKB11 27.00 10.00 37.00 ITriberg swrG FIKB11 32.00 11,00 49,00 I

Schwarzwald final 11Tnberg SWTG FIKB10 22.00 I 8.00 53.00

Tnberg swrG FIKB10 23.00 I 900 59.00

Tnberg swrG FIKB11 23.00 I 9.00 45,00 ITnberg SWTG FIKB 11 21,00 900 5300 I

ProbenkomplexLokalität (Proben-Nt.)

Erzgebirqe mitlaiN.ederbobntzsch ENG 9123 105.00 20.00 20,00 INlederbobnlZsch ENG 9123 108.00 33.00 21.00 INlederbobnfZSch ENG 9123 46.50 14.00 16.00 1Nlederbobntzsch ENG 9123 156.00 47.00 26.00 I

Tab. 7: MITTELWERTE DER RELATIVANTEILE AUS KURZZEITMESSUNGENvon Rhyolith-Quarzen (vgl. Tab. 5 des Anhangs) IF; IF (625/425)-Faktor

von Granit.Quarzen (vgl. Tab. 6 des Anhangs) 01 ; Drift-IntensitätSStA ; Stichprobenstandardabweichung

IProbenherkunft MiUelwerte MIttelwerte (normiert) IF 01

425nm 625nrn 805nm 425nm 625nm 805nm

INITIAL 0.67 0.15 0.18 100 1.00 1.00

FINAL 11 0,45 0.41 0,15 0.67 2.73 0.83

FINAL I 0,51 0,33 0.16 0.76 2.20 0.89 5.00 0.52

425nm 625nm 805nm 425nrn 625nm 805nm

INITIAL 0.36 0.55 0.1 100 1.00 1.00

FINAL 11 0-17 0.76 0,08 0.47 1.3 0.80

FINAL I 0.26 0.65 0,09 0.72 1.18 0.90 0.64 0.19

425nm 625nm 805nm 425nrn 625nm 805nm

INITIAL 0,69 0,14 0.17 1.00 1.00 1,00

FINAL 11 0.56 0.28 0.16 0.81 2.00 0.94

FINAL I 0.52 0.33 0.15 0.75 2.36 0.88 5.44 0.58

425nm 62Snm 805nm 425nm 625nm 80Snrn

INITIAL 0.55 0,31 0.14 1.00 1.00 1.00

FINAL U 0.26 0.64 0.1 OA7 2.06 0.71

FINAL I 0.27 064 0.09 0.49 2.06 0.64 2.08 0.64

42~nm 625nm 805nm 425nm 625nm 80SnrnINITIAL 0.62 0,22 0.16 1.00 1.00 1.00FINAL 11 0.37 0.51 0.13 0.60 2.32 0.81

FINAL I 0.52 0.34 0.14 0.84 1.55 0.88 3.44 0.28

425nm 625nm 805nm 425nm 625nm 805nm

INITIAL 0.65 0.2 0.15 1.00 1.00 1.00FINAL 11 0.31 0.59 0.1 0.48 2,95 0,67

FINAL I 0.44 0.44 0,12 0,68 2.20 0.80 3.75 0,57

425nm 625nm 805nm 425nm 625nm 805nm

INITIAL 0.56 0.29 0.15 1.00 1.00 1.00FINAL 11 0.43 OA6 0.12 0,77 1.59 0,80

FINAL I 0.52 0.33 0.16 0.93 1,14 1,07 2.00 0.09

42Snm 625nm 805nm 425nm 625nm 805nm

INITIAL 0.56 0.29 0.16 1.00 1.00 1.00

FINAL 11 0.25 0.65 0.1 0.45 2.24 0.63FINAL I 0.32 0.58 0.1 0.57 2.00 0.63 2,33 0.60

75IProbenherkunft Mittelwerte Mittelwerte (normiert) IF DI

425nm 625nm SOSnm 425nm 625nm SOSnm

INITIAL 0.55 0.32 0.13 1.00 1.00 1.00FINAL 11 0.32 0.58 0.1 0.58 1,81 0.77FINALl 0.43 0.46 0.11 0.78 1,44 0.85 2.00 0.27

425nm 625nm 805nm 425nm 625nm SOSnm

INITIAL 0.32 0.59 0.09 1.00 1.00 1.00FINAl 11 0.23 0.68 0.09 0.72 1,15 1.00FINAL I 0.3 0.6 0.1 0.94 1.02 1.11 0.33 0.06

425nm 625nm 80Snm 425nm 625nm 80Snm

INITIAL 0.65 0.18 0.16 1.00 1.00 1.00FINAL 11 0.43 0.43 0.14 0.66 2.39 0.88FINAL! 0.5 0.34 0.15 0.77 1.89 0.94 3.87 0.39

425nm 625nm 805nm 425nm 625nm 805nm

INITIAL 0.28 0.64 0.07 1.00 1.00 1.00FINAL 11 0.24 0.68 0.08 0.86 1.06 1,14

FINAL I 0.23 0.69 0.07 0.82 1.08 1.00 0.44 0.09

425nm 625nm 805nm 425nm 625nm 805nm

INITIAL 0.67 0,18 0.15 1.00 1.00 1.00FINAL 11 0,42 0.46 0.12 0.63 2.56 0.80FINALl 0.52 0.35 0,13 0.78 1,94 0.87 4,27 0,48

425nm 625nm SOSnm 425nm 625nm 805nm

INITIAL 0.66 0.2 0.13 1.00 1.00 1.00FINAL 11 0.27 0.63 0,11 0.41 3,15 0.85FINAL I 0.36 0,52 0.12 0.55 2.60 0.92 3.56 0.71

I,. ................... «<,,',',',',',',',',',',',',',',',','"""""""""''''1Mittelwerte (normiert) IF SStA DI SStA

425nm 625nm 805nm b::d b::JINITIAL 1.00 1.00 1.00FINAL 11 0.59 2.13 0.78FINAL I 0.73 1.78 0.84

425nm 625nm 805nm b::d b::dINITIAL 1.00 1.00 1.00FINAL 11 0.79 1.11 1.07

FINAL I 0.88 1.05 1.06

425nm 625nm S05nm b::d b::dINITIAL 1.00 1.00 1.00FINAL 11 0.54 2.94 0.84FINAL I 0.65 2.40 0.91

Tab. 8: LUMINESZENZINTENSITÄTEN (absoluV normierV relativ) der Peakmaximaim blauen, orangenen und infraroten Spektral bereichMethode: LAUFZEITMESSUNG (300-900nm)

Normierung der Intensität (Einzelkomplexe): Maximalwert [mm) einer Probenlokalität innerhalb eines Komplexes (initial.Normierung der Intensität (Gesamtkomplexe): Maximalwert [mm) des Gesamtkomplexes (initial. final I. final 11)=1,0Aelativanteil der Intensität: Intensitäten [mm) 425+625+805 nm = 1.0

Probenkomplex Intensitätlokalität Proben-Nr (mmJ

42Snm SOSnm 62Snm

NW.Sachsen initialBeucha SB 6 a 38.00 7.50 31.00Beucha SB 6 a 83.00 20.00 40,00

GrimmaSG6b 100.00 20.50 42.50

NW-Sachsen finalBeucha SB 6 a 21.50 7.00 I 37.00Beucha S8 2a 11.00 0.00 I 16.00

Beucha SB 6 a 44.00 9.00 I 47.00GrimmaSG6b 64,00 11.50 I 66.00

Intensität Intensitätnormiert f. Einzelkomplexe normiert f. Gesamtkomplexe

425nm 805nm 625nm 425nm 805nm 625nm

0,.46 0,09 0.37 0.38 0.08 0.31

1.00 0.24 0.48 0.83 0.20 0.401.00 0.21 0,43 1.00 0.21 0,43

0.26 0.08 0045 0.22 0.07 0.370,13 0.00 0.19 0.11 0.00 0.160.53 0.11 0.57 0,44 0.09 0.470.64 0.12 0.66 0.64 0.12 0.66

final I. final 11)=1,0

Relativanteil

425nm 805nm 625nm

0.50 0,10 0,41

0.58 0.14 0.280.61 0,13 0.26

0.33 0,11 0.560.41 0.00 0.590.44 0.09 0.470.45 0.08 0.47

Erz ebirge initialT eplice ETA 11a 48.00 10,00 19.00

~ EEEE:EE3 8EI3H3ElTeplice ETR Ua 81.00 18,00 35.00 1,00 0.22 0,43 . . . 0,60 0,13 0.26

Erzgebirge finalTeplice ETR 11a 50.00 13.00 46.00 EEEE:EE3T eplice ETR 11a 72.00 22.50 53.00 0.89 0.28 0.65 - - - 0.49 0.15 0.38

Oberpfalz finalErbenderl OE 1 51,00 12,00 83.00Erbendorl OE 1 97.00 30.50 107,50

Erbendorl OE 1 37.00 6.00 111.00Erbenderl OE 3 41.50 11.00 86.00Erbenderl OE 3 37.50 12,50 88.00Erbenderl OE 5 40.00 10.00 101,00

Erbenderl OE 5 38.00 10.00 57.00

0.47 0,11 0,77

0.90 0.28 1.000.34 0.06 1.030.39 0.10 0.800.35 0.12 0.820.37 0.09 0,940.35 0.09 0.53

0.35 0.08 0.570.41 0.13 0.460.24 0.04 0.720.30 0.08 0.620.27 0.09 0.640.26 0.07 0,670.36 0.10 0.54

SNP initialNehlelden SNPN 9027 32.50 5.00 59.50Nehtelden $NPK 9017 23.00 2.50 22.00Kreuznach SNPKr 901 B 84.00 20.00 45,00Kreuznach SNPKr 9018 70,00 34.00 48.00Waldböckelheim SNPVV 9020 72.00 14.00 24.00

Donnersbera SNPD 9021 35.00 11.50 73.00

0.55 0.08 1,000.27 0.03 0.261.00 0.24 0.540.83 0,40 0.571.00 0,19 0.330.19 0.06 0.39

0,18 0.03 0,320.12 0.01 0.120,45 0.11 0.240.38 0.18 0.260.39 0.08 0.130.19 0.06 0.39

0.34 0,05 0,610.48 0.05 0.460.56 0.13 0.300.46 0.22 0.320.65 0.13 0.220.29 0.10 0.61

76Intensität Intensität Intensität Relativanteil

(mml normiert 1. Einzelkomplexe normiert f. Gesamtkomplexe

425nm 805nm 62Snm 425nm 805nm 62Snrn 42Snm 805nm 625nm 425nm 805nm 625nm

.. - .... -:::::;:::;:::- .. ..::::.:: ..

