VTO A. URN vo f h N N h n N af er 20 2 | | ”e 5) Be EI 5 u nn er Te we. = r DENKSCHRIFTEN DER RASEREIGENEN AKADEMIE DER WISSENSCHAFTEN MATHEMATISCH-NATURWISSENSCHAFTLICHE KLASSE FÜNFUNDSIEBZIGSTER BAND I. HALBBAND a o er —— nu ANRY OF COWAS (515728 JAN 12194 |) WIEN Nerıc, oepO Y AUS DER KAISERLICH-KÖNIGLICHEN HOF- UND STAATSDRUCKEREI 0 N On \ SAN 1913 2, mr ON, 7 Inhalt. N Seite Becke: I. Über Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer (mit 1 Textfigur) . . .. | — Il. Optische Untersuchungsmethoden (mit 27 Textfiguren) . .. . 2... .. 0.0.0.0. — IM. Zur Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer (mit 19 Textfiguren und 2 Talald). 0.0.6. Seo a N er SOME Ha Ran ER EEE HER Rt — IV. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen der Zentralkette der Ostalpen (mit 17 Text- RR): "96 on aa una RER Re RE Se VE DE ART EA EEE NER 0} a rslaidaRı aenneinillsien nd ssh Kamine Enz biutesdimiande 39c BReL NS ron magdı neagerainl are dor One eb Aha, Siigargeraynd AH = £ ERDE (nalsd$ Er RE -n EN I REED? BR Bo ee ö er 63, ; ae Ele SEN UN Einzig {ra |. ÜBER MINERALBESTAND UND STRUKTUR DER KISSTESEEN TISCHEN SCHIEFER VON F. BECKE, W. M. K. AKAD. Mit 1 Textfigur. VORGELEGT IN DER SITZUNG AM 7. MAI 1903. Die hier folgende Abhandlung ist die erste einer größeren Reihe von Publikationen, welche durch die von der kaiserlichen Akademie der Wissenschaften .angereste und subventionierte petrographische Untersuchung der krystallinen Gesteine der Zentralkette der Ostalpen veranlaßt wird. Sie hat den Zweck, die allgemeinen Ergebnisse über den Mineralbestand und die Struktur der krystallinen Schiefer darzulegen, die durch eine mehrjährige Beschäftigung mit den krystallinen Schiefern der Ostalpen und durch deren Vergleich mit anderen Gebieten, namentlich dem niederösterreichischen Waldviertel und dem Altvater- gebirge, gewonnen wurden. ] Der Form nach trägt der Autor, dessen Name unter dem Titel steht, die Verantwortung für den Inhalt derselben. Aber es soll ausgesprochen werden, daß die hier niedergelegten Gedanken und Vorschläge das Ergebnis eines intensiven Austausches und eingehender Diskussionen zwischen dem Verfasser und den Herren Prof. F. Berwerth in Wien und Prof. U. Grubenmann in Zürich sind. Es ist ganz unmöglich, anzugeben, was jedem einzelnen von uns an Urheberrechten zukommt; für die Form muß der Verfasser die Verantwortung übernehmen; der Inhalt ist unser gemeinsames geistiges Eigentum. Diesem ersten allgemeinen Teil werden weitere folgen, welche sich beziehen auf die chemischen Verhältnisse, aufdieinunserenUntersuchungen angewandten Untersuchungs- methoden und auf die Physiographie der einzelnen Mineralgemensteile. Drei weitere Teile werden die geologische Detailbeschreibung der aufgenommenen Profile und zwar durch das Ost- und Westende der Hohen Tauern und eines durch die Ötztaler Masse sowie die Petro- graphie der auf diesen Profilen angetroffenen Gesteine enthalten. Ein Schlußteil wird die Ergebnisse in geologischer und petrographischer Beziehung zusammenfassen. Denkschriften der mathem.