Donnersber SNPDOO21 29.SO 8.00 80.00 0.16 0,04 0.43 0.16 0.04 0.43 0.25 0,07 0.68

Donnersberg SNPD 9022 48.00 14.00 185.SO 0.26 0.08 1.00 0.26 0.08 1.00 0.19 0.06 0.75

Donnersberg SNPD 9024 80.00 2O.SO "0,50 0.43 0.11 0.60 0.43 0.11 0.60 0.38 0,10 0.52

Donnersberg SNPD 9025 51.00 8.00 60.00 0.27 0.04 0.32 0.27 0.04 0.32 0,43 0.07 O.SO

SNPfinalNohfelden SNPN 9027 30.00 5.00 59.00Nohfelden SNPK 9017 16.SO 5.00 38.00Nohfelden SNPK 9017 18.00 2.00 27.00Notltelden SNPK 9017 44.00 7.00 47.SOKreuznach SNPKr 9018 57.00 15.00 77.00Kreuznach SNPKr 9019 SO.OO 14.00 55.00Waldböckelheim SNPN 9020 48.00 10.00 55.00Donnersberg SNPD 9021 28.00 7.00 68.00Donnersberg SNPO 9021 23.SO 4.SO 71.00Donnersberg SNPD 9022 37.SO 10.00 155.00Donnersberg SNPD 9024 69.SO 16.SO 104.00

Donnersberg SNPD 9025 46.00 8.00 92.00

Odenwald initialDossenheim 00 9031 19.00 4.00 18.SODossenheim 00 9031 32.00 10.SO 52,00

Dossenheim 00 9031 30.00 8.00 27.00Dossenheim 00 9031 44.SO 12.00 34.00

Dossenheim 009032 20.00 7.00 19.00Dossenheim 00 9032 73.SO 24.00 47.00Weinheim OW 9033 13.00 5.00 37.00Weinheim OW 9033 22.SO 4.00 37.SOWeinheim OW 9034 2•. 00 8.00 40.00Weinheim OW 9034 28.SO 5.SO 21.50

Odenwald finalDossenheim 00 9031 14.00 4.00 3•. 00Dossenheim 00 9031 30.00 12.50 93.00Dossenheim 00 9031 31.00 10.00 55.00Dossenheim 00 9031 32.00 10.00 56.00Dossenheim 00 9032 21.SO 8.00 34.00Dossenheim 00 9032 54.00 21.00 61.SOWeinheim OW 9033 13.SO 7.SO 61.00Weinheim ON 9033 106.00 19.00 93.00Weinheim OW 9033 25.00 7.SO 72.00Weinheim ON 9033 31.00 10.00 45.50

Weinheim OW 9034 22. 0 7.00 64.00Weinheim OW 9034 27.00 5.SO 28.00

O.SO 0.08 0.990.20 0.06 0.430.21 0.02 0.320.52 0.08 0.570.68 0.18 0.920.60 0.17 0.650.67 0.14 0.760.15 0.04 0.370.13 0.02 0.380.20 0.05 0.84

0.37 0.09 0.560.25 0.04 O.SO

0.26 0.05 0.250.44 0.14 0.710,41 0.11 0.370.61 0.16 0.460.27 0.10 0.26

1.00 0.33 0.640.12 0.05 0.350.21 0.04 0.350.23 0.08 0.380.27 O.OS 0.20

0.19 0.05 0.460.41 0.17 1.270,42 0.14 0.750.44 0.14 0.760.29 0.11 0,46

0.73 0.29 0.8.0.13 0.07 0.581.00 0.18 0.880.24 0.07 0.680.29 0.09 0,43

0.21 0.07 0.600.25 O.OS 0,26

0.16 0.03 0.320.09 0.03 0.190.10 0.01 0.150.24 0.04 0.260.31 0,08 0.420.27 0.08 0.300.26 O.OS 0.300.15 0.04 0.370.13 0.02 0.380.20 O.OS 0.840.37 0.09 0.560.25 0.04 O.SO

0,18 0.04 0.17

0.30 0.10 0.49

0.28 0.08 0.250,42 0,11 0.32

0.19 0.D7 0.18

0.69 0.23 0,44

0.12 O.OS 0.350.21 0.04 0.350.23 0.08 0.380.27 0.05 0.20

0.13 0.04 0.320.28 0.12 0.880.29 0.09 0.520.30 0.09 0.530.20 0.08 0.320.51 0.20 0.580.13 0.07 0.581.00 0.18 0.880.24 0.07 0.680.29 0.09 0,43

0.21 0.07 0.600.25 O.OS 0.26

0.32 OOS 0.630,29 0.09 0.630.38 0.04 0.570.45 0.07 0,48

0,38 0.10 0.520.42 0.12 0,46

0,42 0.09 0.490.27 0.07 0.660.24 O.OS 0.720.19 O.OS 0770.37 0.09 0.550,32 O.OS 0.63

0,46 0,10 0,45

0,34 0.11 0.55

0,46 0.12 0,42

0.49 0.13 0,38

0.43 0.15 0,41

0.51 0.17 0.33

0.24 0.09 0.67

0.35 0.06 0.590.33 0.11 0.560.51 0.10 0.39

0.27 0.08 0650.22 0.09 0.690.32 0,10 0.57

0.33 0,10 0.57

0,34 0,13 0.540.40 0.15 0,45

0.16 0.09 0.74

0,49 0.09 0,43

0.24 0.07 0.69

0.38 0,12 0.530,24 0.08 0.690,45 0,09 0.46

Tab. 9: VERÄNDERUNG DER LUMINESZENZINTENSITÄT MIT FORTDAUERNDEM ELEKTRONENBESCHUßLangzeitspektren (425/625/805 nm) final veränderter Quarzphänokristen des Teplicer Rhyoliths TR 11

PROBE: ETR 11b PROBE: ETR 11b- Intensität (mm) Intensität (normiert) Mittelwert Standard-

I I~ess,:g ~r

I I IMessung Nr,

IllAessung Nr. abweichung

I~~~~s

1 2 3 5 6 , 2 3 I • I 5 6 1 - 6 -,-137 149 138 82.5 78 74.5 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 0.00

Omin 15s 119 126 118 57 56 55 0.87 0.85 0.86 0.69 0.72 0.74 0.79 0.07

Omin 305 109 11. 107 SO.5 SO 48.5 0.80 0.77 0.78 0.61 0.64 0.65 0.71 0,07

amin 455 103.5 108 102 47 45.5 46 0.76 0.72 0.74 0.57 0.58 0.62 0.66 0.08

1 min 00s 100.5 lOS 98.5 44.5 44 44.5 0.73 0.70 0.71 0.54 0.56 0.60 0.64 0.08

1 min 155 98.5 103 96 43.5 42.5 43 0.72 0.69 0.70 0.53 0.54 058 0.63 008

1 min 305 96.5 101 94 .2.5 42 42 0.70 0.68 0.68 0.52 0.54 0.56 0.61 0.08

1 mlO 455 95.5 99 92.5 41.5 40 41.5 0.70 0.66 0.67 0.50 0.51 0.56 0.60 0.08

2min OOs 95 99 92 41 39 40 0.69 0.66 0.67 O.SO O.SO 0.54 0.59 0.08

10min OOs 86 87.5 79.5 32.5 0.63 0.59 0.58 0,44 0,56 0.07

PROBE: ETR 11b PROBE: ETR 11b

':::::':;nm Intensitätlmm lntensilätlnormiert Mittelwert Standard-

I I~es.ung ~r.

I I I~essung ~r.

IMessung Nr. abweichung

1 2 3 1 2 3 1 -3 -,-LAU><:o min O4s 161 163 lSO 1.00 1.00 1.00 1.00 0.00

Omin 15s 128 127 128 0.80 0.78 0.85 0.81 0,03

Omin 305 108 106 110 0.67 0.65 0.73 068 0.04

Omin 45s 99 97 100,5 0.61 0.60 0.67 063 0.03

1 min 005 94 92 95 0.58 0.56 0.63 059 0.03

1 min 15s 91 87.5 92 0.57 0.54 0.61 0.57 0.03

1 min 30s 88 85 88 0.55 0.52 0.59 0.55 0,03

lmin455 86 83 86 0.53 0.51 0.57 0.54 0.03

2min 005 84.5 82 83.5 0.52 O.SO 0.56 0.53 0.02

10min OOs 67 0,45 0.45 0.00

PROBE: ETA 11b PROBE: ETR 11b

625 nm Intensrlät mm) Intensität (normiert llAittelwert Standard-

I I~essung ~r.