-naturw. Cl. Bd. LXXV. 1 2 F. Becke, Einleitung. In dem Bericht über die VII. Tagung des internationalen Geologen-Kongresses in St. Petersburg findet sich ein interessanter Vorschlag, die Klassifikation der Gesteine betreffend.! Maßgebend für die Klassifikation der Gesteine sollten sein die primären, bei der Bildung erworbenen Eigenschaften. Jedes ältere Gestein hat primäre, bei seiner Bildung entstandene und sekundäre, durch Diagenese oder Metamorphose erworbene Eigenschaften. Diese zu verschiedenen Zeiten entstandenen Charaktere können den Typus des Gesteines so verändern, daß die sekundären RFigenschaften wesentlich die primären akzessorisch erscheinen. Trotzdem bestimmen nur die primären Eigenschaften die Haupt-, gruppen des lithologischen Systems. Da alle krystallinen Schiefer zu diesen veränderten Typen gehören, so fallen die krystallinen Schiefer als besondere Klasse der Gesteine weg und werden als veränderte bei ihren ursprünglichen Typen eingereiht. Der Grundgedanke hat nicht nur bei der Tagung des Kongresses, wie aus dem Protokoll der betreffenden Sitzung zu ersehen ist, lebhaften Beifall gefunden, sondern ist auch von anderer Seite aufgenommen worden.? Insoferne durch diese Auseinandersetzungen dargetan werden soll, daß es keine Formation krystal- liner Schiefer gebe, wie es eine silurische oder eine Triasformation gibt, kann man ihnen unbedingt zu- stimmen; das ist, wie wir glauben, eine richtige Erkenntnis. Was man mit den krystallinen Schiefern im System zu tun hat, das ist — wie alle Klassifikations- fragen — schließlich Sache der Zweckmäßigkeit und des Übereinkommens und soll uns in dieser Arbeit nicht beschäftigen. Wohl aber soll hier die Ansicht vertreten werden, daß man unbeschadet der sonstigen Behandlung der krystallinen Schiefer im System eine Reihe von petrogenetischen Prozessen anerkennen muß, welche aus den ihnen unterworfenen Materialien krystalline Schiefer entstehen lassen. Die Prozesse führen bei gegebenem Ausgangsmaterial, also bei gegebener chemischer Zusammen- setzung gesetzmäßig zu bestimmten Mineralaggregaten in ganz bestimmter Struktur, liefern also ein »Gestein», wenn man darunter einen selbständigen Teil der Erdrinde versteht, der durch einen besonderen geologischen Vorgang entstanden ist und eine bestimmte chemische und Mineralzusammensetzung darbietet. Wir fassen daher den Begriff krystalliner Schiefer nicht als Bezeichnung einer geologischen Formation, welche die Unterlage der ältesten fossilführenden klastisch-sedimentären Formation bildet. Wir schrecken auch nicht davor zurück, ein Gestein als einen krystallinischen Schiefer zu bezeichnen, wenn sich durch irgendwelche Beobachtungen, sei es der Lagerungsform oder gewisser Strukturreste, wahrscheinlich machen läßt, daß das betreffende Gestein ursprünglich ein Eruptivgestein gewesen sei. Wir sehen vielmehr das Hauptkriterium eines krystallinischen Schiefers in der Ausbildung einer gesetzmäßigen Mineralassoziation aus gegebenen Stoffen in einer bestimmten Struktur, die das Resultat eines geologischen Vorganges sind Dieser geologische Vorgang, der ja in vieler Beziehung noch der Auf- klärung bedarf, der selbst verschiedener Modifikationen fähig ist, kann dem Vorgang bei der Bildung eines 1 Johannes Walther: Versucheiner Klassifikation der Gesteine auf Grund der vergleichenden Lithogenie. Comptes rendus des Internat. Geol. Kongr. VII. Session, St. Petersburg, S. 9—25. 2 Vergl. z. B. Klockmann: Mineralogie, S.255: Diesen Gesteinen (nämlich den krystallinen Schiefern) kommt im Grunde genommen keine Selbständigkeit neben den Erstarrungs- und Sedimentärgesteinen zu, sondern sie sind in diesen beiden Gruppen ein- zureihen. Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 3 Erstarrungsgesteines oder bei der Bildung eines Sedimentes als gleichwertig gegenübergestellt werden, gewiß aber nicht als gleichartig. Aber das ist auch gar nicht nötig, denn die geologischen Prozesse, die zur Bildung eines Sedimentgesteins oder eines Erstarrungsgesteins führen, sind ebensowenig gleichartig. Auch diejenigen, welche der Auffassung Walthers zustimmen und die krystallinischen Schiefer ihrer Selbständigkeit in der Klassifikation berauben wollen, werden nicht umhin können, sich an verschiedenen Stellen ihres Systems der Gesteine mit jenen gesteinbildenden oder besser: gesteinformenden Vorgängen zu beschäftigen, die wir hier im Auge haben. Im vorliegenden Teile unserer Arbeit wollen wir jene Prozesse insoweit behandeln, als sie sich im Mineralbestand und in der Struktur der krystallinen Schiefer äußern. Den Stoff betrachten wir vorläufig als gegeben und schieben daher auch die Frage der Herkunft des Stoffes sowie manche andere Frage zurück. Neue Begriffe lassen sich leichter entwickeln, wenn man sie nach dem Moment der Analogie oder des Gegensatzes an bereits gewohnte und bekannte Begriffe anknüpft. Von dieser Beziehung soll hier Gebrauch gemacht werden, indem einerseits Ähnlichkeiten, anderseits die Unterschiede der krystallinen Schiefer aufgesucht werden gegenüber den in der petrographischen Bearbeitung weiter vorgeschrittenen Erstarrungsgesteinen. Mineralbestand und Struktur der Erstarrungsgesteine. In den Erstarrungsgesteinen krystallisieren die Gemensteile nacheinander in zum Teil übergreifenden Bildungsperioden aus dem Magma. Diese zeitliche Aufeinanderfolge der Bildung der Gemengteile ist für die Erstarrungsgesteine ebenso charakteristisch als ursächlich mit der ganzen Entstehung des Erstarrungs- gesteins verknüpft. Von diesem Gesichtspunkt aus wird erst Mineralbestand und Struktur der Erstarrungs- gesteine wissenschaftlich verständlich.! Damit ist gesetzmäßig verbunden die Tatsache, daß nicht alle Gemengteile des Erstarrungs- gesteins miteinander in chemischem Gleichgewicht stehen. Chemisches Gleichgewicht ist nur vorhanden zwischen den gleichzeitig sich abscheidenden Gemengteilen (den Bodenkörpern) und dem flüssigen Magmarest. Da im Laufe der Erstarrung die Zusammensetzung dieses Magmarestes nicht gleich bleibt, namentlich nicht das Verhältnis zwischen krystallisationsfähigen und gasförmig oder flüssig abgegebenen Bestandteilen (agents mineralisateurs), da während derselben häufig der Druck, stets die Temperatur sich ändert, sind die ersten Ausscheidungen mit den späteren oder gar mit dem letzten flüssigen oder flüchtigen Magmarest nicht im chemischen Gleichgewicht. Spuren davon sind in den bekannten Erscheinungen magmatischer Resorption und Korrosion oft genug zu erkennen. In der Regel werden aber die älteren Ausscheidungen wenigstens zum Teil durch Umhüllung diesen Einwirkungen entzogen oder die Zeit reicht nicht hin, um alle möglichen Reaktionen bis zu Ende durchzuführen, und es bleiben Reste der älteren Ausscheidungen neben den jüngsten magmatischen Erstarrungsprodukten erhalten. In diesem Sinne kann man sagen, daß in jedem Erstarrungsgestein Gemengteile vorhanden sind, die miteinander nicht im chemischen Gleichgewicht stehen, welche daher unter Umständen miteinander chemisch reagieren können. Die allmähliche Veränderung der Krystallisationsbedingungen, wie sie nach Zusammensetzung des Magmarestes, nach Druck und Temperatur in jedem Erstarrungsgestein eintreten muß, findet häufig auf- fälligen Ausdruck in der isomorphen Schichtung, der Zonenstruktur der Mischkrystalle und es ist namentlich das Moment der im Lauf der Erstarrung sinkenden Temperatur in der Zusammensetzung der _ IH. Rosenbusch: Über das Wesen der körnigen und porphyrischen Struktur bei Massengesteinen. N. Jahrb. f. Min. 1882, I. 1. — J. P. Jddings. On the Crystallization of Igneous Rocks. Philos. Soc. of Washington Bull. Vol. XI, 65—113. 