I I I~essung ~r.


1 2 3 1 2 3 1 -3 -,.Omin 045 110 110 157 1.00 1.00 1.00 1.00 0,00

amin 155 11•. 5 116.5 165.5 1.04 1.06 LOS 1.05 0.01

Omin 305 116.5 118 167 1.06 1.07 1.06 1.07 0.Ql

Omin 45$ 117 117.5 166.5 1.06 1.07 1.06 1.06 0.00

1 mIM DOs 118 116.5 166 1.07 1.06 1.06 1.06 0.01

1 mLO 15s 118 116 165 1.07 1,05 1.OS 1.06 0,01

lmin305 119 115 165 1.08 1.OS 1.05 1.06 0.02

lmin45s 119.5 115 164.5 1.09 1.05 1.OS 1.06 0.02 I

2min OOs 120 115 164.5 1.09 1.05 1.05 1.06 0.02

10minOOs 113,5 169 1.03 1.08 1.OS 0.02

77

PROBE: ETR 11b PROBE: ETR 11b;nm Intensität (mm) Intensität {normiert} t.4ittelwert Standard.

~Milli:::: I I

Messung Nr.I I I

~essung Nr.I

Messung Nr. abweichung

1 2 3 I 4 I 5 1 2 3 4 I 5 1 - 5 +1-

Omin 045 119 113 46.5 25 24 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 0.00

Omin 15$ 101 95.5 42 20.5 20.5 0.85 0.85 0.90 0.82 0.85 0.85 0.03

Omin 30s 93 88 39 19 19 0,78 0.78 0.84 0.76 0.79 0,79 0.03

Omin 455 89 84 37.5 18 18 0,75 0,74 0,81 0.72 0.75 0.75 0.03

1 min 00s 87 82 36.5 17.5 17 0.73 0.73 0.78 0.70 0.71 0.73 0.03

1 min 15$ 85.5 79 36 17 16.5 0.72 0.70 0.77 0.68 0.69 0.71 0.03

lmin30s 84.5 78 36 16 16 0.71 0.69 0.77 0.64 0.67 0.70 0.05

lmin45s 82.5 76.5 35.5 16 16 0.69 0.68 0.76 0.64 0.67 0.69 0.04

2min OOs 82 76 35 15.5 15.5 0.69 0.67 0,75 0.62 0.65 0.68 0.04

10min OOs 69 65.5 32 12.5 0.58 0.58 0.69 0.52 0.59 0.06

Tab. 10: VERÄNDERUNG DER LUMINESZENZINTENSITÄT MIT FORTDAUERNDEM ELEKTRONENBESCHUßLangzeitspektren (425/625/ 805 nm) final veränderter Quarze des Niederbobritzscher Granits

::::;:;::;::;::=:::::;::.' PROBE: ENG 9123 PROBE: ENG 9123425 nm Intensität (mm] Intensität (normiert) Mittelwert Standard-

....~es5Ung ~r. ~es5Ung ~r. Messung Nr. abweichung

n 1 I 2 I 3 I 1 I 2 I 3 I 1 - 3 +1-

146 145 133 1.00 1.00 1.00 1.00 0.00

Omin 155 130 131 119 0.89 0.90 0.89 0.89 0.01

Omin 305 123.5 121 110.5 0.85 0.83 0.83 0.84 0.Q1

Omin 455 120.5 117.5 108 0.83 0.81 0.81 0.82 0.01

1 min 00s 119 116 106 0.82 0.80 0.80 0.80 Dm1 min 155 118.5 115 104 0.81 0.79 0.78 0.80 0,01

lmin30s 118 112.5 103 0.81 0,78 0.77 0.79 0.02

lmin45s 118 111 102 0.81 0.77 0.77 0,78 0.02

2min OOs 116.5 110.5 100 0.80 0,76 0.75 0.77 0.02

10min 00$ 109 98 88 0.75 0.68 0.66 0.69 0.04

PROBE: ENG 9123 PROBE: ENG 9123

~ - Intensität [mm Intensität (normiert] Mittelwert In Standard-

I It.4essung Nr.

It.4es5ung Nr. t.4essung Nr. abweichung

1 2 3 I 4 I --. .- 1 - 4 '/-

Omin 045 70 69.5 77 106 1.00 1.00 1.00 1.00 100 0.00

Omin 155 80.5 71.5 83.5 116 1.15 1.03 1.08 1.09 1.09 0.04

Omin 305 86 80 88 122.5 1.23 1.15 1,14 1.16 1,17 0.03

Dmin 455 89 83 91 124 1.27 1.19 1.18 1.17 1.20 0.04

1 min DOs 91.5 84 92.5 126.5 1.31 1.21 1.20 1,19 1.23 0.05

1 min 155 92 85.5 94.5 128.5 1.31 1.23 1.23 1,21 1.25 0.04

lmin30s 92.5 87 96.5 129 1,32 1.25 1.25 1.22 1.26 0.04

1 min 455 92.5 88 97.5 130 1.32 1.27 1,27 1.23 1.27 0.03

2min 005 92 90 100 131 1,31 1.29 1.30 1.24 1.29 0.03

lOmin 005 108 88 142 1,55 1.14 1.33962 1.35 0.17

PROBE: ENG 9123 PROBE: ENG 9123

5';';" Intensität (mm] Intensität Inormiert) t.4inelwertln Standard~

I I~essung ~r.

I I I~e55Ung ~r,

It.4essung NI. abweichung

1 2 3 1 2 3 1 - 3 +1-

Omin 045 90 106 110 1.00 1.00 1.00 1.00 0.00

Omin 15s 85 98 97.5 0.94 0.92 0.89 0.92 0.02

Omin 305 83 95 93.5 0.92 0.90 0.85 0,89 0.03

Omin 455 83 92 93 0,92 0.87 0.85 0.88 0.03

1 min DOs 84 92 90.5 0.93 0.87 0.82 0,87 0.05

1 min 155 83 90 91 0,92 0.85 0.83 0,87 0.04

lmin305 82.5 90 89 0.92 0.85 0.81 0.86 0.04

1min45s 81.5 88.5 89 0.91 0.83 0.81 0.85 0,04

2min 005 81 88 89 0.90 0.83 0,81 0.85 004

10minOOs 83 79 0.78 0,72 0,75 0.03

Tab. 11: VERÄNDERUNG DER LUMINESZENZINTENSITÄT MIT FORTDAUERNDEM ELEKTRONENBESCHUßLangzeitspektren (425/625/805 nm) final veränderter Quarzphänokristen des Erbendorfer Rhyoliths

,,,. "425'~mPROBE: OE 4 PROBE: OE 4Intensität Imm Intensitätlnormiert) t.4inelwert Standard.• I I~essung ~r.

I I I~essung ~r.

It.4essung Nr abweichung

1 2 1 2 1 - 2 +1-

Omin 045 135 117 1.00 1.00 1.00 0.00

o min 155 117 93 0.87 0,79 0.83 0.04Omin 305 107 82.5 0.79 0,71 0.75 0.04

Omin 455 103 77 0.76 0.66 0,71 0.051 min 00s 99.5 74 0,74 0.63 0.68 0.05

1 min 155 98 72 0.73 0.62 0.67 0.06

lmin30s 96 69.5 0,71 0.59 0.65 0.06

1 min 455 95 68 0.70 0,58 0.64 0.06

2min OOs 94.5 66.5 0.70 0.57 0.63 0.07

10min 005 67.5 49 0.50 0.42 0.46 0.04

PROBE:OE4 PROBE: OE4

5nm Intensität (mm) Intensität normiert) t.4inelwert Standard.

I I~essung ~r.

I I I~essung ~r.

IMessung Nr abweichung

1 1 1 '/-

Omtn 045 61 I 1.00 I I 1.00Dmin 155 64 I 1.05 I I 1.05

Omin 305 64.5 I 1.06 I I 1.06

78

PROBE: OE4 PROBE: OE 4625 nm Intensltat (mml Intensität (normIertI Minelwert Standard-

...< :::", .' I I~essung ~r

I I I~essung ~r.


1 1 1 +,-

Omm 455 65 1.07 1.07

1 mlO OOs 65 107 1,07

1 mm 155 65 107 1.07

1 mlO 30s 65 1.07 1.07

, mlO 455 65 1,07 1.07

2 mlO OOs 65 1.07 1,07

lOmm 005 65,5 1.07 1,07

.:. :<:':.805 nm

.: =:

LAut-,""Omm 045

Omm 155Omln 30so mlO 45 s1 mlO 00sI mlO 1551mlO 30s1 rnlO 4552 mlO 00 5

lOmtn Das

1 I 2 1

135 137112 113100 101

95 95.592 9190 8988.5 8787 85.5845 8571 67

PROBE: OE 4Intenslta1lmm)

~essung ~r.I 1 I 2 I

1,00 1.00

0.83 0.820.74 0.740,70 0.700,68 0.660.67 0,650,66 0.640.64 0.620.63 0,620.53 0,49

PROBE: OE 4Intensität (normiert)

~essung ~r.I

MinelwertMessung Nr.