1889. — M.Levy: Structures et Classification des roches eruptives. Paris,1889. 1# 4 F. Becke, aufeinanderfolgenden Schichten der Mischkrystalle klar ausgesprochen: in den äußeren Schichten sind in der Regel die Bestandteile von niedrigerem Schmelzpunkt angereichert.! Auch die Struktur der Erstarrungsgesteine ist in diesem Nacheinander der Bildungs- und Krystal- lisationsphasen begründet, mag sie nun als hypidiomorphkörnige (granitische oder ophitische) oder als eine der Porphyrstrukturen hervortreten. Immer sind ältere und jüngere Gemensgteile zu unterscheiden und nach diesen Altersunterschieden richtet sich die mehr oder weniger vollkommene Entwicklung der Krystallform, der Idiomorphismus oder Automorphismus der Gemengteile. Auf diesen Strukturverhältnissen beruht die Ermittlung der Krystallisationsfolge, welche wieder für das Verständnis der Differentiations- vorgänge, der Spaltungen im Magma so bedeutungsvoll geworden ist.? Chemisches Gleichgewicht bei krystallinen Schiefern. Bei einem vollkommen entwickelten krystallinen Schiefer ist nun von allen diesen Dingen nichts zu bemerken. Hier gibt es kein Nacheinander der Krystallisation der Gemengteile. Hier werden durch die alle Teile des Gesteins durchdringenden Lösungsmittel alle Gemengteile miteinander in Beziehung gebracht. Es gibt keinen Schutz vor den Angriffen des Magmas durch Umhüllung wie bei den Erstarrungsgesteinen, daher gibt es auch keine Bestandteile, die nicht miteinander in chemischem Gleichgewicht wären, die mit- einander chemische Wechselwirkung eingehen könnten. Daher wohl die Erscheinung, daß so häufig bei Entwicklung eines krystallinen Schiefers aus einem Erstarrungsgestein die Erze und basische Silikate wie Olivin verschwinden. Diese ausgleichende Tendenz kommt nicht nur zwischen den Gemensteilen eines Gesteins zur Geltung, sondern auch an der Grenze von Gesteinskörpern, wenn diese miteinander reaktions- fähige Stoffe enthalten. Daher die Bildungen von Amphibolitlagen, wo körniger Kalk an Schiefergneise oder Glimmerschiefer angrenzt, die Bildung von Augitgneisen unter ähnlichen Verhältnissen. Im krystallinen Schiefer ist alles aufeinander abgestimmt und jene auffallenden Zonenstrukturen welche zum Wesen und zur Charakteristik der Erstarrungsgesteine gehören, treten bei den krystallinen Schiefern zurück oder folgen dort, wo sie vorhanden sind, anderen Gesetzen. Führt die Entwicklung der Erstarrungsgesteine zur Differentiation der Stoffe, so sind die Vorgänge bei Bildung krystalliner Schiefer im Gegenteil von der Art, daß vorhandene Unterschiede ausgeglichen und ein allgemeiner chemischer Gleichgewichtszustand angestrebt wird. Die Mineralkombination der Erstarrungsgesteine und der krystallinen Schiefer sind bei gleicher chemischer Zusamensetzung nicht die gleichen. Dabei ist zu berücksichtigen, daß bei den krystallinen Schiefern chemische Zusammensetzungen vorkommen, die bei den Erstarrungsgesteinen nicht bekannt sind. Es sind jene namentlich durch exzessiven Gehalt an Al und Fe bei mangelndem oder zurücktretendem Gehalt an Ca und Alkalien ausgezeichneten Gemenge, welche auf ursprüngliche Tonsedimente hinweisen, ferner die sehr einfachen Gesteine, die durch Überwiegen des Quarzgehaltes ausgezeichnet sind, endlich die durch starken Gehalt an Ca, Mg, Fe sich charakterisieren und ursprünglich carbonatreiche Gemenge darstellen." Wenn wir uns aber zunächst auf den Vergleich der Erstarrungsgesteine und der