1 -2

1.000.830.740,700.670.660.650.630.620.51

Standard-abweichung+,-

0.000.000.000.000.010,01

0.010.010.000.02

Tab. 12: DIGITALE FLÄCHENINTEGRALE DER IR-ABSORPTIONEN BEI

1.000.330.33

0.180.220.220.180.380,24

0.350.340.471.00

1,000.280.170.950.200.250.480.25

0,700.660.710.640.871.000.940.99

0.140.080.871.000.670,76

1.000.730.690.690.680.740.790.60

1.000.960.790.760.820.900,830.75

~

.. oo 1.000.71 0.730.69 0.81

5.Q11.671.63

7.016.627.176.448,7610.089489.95

nlegra t erenz

UM - (,j,jb~ •. "',ju~)

3,30 0.81 0.60

1,94 0,81 0.74

2049 098 1.002352 0.95 0,91

15.72 0,94 0.97

17.77 1.00 0.85

10.68 0.87 1.00304 078 0.831.83 0.78 0.7210.15 0.96 0,84

2.19 0.70 0,64

264 0,81 0,76

5.13 0,95 0.952.62 1.00 0.95

3.86 0.84 0.71459 0.94 0.70

4.69 0.90 0.663.76 0.88 0.817.97 0.83 1.005.14 0,78 0.817,41 0.82 0.717.27 0,84 0.72

9.99 1.00 0.9321,10 0.86 0.69

0,79 0.750.83 0.33

0.80 0.930.82 0.980.77 0.600.81 1.001.00 0.78

0.68 0.450.83 0.87

3305cm.l [AI-H zugehörige Basislinie: 3315-3297 cm-l

3365 cm-l [AI-H zugehörige Basislinie: 3373-3355 cm-l

3600-3000 cm-l lOH] zugehörige Basislinie: 3600-3000 cm-!

ro {Onomp exLokaht.it (Probpn.Nr)

Hf"ngstberg (SH 3_1)1 0,46 005 381

2 046 0,06 2046

3 055 009 21,13

4 0.54 0.08 24,13

5 053 008 16.33

6 056 0,07 18,41

Hengstberg (SH 3_5)1 0.55 0,11 11.34

2 050 009 3623 050 0.08 2041

4 0.61 0,09 1086

5 045 0,07 2.70

b 0.51 0,08 3,23, 060 010 5838 0.64 010 336

Hengstberg (SH 3_6)1 0.53 008 445

2 059 007 526

3 057 0,07 5.334 0.55 009 4040

5 0.52 011 8,59

6 0049 0.09 5.72

7 0,52 0,08 8.01

8 0.53 0.08 7.87

9 0.63 0.10 10.7211 0,54 0,07 21.72

engst erg

1 044 006

I I

2 047 0.033 0045 0.084 0.46 0085 0044 0,05

6 0.45 0.087 0.56 0,07

8 0.38 004

9 0.47 007

engsl erg

1 0.57 0.092 0.53 010

3 0.65 0.13

0,87 018 8060.83 0.13 7,59

0,69 0.13 7.99066 0,13 7.230,71 012 9.60079 0,14 11.000,72 0,14 10.34065 0.11 10.71

0.57 0.09 5.57040 0,07 2.130.39 0.07 2,10

79

Im ~5,21 4,79

4.08 3.600.063,40 2.83

0.420.080,48

0.660.600.580,64

0,19 0.57

0.14 0,44

0.12 0.370.33 1.000.10 0.300.17 0.51

0.10 0.31027 0.840.18 0.560.30 0.91

0.18 0.280.30 0,46

0.56 0.85

0,41 0.620.66 1.000,46 0.690.30 0.460.38 0.580.37 0.560.17 0.250.09 0.130.30 0.45

0.31 0,46

0.37 0.56

0.14 0.300.12 0.260.21 0.45

0.46 1.000.32 0.69

0,10 0.19

0,15 0.290.26 0.51

0.23 1.000.20 0.640.50 0,45

0.32 0.40

engs "'912345678910

engst '91234567891011121314

engst '912345

6789101112

ossen alm

Tab. 13: PROBENVERZEICHNIS

Ober falzProbenbezerchnung Lokahtat.............

OEIOE2

OE3OE4

OE5OE6OE7OE8

OE9

NWv Schadenreuth b Erbendolf (Probe Prof Behr)

NW v. Schadenreuth b Erbendorf (Probe Prof Behr)

NW v Schadenreuth b Erbendorf (Probe Prof. Behr)

NW v. Schadenreuth b, Erbendorf (Probe Prof Behr)

NW 11. Schadenreulh b, Erbendorf (Probe Prof. Behr)

NW 11. Schadenreuth b. Erbendorf (Probe Prof. Behr)

NW v. Schadenreuth b. Erbendorf (Probe Prof, Beht)

NW 11. Schadenreulh b. Erbendorf (Probe Prof. Beht)

NW v. Schadenreuth b. Erbendorf (Probe Prof. Behr)

Rhyolith

Ah lith

Rhyolith

Rhyolith

Rhyolith

Rhyolith

Rhyolith

Rhyolith

Rhyolith

Erb. 1

Erb. 2

Erb. 3

Erb. 4

Erb. 5

Erb. 6

Erb. 7

Erb. 8

Ero.9

OdenwaldProben bezeichnung Lokah'at Gesteinstyp IGOL.Signatur............. -:.;.:.: .......

009031 Dossenheim MKatzenbaeh" gegenüber Parkplatz "Leopoldsgrund". 3,6 km NE v. Oossenheim Rhyolith 643 KL.643 IR. 3581Blatt 651 8 Heidelberg

OD9032 Dossenheim MKatzenbach" gegenüber Parkplatz "Leopoldsgrund", 3.6 km NE v. Dossenheim Rhyolith 644 KL 644 IR. 3582Blan 651 8 Heidelberg

OW9033 Wein heim Gipfel des Daumberges. NE v. Wünschmichelbach Rhyolith 645 KL 645 IR. 3583

Blan 6418 Birkenau (Hessen)

OW9034 Wein heim MRaubsdllößchen". SE v, Mütlheim Rhyolith 646 KL 646 IR. 3584Blatt 6418 Birkenau (Hessen)

Erz ebir eProbenbezeichnung lokalität I,?D~-~ign~tur

:::: ::;:~:~:;:~:~::::::::::::::ETRI1901ETAt 9010

ETA 19011

ETRI912ETRI913ETRI914ET915ETA19111

ETA 19121

Hochmoor "Georgenfeld". Zinnwald

Steinbruch "Busch mühle". südl. v. Schmiedeber

Steinbruch "Buschmühle". süd I. v Schmiedeberg

Grube Allenberg. Trübestolln

Aufschluß Kohlgrund-RJesengrund. r-lW Altenber

Aufschluß Kohlgrund-Riesen rund. NW Altenber

Aufschluß Kohlgrund-RiQsengrund. NW Altenberg

Steinbruch "Buschmühle". südl. v. Schmiedeberg

Klippen am "Harten Stein". ca 1 km SSW v Ammelsdorf

Teplicer Rhyolith TA 11(PO l11a)

Teplicer Rh lith TR I (PO Ib)

T eplicer Rhyolith TR I (PO Ib)

Teplicer Rhyolith TR I (PO IIb)

Teplicer Rh hth TA I (PO lIa)

Te licerRh IithTRl PQlIb

TeplicerTuff

Teplicer Rhyolith TR I (PO Ib)

Teplicer Rhyolith Typ 2 n.

76.8a81.9782.983034.30633035.30643036.30653037.30663051.30803056.3085

80Erzqebirqe~~~n.~~i~~~u.,,~ Lokalität ?~s'~on~rp .

IG:::JL-Signatur.... "

PALCHEN 196B, evtl. PO Ua

ETRlla Altenberg (Probe Prof. Behr) Teplicer Rhyolith TR 11(PO 111) Tep a

ETRlIb Altenberg (Probe Prof. Behr) Teplicer Rhyohth TR 11(PO H1) Tep b

EAG902 Grube Altenberg. 7. Sohle. Uberhau 33 Allenberger Gramlpophyr 89

EAG9113 Grube Al1enberg. 6. Sohle. Strecken nummer 658 Altenberger Albitgranil 3047.3076

EAG9114 Grube Menbere. 7. Sohle. Uberhau 33 Altenberger Granitpophvr 3048.3077

EAG906 Grube Altenberq Altenberger Quarz-Glimmer-Greisen 93

ENG9122 Steinbruch b. Naundorf Nlederbobritzsch-Granl1 3057.3086

ENG 9123 Steinbruch b. Naundorf Niederbobntzsch.Granit 3058.3087

ENG 9124 Steinbruch b. Naundorf Niederbobntzsch-Granit 3059.3088

ENG 9125 Steinbruch b. Naundorl Niederbobntzsch-GraOlt 3060.3089

ENG 9126 Steinbruch b. Naundorf Niederbobrltzsch-Granlt 3061.3090

ENG 9127 Steinbruch b, Naundorf Niederbobfltzsch-Granlt 3062.3091

ESG9118 Aufschluß MKupferberg Sadisdorf' b, Schmiedeberg Sadisdorf-Granit 3052,3081

ESG9119 AufschluB MKupferberg Sadisdorf' b, 5chmiedebe---;;- Sadlsdorf-Granit 3053.3054.3082. 3084

ESG9120 Aufschluß "Kupferberg Sadisdorf' b. Schmiedeberg Sadisdorf-Atbltoranlt 3055.3084

ESG5 Altenberg. Stollnsohle: Geko-StTecke Om (Probe Dr. Seltmann) Sadisdorf-Granit 3849

ESG7 Altenberg. Stollnsohle am Hauptschacht (Probe Dr. Settmann) Sadlsdorf-Granlt 3850

ESG8 Altenberg. Bohrung DiSmg 13/86 (Probe Dr. Seltmann Sadlsdorf-Granrt 3851

EShG9012 Steinbruch ~Igenteich" am Kahleberg b. Altenberg Schellerhauer Syenogranlt 99.83

EShG916 Steinbruch "Gal enteich" am Kahlebem b. Altenbem Schellerhauer Syenograntt 3038 3067

EShG917 Steinbruch MGaI ente ich" am Kahleberg b. Altenbera SChellerhauer Syenogranlt 3039.3068

EShG9111 Grube Altenberg. 5. Sohle. Kreuz 53612004 Schellertlauer MOn2OQrantt 3043-3045 3072-3074

EShG 9112 Grube Altenberg. 5. Sohle, Kreuz 53612(1()4 Schellerhauer Monzogranlt 3046 3075

EShG9115 Aufschluß 200 m süd!. Ortsausaana v. Kipsdorl Schellerhauer Syenogramt 3049,3078

EShG9116 Bahnhof Kipsdorf Schellerhauer Monzogranlt 3050.3079

ESfG 918 Steinbruch am Sandwiesenwea b. Seyde. ca. 500 m westl. Gaststätte "Zwerabaude" Schonfelder Granttporphyr 3069 3040

ESfG919 Steinbruch am Sandwiesenwec b. Sevde. ca. 500 m west!, Gaststätte MZwergbaude" Schonfelder Gramtporphvf 3041. 3070

f70t;>enbezeict:'~u.n~ Lokalität Ge"e,.styp.,'<,.

IGDL-Slgnalur

....... :.:.: .. :;:;:::::::: ~:~:~;~:~:)::::. .... .:.: .::::::::~:~:~:;;:::.:. .'.:.:.:.:.: ....HW9013 Wettinlliebecke (Probe Prof, Behr) Oberer Hallescher Rhyohlh 84 100

HL 9015 löbe'ün Probe Prof. Behr) Unterer Halleseher Rhvolrth 86 102

HL3b Löbe'ün Probe Prof. Behr Unterer Hatlescher Rhyolith Lob 3b

Halle

NW-SachsenProbenbezeichnung I Lokalitä' Gesteinstyp

<» /IGDL,Slgnalur

::;:~:~:;:~::::::;:. '...</"". c..< .... ,. '

SB2a Beucha (Probe Prof. Behr) Beucha-Rhyohth Beucha 2a

SB2b Beucha Probe Prof. Bahr) Beucha-Rhvohth Beucha 2b

583 Beucha (Probe Prof. Behr) Beucha-Rhyolith mit Xenollth Beucha 3

S86a Beucha (Probe Prof. Behr) Beucna-Rhvohth Beucha Ga

S86b Beucha (Probe Prof. Bahr) Beucha-Rhyollth Beucha 6b

5830 Beucha (Probe Prof. Behr) Beucha-Rhyolith Beucha 30

SG904 Unlerer Bahnhof, 5 km südl, v. Grimma Gflmma-Rhyollth 77.91

SG909 Gattersburo b. Grimma Gnmma-Rhyollth 8096

5GGb Grimma (Probe Prof. Sehr) Gnmma-Rhyolith 80 96

SH1 Steinbruch Hengstberg nordl. v. Grimma. 3. Sohle (Probe Dr. ROllig) Hengstberg-Ignimbnt 2~ 3, 227

SH2 Steinbruch Hengstberg nordl. v Grimma. 3. Sohle (Probe Dr. ROllig) Hengstberg-lgnlmbTit 214 228

NW-SachsenProbenbezeichnung Lokal.itä'. Gesteonstyp ....

IGDL-Signalur

::::;::: ::;:;::::-:. .c.':,.c. '

SH3 Steinbruch HenQstberg nordl. v, Grimma. 3 Sohle (Probe Dr. ROllig Hengstberg-lgnimbrit 215.229

SH4 Steinbruch Hengstberg nördl. v Grimma. 3. Sohle (Probe Dr. Rolli ) Hengslberg-Ignimbnt 216.230

SH5 Steinbruch Henastberg nord!. v. Grlmma. 3. Sohle (Probe Dr. ROllig) Hencstberg-Ignlmbnt 217.231

SH6 Steinbruch Hengstberg nordl. v. Grimma. 3. Sohle (Probe Dr_ ROllig) Hengstberg-Igmmbnt 218.232

SH7 Steinbruch Hengstberg nordl. v, Grimma. 3. Sohle (Probe Dr. ROllig) Hengstberg-lgnlmbnt 219 233

SH8 Steinbruch Hengstberg nord!. v. Gnmma. 3, Sohle (Probe Dr. Röllig) Hengstberg.lgnlmbnt 220.234

SH9 Steinbruch Hengstberg nordl. v Gnmma. 3. Sohle (Probe Dr. ROllig) Hengstberg.lgnlmbrll 221. 235

SH10 Steinbruch Hengstberg nordl. v. Grimma. 3. Sohle (Probe Or_ RöIIiQ) He-;;Qstberg-IQnlmbril 222,236

SHll Steinbruch Henastberg nordl, v. Grimma. 3. Sohle (Probe Dr. Röllig) Hengsmerg-lgnrmbrl1 223.237

SH12 Steinbruch Hengstberg nord!. v Grimma. 3. Sohle (Probe Dr. Rollig) Gattersburger Porphyr 224 2'38

ST9016 Steinbruch ~CollmberaM bei Trebsen Beucha-Rhyollth 87,103

Saar-Nahe-PfalzProbenbezeichnung Lokalität Geste,nstyp

,e >,c. IGDL-$Ignatur

::: ::;:::::~:~:.~~:~:~:~:::: :,"SNP09021 Donnersberger MKonigsstuhl". 687 m Ü. NN Donnersberg.Rhyollth 633 KL 633 IR

Blatt Donnersberg

SNP09022 Kloster Gethsemani. 20 m oberhalb Toreinfahrt Donnersberg-Rhyolrth 634 KL. 634 IR

Blatt Donnersbera

SNP09024 Falkenstein. Nultweg SE v. Falkensteiner Hof. 450 Schritt In ENE-Rlchtung von Donnersberg-Rhyollih 636 KL. 636lR

Wegespinne, Blatt Donnersberg

SNPD9025 Falkenstein. Parkplatz bei Nullweg. SE v Falkensleiner Hof Oonnersberg-Rhyohth 637KL. 637 IR

Blatt Donnersbero

SNPK9023 Kirchheimbolanden. Strasse Dannenfels Richtg. Kirchheimb .. 1. Waldweg links, Kuhkopf-Rhyollih 635 KL. 635 IR

3.8 km v. Ortsausaana Dannenfels

SNPKr9017 unterhalb Steinbruch "Ferdinad Kloos., ostl. Ortsausgang Traisen Richlg. Rotenfels Kreuznacher Rhyolith 629 KL. 629 IR

Blatt 6112 Waldböckelheim. R 341537.5 H 552132.5

SNPKr9018 30m v. Ortsausgang Traisen Richtg, Rotenfels Kreuznacher Rhyohth 630 KL. 630 IR

Blatt 61 12 Waldböckelheim. R 341515 H 552130

SNPKr9019 Bad Münster am Stem.Ebernberg. Ortsausgang Richtg. Bad Kreuznach. links Kreuznacher Rhyolilh 631 KL. 631 IR

abzweigende Raugrafenstrasse. west!. oberhalb im Wald. Blatt 6113 Bad Kreuznach

R 341743 H 552088

SNPN 902ti Ellweiler. Hühnerberg. SW-Fu8 Nohfeldener Rhyolith 6..18KL. 638 IR

Blatt 6308 Birkenfeld-West

81

Saar-Nahe-PlalzProben bezeichnung Lokalität

.......... ::;:::::::::::::::;:::::::::;:::=:=:::::::: ..SNPN 9027

SNPN 9028

SNPN9029

SNPN 9030

SNPW9020

Schwarzwald~~be~~.~~~.j~.~u.n~ .

SWTGFiKb9

SWTGFiKb9

SWTGRKb9

SWTGFiKb9

SWTGRKbl0

SWTGRKbl0

SWTGFi Kb 10

SWTGFi Kb"SWTGFi Kb"

SWTGFiKbl1

SWTGWiKbl

SWTGWiKbl

6109

6113

61316150

Steinbruch am Haunberg. ca. 1 km SSWv. Ellweiter, östl. v. 'WolfsstaU-. "Cf. HomrichM

Blatt 6308 Birkenfeld.WeslTürkismühle. 150 m NNE Y. Türkismühle. neben Wiese

Blan 6408 Nohfelden

Gonnesweiter, Vereinsplatz

Blatt 6408 NohfeldenGonnesweilet. Vereinsplatz

Blatt 6408 NohfeldenSchloBböckelheim. kleiner Steinbruch am leistberg (Wetterhaus)