gleich oder ähnlich zusammengesetzten krystallinen Schiefer beschränken, so liegt zunächst einer der wichtigsten Unter- schiede zwischen beiden Gruppen in den veränderten Löslichkeitsverhältnissen fester Lösungen. ı F.Becke: Über Zonenstruktur der Krystalle in Erstarrungsgesteinen. Min. Petr. Mitt. XVII, 97 (1897). — Vergl. auch die Bemerkungen von Reinhard Brauns, ebenda 485, welche mich indessen von der Unrichtigkeit meiner Behauptung nicht überzeugen konnten. Die späteren Bestimmungen von Schmelzpunkten haben die Richtigkeit meiner Regel in vielen Fällen bestätigt. 2 W.C. Brögger: Das Ganggefolge des Laurdalits. Kristiania 1898: insbesonders Schlußbetrachtungen. 364. 3 Vergl. H. Rosenbusch: Zur Auffassung des Grundgebirges. Neues Jahrb. f. Min. etc. 1889. ]I. 81. 14H. Rosenbusch: Zur chemischen Auffassung des Grundgebirges. Min. Petr. Mitt. XII. (1891). 49. Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 5 Nach Analogie des Verhaltens von Flüssigkeiten ist vorauszusehen, daß bei der Erstarrungs- temperatur molekulare homogene Mischungen bildungs- und bestandfähig sind, die es bei einer niedrigeren Temperatur nicht mehr sein werden. Bei niedriger Temperatur werden diese Mischungen die Tendenz haben zu zerfallen. Wahrscheinlich liegt in den Anorthoklasen ein solcher Fall vor: Mir ist kein Beispiel von Anortho- klas in einem krystallinen Schiefer bekannt. Man findet immer perthitische Verwachsungen. Bei Tempera- turen, die dem Erstarrungspunkt von vulkanischen Gesteinen entsprechen, dürfte K- und Na-Feldspat in erheblichem Grade homogen mischungsfähig sein. Ist die Mischung einmal gebildet und wird sie rasch abgekühlt, so bleibt sie erhalten wie eine stark unterkühlte Schmelze, die im amorphen Zutsand verharrt oder vielleicht noch besser: wie die unstabile Modifikation gewisser Substanzen erhalten bleibt, wenn sie rasch unter die Umwandlungstemperatur abgekühlt wird. Bei längerem Verweilen in einer höheren Temperatur, die aber unter der Temperaturgrenze der völligen Mischbarkeit liegt, wird namentlich unter dem begünstigenden Einfluß von Wasser oder anderen Mineralisatoren der Zerfall in Mikroklin und Albit eintreten. Offenbar geschieht dies vielfach schon in den körnigen Massengesteinen, bei denen die Abkühlung langsam genug fortschreitet um das Gestein lange in dem Bereich der Umwandlungstemperatur verweilen zu lassen. Ein anderer Fall, der in gleicher Weise zu deuten sein dürfte, betrifft den Titangehalt mancher Minerale. In den Uraliten gewisser Amphibolite, in den schilfigen und Faser-Hornblenden der Diorit- Amphibolite findet man häufig unzählige winzig kleine Titanit- oder Rütilmikrolithen, oft in solcher Zahl, daß sie die Durchschnitte der Hornblenden ganz undurchsichtig machen. 2 Berücksichtigt man, daß in den violetten und violettbraunen Ausgiten, in den braunen Amphibolen der Erstarrungsgesteine häufig ein merklicher Titangehalt nachweisbar ist, der nicht auf Einschlüsse, sondern auf eine in isomorpher Beimischung oder in fester Lösung vorhandene Titanverbindung zurückgeführt werden kann, daß dagegen derartige Augite und Hornblenden nie als typomorphe Gemengteile der krystallinen Schiefer auftreten, so liegt folgende Auffassung nahe: Bei der hohen Erstarrungstemperatur der Massengesteine war die isomorphe Mischung oder feste Lösung der Titanverbindung im Silikat bestand- fähig, bei etwas niederer Temperatur zerfällt die molekulare homogene Mischung in ein inhomogenes Gemenge. Wird die homogene Mischung rasch unter die Umwandlungstemperatur abgekünlt, so