Kernbohrun 9 Fischerhof 7.8 m

Kernbohnm 9 Fiscnemof 80-81 m

Kernbohrun 9 Fischerhof 35.36 m

Kernbohrun 9 Fiscnemof 160-161 m

Kernbohrun 10 Fischemof 140-141 m

Kembohrun 10 Fischemof 172-173 m

Kembohrun 10 Fiscnerhof 201.202 m

Kernbohrun 11 Fischerhof 1()4.1 05 m

Kembohrun 11 Fischerhof187.188m

Kembohrung 11 Fischemof 222-223 m

Kernbohrung 1 Wittichen 251-252 m

Kernbohrun 1 Wittichen 263-264m

Nohfeldener Rhyolith




Waldböckelheim-Rhyolith

Tribe er Granit

Triber er Granit

Triberger Granit

Triber er Granit

Triberger Granit

Triber er Granit

Triberger Granit

Tribe er GranitTriberger Granit

T riberger Granit

Triberger Granit

Triber er Granit

h rothermaler Zuchtquarzh rofhermaler Zuchtquarz

hydrothermafer Zuchtquarz

hydrothermaJer Zuchtquarz

639 KL. 639 IR

640 KL. 640 IR

641 KL. 641 IR

642 KL. 642 IR

632 KL 632 IR

1908

1910 KL 1910 IR

1909

1911 KL.1911 IR

1912 KL. 19121R

1913

1914 KL 19141R

1915

1916KL.19161R

1917 KL. 1917 IR

1906 KL 1906 IR

1907 KL. 1907 IR

1208

1209

1210

1211

GEOLOGISCHE KARTEN

Geologische Spezialkarte von Preussen und den Thüringischen Staaten 1:25.000 Herausgeber: König!. Preuss. LandesanstaltBlatt Birkenfeld-West (Nr. 6308, früher Blatt Buhlenberg), 1894

Blatt Birkenfeld-Ost (Nr. 6309. früher Blatt Birkenfeld), 1893Blatt Nohfelden (Nr. 6408), 1898

Blatt Freisen (Nr. 6409), 1898

Geologische Karte des Grossherzogtums Hessen 1:25.000; Herausgeber: Grossherzg!. Ministerium des InnernBlatt Bad Kreuznach (Nr. 6113, früher Blatt Wöllstein-Kreuznach). 1926

Blatt Kriegsfeld (Nr. 6213, früher Blatt Fürfeld). 1911Blatt Birkenau (Nr. 6418). 1904

Blatt Gross-Umstadt (Nr. 6119). 1892

Geologische Karte von Rheinland-Pfalz 1:25.000; Herausgeber: Geologisches Landesamt Rheinland-PfalzBlatt Waldböckelheim (Nr. 6112), 1972

Blatt Meisenheim (Nr. 6212), 1984

Blatt Wolfstein (Nr. 6411). 1986

Geognostische Karte des Königreichs Bayern 1:100.000; Herausgeber: Geognost. Abt. des Kg!. Bayer. Oberbergamtes5te Abteilung: Die Bayerische Rheinpfalz. Blatt Kusel (Nr. XX). 1909Blatt Donnersberg (Nr. XXI), 1909

Geologische Spezialkarte des Grossherzogtums Baden 1:25.000; Herausgeber: Grossherzog!. Bad. Geolog. LandesanstaltBlatt Heidelberg (Nr. 6518). 1895

Blatt Gengenbach (Nr. 7514), 1892

Geologische Karte von Baden-Württemberg 1:25.000; Herausgeber: Geologisches Landesamt Baden-WürttembergBlatt Seebach (Nr. 7415). 1972

Geologische Spezialkarte von Baden 1:25.000; Herausgeber: Bad. Geolog. LandesanstaltBlatt Baden-Baden (Nr. 7215). 1926

Geologische Karte des KTB-Umfeldes 1:50.000; Herausgeber: Niedersächs. Landesamt !. Boden!., Bayerisches Geolog Landesamt. Hannover 1991

Tafel 1

Fig. 1: 2-phasiger SE (Glas + CO2) mit Negativhabitus in einem Quarzphänokristen. An den diagonal gegen-überliegenden Ecken sind Risse entwickelt. die benachbarte SE verbinden (pfeile). 11 Nicols.

Fig. 2: Dekrepitierter SE in einem Quarzphänokristen mit Entwicklung von Rissen an den diagonal gegen-überliegenden Ecken. Um den SE sind zahlreiche kleine. wolkenartig verteilte FE zu erkennen (pfeile).die auf den Verlust primärer volatiler Phasen aus dem SE zurückgeführt werden. 11 Nicols.

Fig. 3: Quarzphänokrist mit dreieckigem Tiefquarz-Habitus (vgl. Abb. 7a: 2). r: Hauptrhomboederfläche. x Ni-cols. Weinheimer Rhyolith (Odenwald).

Fig. 4: .Quarzphänokrist mit trapezoedrischem Tiefquarz-Habitus (vgl. Abb. 7a: 4). r: Hauptrhomboederfläche.x Nicols. Weinheimer Rhyolith (Odenwald).

Fig. 5: Quarzphänokrist mit polygonal-asymmetrischem Habitus des Tiefquarzes (vgl. Abb. 7a: 7). r:Hauptrhomboederfläche. z: Nebenrhomboederfläche. 11 Nicols. Kreuznacher Rhyolith (SNP).

Fig. 6: Rhomboedrischer Quarzphänokrist (Tiefquarz; vgl. Abb. 7a: 8). r: Hauptrhomboederfläche. z: Ne-benrhomboederfläche. 11 Nicols. Dossenheimer Rhyolith (Odenwald).

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Tafel 2

Fig. I: Quarzphänokrist mit 2-stufigem Zonarbau (I, 2). Die äußere, jüngste Wachstumszone zeigt feinla-mellaren Oszillationszonarbau, der die durch Wachstumsbehinderung entstandenen Buchten und Grund-rnasseeinschlüsse (Pfeile) konturiert. Die älteste, dunkel kontrastierte Stufenzone ist durch Resorptionstark gerundet worden. Dossenheimer Rhyolith, Odenwald. REM-KL-Signal.

Fig. 2: Teilausschnitt eines Quarzphänokristen mit räumlichem Versatz der Stufenzonen infolge postmagma-tischer Bruchprozesse (Pfeil). Hengstberg-Ignimbrit, NW-Sachsen. REM-KL-Signal.

Fig. 3: Diskontinuierlicher Verlauf von Stufenzonen und Oszillationslamellen in einem Quarzphänoklasten desHengstberg- Ignimbrits, NW-Sachsen. REM -KL-Signal.

Fig. 4: Polygonaler Quarzphänokrist mit streng idiomorpher Oszillationszonierung und sekundärem Quarzan-wachssaum (weiß kontrastiert, Pfeil). Kreuznacher Rhyolith, SNP. REM-KL-Signal.

Fig. 5: Quarzphänokrist mit 4-stufigem, kontinuierlichem Zonarbau (1-4, dunkel kontrastierte Kernbereiche,hell kontrastierte Außensäume). Die Stufenzonen konturieren die durch Wachstumsbehinderung ent-standenen Buchten (Pfeile a-c). Teilweise wurde zu einem frühen Zeitpunkt des KristallwachstumsGrundrnasse vollständig inkorporiert (d). Erbendorfer Rhyolith, Oberpfalz. REM-KL-Signal.

Fig. 6: Quarzphänokrist mit 5-stufigem, diskontinuierlichem Zonar bau (1-5, rhythmischer Wechsel von hell unddunkel kontrastierten Stufenzonen) und sekundärem Anwachssaum (Pfeil). Die dunkle Stufenzone (4)entspricht blau-violetten KL-Farben mit dominant langweiligen (orangen) Farbanteilen (vgl. Tafel 5:Fig. 2). Dossenheimer Rhyolith, Odenwald. REM-KL-Signal.

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Tafel 3

Fig. I: Quarzphänokrist des Hengstberg-Ignimbrits (NW-Sachsen) mit starkem Amöboidwachstum (vgl. Abb. I Iim Text). Die Stufenzonen und Oszillationslamellen konturieren die Buchten (Pfeil). REM-KL-Signal.

Fig. 2: Teilausschnitt eines Quarzphänokristen (vgl. Tafel 2: Fig. I) mit fast vollständigem Einschluß vonGrundmasse (G) in den Kristall. Die Oszillationslamellen umlaufen den Grundmasseeinschluß. Dos-senheimer Rhyolith, Odenwald. REM-KL-Signal.

Fig. 3: Quarzphänokrist mit Aggregatbildung. 2 Einzelkerne (pfeile a, b) werden von den im Spätstadium derKristallisation entstehenden Wachstumssäumen eingeschlossen. Teplicer Rhyolith, Erzgebirge. REM-KL-Signal.

Fig. 4: Rhomboedrischer Quarzphänokrist mit streng idiomorphem Zonarbau und resorptiver Kantenrundung(pfeile) an Stufenzonen. Dossenheimer Rhyolith, Odenwald. REM-KL-Signal.

Fig. 5: Doppelkeimphänokrist mit hexaedrischer Keimkristallphase (Pfeil a), 2-stufigem Zonarbau (I, 2) unddeutlicher Resorption der ältesten Stufen zone (Pfeil b). Kreuznacher Rhyolith, SNP. REM-KL-Signal.

Fig. 6: Quarzphänokrist mit 3-stufigem, kontinuierlichem Zonar bau (1- 3). Durch ungleichmäßiges Wachstum anbestimmten Kanten (Pfeil) hat der Kristall eine stark asymmetrische Form entwickelt. Hengstberg-Ignimbrit, NW-Sachen. REM-KL-Signal.

Tafel 3

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Tafel 4

Fig. 1: Dekrepitationsmuster mit staffelförmiger Anordnung (schwarz kontrastiert) in einem xenomorphenQuarz des Triberger Granits (Schwarzwald). REM-KL-Signal.

Fig. 2: Rückstreuelektronenbild von Fig. 1. Die Residualporositäten sind als schwarze Punkte erkennbar.

Fig. 3: Sternförmige Dekrepitationsmuster und Zonar bau in einem Quarz einer porphyrischen Varietät des Nie-derbobritzsch -Granits (Erzgebirge ). REM -KL-Signal.


Fig. 5: Teilausschnitt eines Quarzphänokristen des Teplicer Rhyoliths (TR 11) mit Dekrepitations- und Crack-lingstrukturen. REM-KL-Signal. Länge der unteren Bildkante 1,6 mm.


Fig. 7: Teilausschnitt eines xenomorphen Quarzes des Albitgranits von Sadisdorf (Erzgebirge) mit interner Os-zillations- und Stufenzonierung. Albitkristalle (weiß kontrastiert) wurden bevorzugt in einzelne Wachs-tumsfronten eingeschlossen. REM-KL-Signal. Länge der unteren Bildkante 3,2 mm.

Fig. 8: Rückstreuelektronenbild von Fig. 7.

Tafel 5

Fig. I: Quarzphänokrist mit mehrstufigem, diskontinuierlichen Zonar bau (vgl. Tafel 2: Fig. 6). Der Stufenbautritt durch fortdauernden Elektronenbeschuß deutlicher in Erscheinung, da bestimmte Stufenzonen(Pfeil) eine intensivere finale Farbveränderung zeigen (relativ starke Zunahme des Orangeanteils, d.h.blau-violette Farben). Dossenheimer Rhyolith, Odenwald. O-KL-Signal. Beschleunigungsspannung 15kV; Strahlstromdichte 40 JLA/mm2.

Fig. 2: Durchlichtmikroskopisches Bild von Fig. I mit / / Nicols.

Fig. 3: Quarzphänokrist des Teplicer Rhyoliths (TR II) mit Stufenzonarbau (1-3) bei einer Probentemperaturvon +20 oe. O-KL-Signal. Beschleunigungsspannung 15 kV; Strahlstromdichte 40 JLA/mm2.

Fig. 4: Gleicher Ausschnitt wie in Fig. 3, jedoch bei einer Probentemperatur von -190 oe. Die Zonarbau-konturen sind deutlich abgeschwächt. O-KL-Signal. Beschleunigungsspannung 15 kV; Strahlstromdichte40 JLA/mm2.

Fig. 5: Rötlich lumineszierende, sekundäre Quarzphase, die im spätmagmatischen Stadium randlich auf einenQuarzphänokristen aufgewachsen ist (pfeil). Weinheimer Rhyolith, Odenwald. O-KL-Signal. Beschleuni-gungsspannung 15 kV; Strahlstromdichte 40 JLA/mm2.

Fig. 6: Durchlichtmikroskopisches Bild (x Nicols) von Fig. 5. Der sekundäre Quarzanwachssaum zeigt bei ge-kreuzten Polarisatoren gleiche Auslöschung wie der Phänokrist.

Tafel 6

Fig. I: Blau lumineszierender Quarzphänokrist (Q) des Grimmaer Rhyoliths (NW-Sachsen), auf den eine se-kundäre, rot lumineszierende Quarzphase an einzelnen Stellen aufgewachsen ist (Pfeil a). Diese spät-magmatische Quarzphase kristallisiert auch in der Grundrnasse (Pfeil b). O-KL-Signal. Beschleuni-gungsspannung 15 kV; Strahlstromdichte 40 JLA/mm2.

Fig. 2: Durchlichtmikroskopisches Bild von Fig. I. x Nicols.

Fig. 3: Verheilung eines spätmagmatischen intrakristallinen Bruches in einem Quarzphänoklasten (Q) durch einesekundäre, rot lumineszierende Quarzphase (Pfeil). Weinheimer Rhyolith, Odenwald. O-KL-Signal. Be-schleunigungsspannung 15 kV; Strahlstromdichte 40 JLA/mm2.

Fig. 4: Durchlichtmikroskopisches Bild von Fig. 3. Die durch das Zerbrechen des Altkorns gegeneinander ro-tierten Bruchstücke (1-3) sind durch leicht unterschiedliche Auslöschungen gegeneinander abgegrenzt. xNicols.

Fig. 5: Verschiedene Bruchgenerationen in einem Quarzphänokristen des Weinheimer Rhyoliths (Odenwald).Die genetisch älteren Brüche (fehlende KL, Pfeil a) sind durch die in ihnen eingeschlossenen FE ge-kennzeichnet (Fig. 6) und werden von der jüngeren Bruchgeneration (rote KL) durchschlagen und ver-setzt (Pfeil b). O-KL-Signal. Beschleunigungsspannung 15 kV; Strahlstromdichte 40 JLA/mm2.

Fig. 6: Durchlichtmikroskopisches Bild von Fig. 3. / / Nicols. Pfeil kennzeichnet FE-Bahnen.

Tafel 7

Fig. 1-6:Quarzphänokristen des Hengstberg-Ignimbrits (NW-Sachsen). REM-KL-Signal. Die eingetragenenPunkte kennzeichnen die Lage der Meßpunkte für die FTIR-Analysen (vgl. Abb. 33 und 34 im Text).

Fig. 1: Probe SH 2 (vgl. Abb. 33: a). Diagonal NE-SW verlaufende Präparationsspuren.

Fig. 2: Probe SH 3_1 (vgl. Abb. 33: b, 34: a)

Fig. 3: Probe SH 3_5 (vgl. Abb. 33: C, 34: b). Diagonal NE-SW verlaufende Präparationsspuren.

Fig. 4: Probe SH 3_6 (vgl. Abb. 33: d, 34: c). Diagonal NW-SE verlaufende Präparationsspuren.

Fig. 5: Probe SH 6_2 (vgl. Abb. 33: e)

Fig. 6: Probe SH 6_3 (vgl. Abb. 33: f)

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GÖTTINGER

ARBEITEN ZUR

GEOLOGIE UND

PALÄONTOLOGIE

I: GROOS, Helga (1969): Mitteldevonische Ostracoden zwischen Ruhr und Sieg (Rechts rheinisches Schiefer-gebirge). - 110 S., 48 Abb., 3 Tab., 20 TaL, 8 Beil. DM 12,50

2: GRIMM, Arnulf (1969): Die Grundwasserverhältnisse im Raum Kassel (Nordhessen) unter besondererBerücksichtigung der Hydrochemie. - 143 S., 23 Abb., 8 Tab., I Taf., 21 Beil. DM 20,00

3: FÜTTERER, Dieter (1969): Die Sedimente der nördlichen Adria vor der Küste Istriens.57 S., 25 Abb. DM 6,60

4: GEISSLER, Horst (1969): Zur Stratigraphie und Fazies der Finnentroper Schichten sowie zur Ökologie ihrerFauna (Mittlere Givet-Stufe, nordöstliches Sauerland, Rheinisches Schiefergebirge).67 S., 31 Abb.,4 Tab., I TaL DM 11,20

5: H. MARTIN-Festschrift (1970): VIII + 166 S., 41 Abb., 4 Tab., 11 TaL DM 20,006: SCHMIDT, Albert (1970): Geologische und petrologische Untersuchungen im Grenzbereich Weiler Schie-

fer/Gneis von Urbeis (Schuppenzone von Lubine/Vogesen). - 31 S., 6 Abb., 2 Taf. DM 6,807: PAUL, Josef (1970): Sedimentgeologische Untersuchungen im Limski kanal und vor der istrischen Küste

(nördliche Adria). - 75 S., 43 Abb., 25 Tab. DM 10,808: DANIELS, Curt H. v. (1970): Quantitative ökologische Analyse der zeitlichen und räumlichen. Verteilung

rezenter Foraminiferen im Limski kanal bei Rovinj (nördliche Adria). - 109 S., 8 TaL DM 16,009: JAHNKE, Hans (1971): Fauna und Alter der Erbslochgrauwacke (Brachiopoden und Trilobiten, Unter-

Devon, Rheinisches Schiefergebirge und Harz). - 105 S., 50 Abb., 11 TaL DM 18,4010: EDER, Wolfgang (1971 ): Riff-nahe detritische Kalke bei Balve im Rheinischen Schiefergebirge (Mittel-

Devon, Garbecker Kalk). - 66 S., 14 Abb., 6 Tab., 5 TaL DM 11,6011: AHRENDT, Hans (1972): Zur Stratigraphie, Petrographie und zum tektonischen Aufbau der Canavese-Zone

und ihrer Lage zur Insubrischen Linie zwischen Biella und Cuorgne (Norditalien).89 S., 38 Abb., 4 TaL, 7 Beil. DM 18,00

12: LANGENSTRASSEN, Frank (1972): Zur Fazies und Stratigraphie der Eifel-Stufe im östlichen Sauerland(Rheinisches Schiefergebirge, BI. Schmallenberg und Girkhausen). - 106 S., 4 TaL DM 18,40

13: UFFENORDE, Henning (1972): Ökologie und jahreszeitliche Verteilung rezenter benthonischer Ostracodendes Limski kanal bei Rovinj {nördliche Adria). - 121 S., 41 Abb., 5 Tab., 12 TaL DM 18,80

14: GROOTE-BIDLINGMAIER, Michael v. (1974): Tektonik und Metamorphose im Grenzbereich Damara-Prädamara, südwestlich Windhoek (Südwestafrika). - 80 S., .50 Abb. DM 15,20

15: FAUPEL, Jürgen (1974): Geologisch-mineralogische Untersuchungen am Donkerhoek-Granit (Karibib-District, Südwestafrika). - 95 S., 48 Abb., 8 Tab., 2 Beil. DM 17,20

16: ENGEL, Wolfgang (1974): Sedimentologische Untersuchungen im Flysch des Beckens von Ajdov-scina(Slowenien). - 65 S., II Abb., I Tab., 3 TaL DM 14,40

17: FAUPEL, Myrsini (1975): Die Ostrakoden des Kasseler Meeressandes (Oberoligozän) in Nordhessen.77 S., 3 Abb., I Tab., 13 TaL DM 22,00

18: RIBBERT, Karl-Heinz (1975): Stratigraphische und sedimentologische Untersuchungen im Unterkarbonnördlich des Oberharzer Diabaszuges (NW-Harz). - 58 S., 19 Abb., 2 Tab. DM 12,80

19: NIEBERDING, Franz (1976): Die Grenze der zentralen Granitzone südwestlich Otjimbingwe (Karibib-District, Südwestafrika): Intrusionsverband, Tektonik, Petrographie. - 78 S., 7 TaL DM 15,60

20: <;INAR, Cemil (1978): Marine Flachwasserfazies in den Honseler Schichten (Givet-Stufe, LüdenscheiderMulde, Rechtsrheinisches Schiefergebirge). - 77 S., 28 Abb., 4 Profile, 11 Taf. DM 16,40

21: LIESCHE, Stefan (1980): Die tektonische Gesteinsdeformation im Gebiet des Latroper Sattels und derWittgensteiner Mulde im östlichen Rheinischen Schiefergebirge. - 89 S., 7 TaL DM 17,20

22: HEINRICHS, Till (1980): Lithostratigraphische Untersuchungen in der Fig Tree Gruppe. des BarbertonGreenstone Belt zwischen Umsoli und Lomati (Südafrika). - 118 S., 42 Abb., 13 Tab. DM 20,00

23: VIETH, Jutta (1980): Thelodontier-, Acanthodier- und Elasmobranchier-Schuppen aus dem Unter-Devon derKanadischen Arktis (Agnatha, Pisces). - 69 S., 27 Abb., 10 Taf. DM 22,80

24: VOLLBRECHT, Axel (1981): Tektongenetische Entwicklung der Münchberger Gneismasse (Quarzkornge-füge- Untersuchungen und Mikrothermometrie an Flüssigkeitseinschlüssen).122 S., 60 Abb., I Tab. DM 21,00

25: SAUERLAND, Ulrike (1983): Dacryoconariden und Homocteniden der Givet- und Adorf -Stufe aus demRheinischen Schiefergebirge (Tentaculitoidea, Devon). - 86 S., 17 Abb., 7 Taf. DM 16,80

26: HENN, Albrecht H. (1985): Biostratigraphie und Fazies des hohen Unter-Devon bis tiefen Ober-Devon derProvinz Pa1encia, Kantabrisches Gebirge, N-Spanien. - 100 S., 41 Abb., 3 Taf. DM 17,50

27: REUTER, Antje (1985): Korngrößenabhängigkeit von K-Ar Datierungen und Illit-Kristallinität anchizonalerMetapelite und assoziierter Metatuffe aus dem östlichen Rheinischen Schiefergebirge.91 S., 32 Abb., 16 Tab. DM 17,20

28: MADER, Hermann (1986): Schuppen und Zähne von Acanthodiern und Elasmobranchiern aus dem Unter-Devon Spaniens (Pisces). - 59 S., 18 Abb., I Tab., 7 Taf. DM 15,20

29: MICHELS, Dietmar (1986): Ökologie und Fazies des jüngsten Ober-Devon von Velbert (RheinischesSchiefergebirge). - 86 S., 21 Abb., 7 Tab., 3 Taf. DM 15,60

30: PÖHLIG, Charlotte (1986): Sedimentologie des Zechsteinkalks und des Werra-Anhydrits (Zechstein I) inSüdost-Niedersachsen. - 99 S., 50 Abb., 6 Tab., 6 Taf. DM 18,00

31: ROUSHAN, Firouz (1986): Sedimento1ogische und dynamische Aspekte der Fazies und Paläogeographie imBereich der Wiedenest-Formation (Mittel-Devon, Rheinisches Schiefergebirge).101 S., 44 Abb.,2 Tab., 5 Taf. DM 19,20

32: HORSTMANN, Uwe E. (1987): Die metamorphe Entwicklung im Damara Orogen, Südwest Afrika/Namibia,abgeleitet aus K/ Ar-Datierungen an detritischen Hellglimmern aus Molassesedimenten der Nama Group.95 S., 32 Abb., 12 Tab. DM 16,80

33: SCHWEINEBERG, Joachim (1987): Silurische Chitinozoen aus der Provinz Palencia (Kantabrisches Gebirge,N-Spanien). - 94 S., 24 Abb., 13 Taf. DM 22,40

34: BEHBEHANI, Ahmad-Reza (1987): Sedimentations- und Klimageschichte des Spät- und Postglazials imBereich der Nördlichen Kalkalpen (Salzkammergutseen, Österreich). - 120 S., 5 Taf. DM 19,60

35: TEUFEL, S. (1988): Vergleichende U-Pb- und Rb-Sr-Altersbestimmungen an Gesteinen des Übergangsbe-reiches Saxothuringikum/Moldanubikum, NE-Bayern. - 87 S., 36 Abb., 15 Tab., 4 Taf. DM 18,80

36: WERNER, W. (1988): Synsedimentary Faulting and Sediment-Hosted Submarine Hydrothermal Mineralization- A Case Study in the Rhenish Massif, Germany. - 206 S., 81 Abb., 6 Tab. DM 20,00

37: RIEKEN, Ralf (1988): Lösungs-Zusammensetzung und Migrationsprozesse von Paläo-Fluidsystemen inSedimentgesteinen des Norddeutschen Beckens (Mikrothermometrie, Laser-Raman-Spektroskopie undIsotopen-Geochemie). - 116 S., 37 Abb., 22 Tab., 5 Taf. DM 19,80

38: ZARSKE, Gerd (1989): Gefügekundliche und kristallingeologische Untersuchungen zur alpinen Störungs-kinematik im Umbiegungsbereich von Tonale- und Judicarien-Linie.142 S., 73 Abb., 28 Tab.,13 Taf., 4 Karten. DM 22,80

39: HUTTEL, Peter (1989): Das Staßfurt-Karbonat (Ca2) in Süd-Oldenburg - Fazies und Diagenese einesSediments am Nordhang der Hunte-Schwelle. - 94 S., 7 Tab., 47 Abb., 11 Taf. DM 20,80

40: ADAM, Jens F. (1989): Methoden und Algorithmen zur Verwaltung und Analyse axialer 3-D-Richtungsdatenund ihrer Belegungsdichten. - 100 S., 59 Abb., 18 Tab. DM 17,50

41: SCHMIDT -MUMM, Andreas (1989): Die Entwicklung der Fluid-Systeme während der oberproterozoischenDamara-Orogenese am Südrand des Damara-Orogens/Namibia. - 93 S., 41 Abb., 5 Taf. DM 19,20

42: MATSCHULLAT, J. (1989): Umweltgeologische Untersuchungen zu Veränderungen eines Ökosystems durchLuftschadstoffe und Gewässerversauerung (Sösemulde, Harz). - 110 S., 33 Abb., 48 Tab. DM 17,20

43: SCHLIE, Peter (1989): Hydrogeologie des Grundwasserwerkes Stegemühle in Göttingen.143 S., 32 Abb.,28 Tab. DM 20,00

44: LOTTMANN, Jan (1990): Die pumilio-Events (Mittel-Devon).98 S., 43 Abb., 12 Tab., 3 Taf. DM 19,60

45: WEDEL, Angelika (1990): Mikrostruktur- und Texturuntersuchungen an Peridotiteinschlüssen in Basalten derHessischen Senke. - 63 S., 24 Abb., 3 Tab. DM 18,60

46: SCHINDLER, Eberhard (1990): Die Kellwasser-Krise (hohe Frasne-Stufe, Ober-Devon).115 S., 43 Abb.,6 Tab., 5 Taf. DM 18,40

47: TÖNEBÖHN, R. (1991): Bildungsbedingungen epikontinentaler Cephalopodenkalke (Devon, SE-Marokko).-114 S., 60 Abb., 2 Tab., 9 Taf. DM 21,20

48: HOFFKNECHT, Andreas (1991): Mikropetrographische, organisch-geochemische, mikro thermometrische undmineralogische Untersuchungen zur Bestimmung der organischen Reife von Graptolithen-Periderm. -98 S., 48 Abb., 32 Tab., 5 Taf. DM 19,40

49: WELZEL, Barbara (1991): Die Bedeutung von K/Ar-Datierungen an detritischen Muskoviten für dieRekonstruktion tektonometamorpher Einheiten im orogenen Liefergebiet - ein Beitrag zur Frage dervaristischen Krustenentwicklung in der Böhmischen Masse. - 61 S., 20 Abb., 7 Tab. DM 14,40

50: OBENLÜNESCHLOSS, Jutta (1991): Biologie und Ökologie von drei rezenten Süßwasser-Rivularien (Cyano-bakterien) - Übertragbarkeit artspezifischer Verkalkungsstrukturen auf fossile Formen.86 S., 25 Abb., 41 Tab., 9 Taf. DM 20,00

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· .~60 Norbert Schneider Das lumineszenzaktive Struktu rinventar von Quarzphänokristen in Rhyolithen Als Dissertation eingereicht am 23.09.1993 bei den Mathematisch-Naturwissenscha