kann sie sich unbegrenzt lang erhalten. Auch hier scheint bereits bei den körnigen Massengesteinen (Gabbros) die Entmischung eintreten zu können, nur erfolgt sie in der Regel in anderer Form (Schillerisation Judds bei Diallag und Hypersthen der Gabbros)." Das Auftreten von mechanischen Gemengen von Rutil und Eisenglanz an Stelle des titan- haltigen Magneteisens der Erstarrungsgesteine darf ähnlich gedeutet werden. Anmerkung. Derartige Vorkommnisse scheinen dafür zu sprechen, daß in den Gemengteilen der Gesteine unter gewissen Verhältnissen chemische Veränderungen platzgreifen können unter Erhaltung des Krystallgefüges. Diese Vorstellung ist vielleicht auf den ersten Blick etwas befremdlich. (E. Weinschenk: Grundzüge der Gesteinskunde I. 1902. Dynamometamorphismus. 134.) Aber sie verliert vielvon ihrer Schwierigkeit, wenn wir bedenken, daß jede homoachse Pseudomorphose, wie z. B. die Bildung von Uralit nach Augit, die Entstehung von Chlorit aus Biotit unter Beibehaltung der Orientierung, die Entstehung von lddingsit aus Olivin eigentlich ganz dasselbe Problem darstellen. Es sei hier auch noch erinnert an die Beobachtungen von Rinne über das Verhalten von Zeolithen bei Wasserverlust und bei Extraktion der Basen, welche zeigen, daß ungemein tief einschneidende chemische Veränderungen ohne gänzlicbe Zerstörung des Krystallgefüges vor sich gehen können. Es wird daher auch unter anderem die Entstehung von Zoisit oder Klinozoisitsäulchen und Glimmerschüppchen in einem Pagioklasindividuum, welches hiebei einen Teil seines Anorthitgehaltes abgibt und sich unter Erhaltung des Krystallgefüges in einen an Anorthitsubstanz ärmeren Plagioklas verwandelt, nicht mehr als ganz undenkbar erscheinen. Allerdings muß man dann äuch weiter annehmen, daß das Krystallgefüge für Wasser (oder die Elemente des Wassers) in etwas durchlässig sei. Diese Fähigkeit ist allerdings bei normaler Temperatur kaum nachweisbar,' obgleich darauf gerichtete Versuche, wie es scheint, noch nie unternommen worden sind. Anders mag aber die Sache bei höherer Temperatur stehen. 1 Quart. Journ. Geol. Soc. XL]. (1885). 374—389.— Mineral. Magaz. VII. (1886). 81. 2 Die Lockerung des Krystallgebäudes von Zeolithen unter dem Einfluß von Salzsäure. Zentralbl. f. Min. ete. 1902, Nr. 19. I| 6 F. Beckee, Viele Metalle sind bei hoher Temperatur für Gase durchlässig, z. B. Platin für die Verbrennungsgase der Leuchtgasflamme, Eisen für Kohlenoxyd. Daß Glas für Wasser duchlässig sei, geht aus den berühmten Versuchen Daubrees hervor. Es würde mir gar nicht undenkbar erscheinen, daß der kleine, wenige Zehntel Prozent betragende Wassergehalt, den viele an tadellosem Material ausgeführte Mineralanalysen ergeben, auf einer beschränkten Durchdringbarkeit der Krystallsubstanz für Wasser beruhte und daß dieser so häufig in keine Formel zu bringende kleine Wassergehalt nach Art einer festen Lösung in der Krystall- substanz enthalten sei. Chemisch-physikalisch läßt sich das Vorkommen der erwähnten homogenen molekularen Mischungen in den Erstarrungsgesteinen und ihr Fehlen in den krystallinen Schiefern so auffassen, daß beim Übergang aus dem magmatischen Zustand in den starren häufig nicht sofort der definitive stabile Zustand erreicht wird, sondern zuerst ein nächstliegender, gewissermaßen provisorischer, vom magmatischen Zustand aus am leichtesten erreichbarer,! der dann erst später dem stabilsten weicht. Vielleicht läßt sich in änhlichem Sinne auch das Fehlen der Minerale der Leucitgruppe und der Sodalithgruppe bei krystallinen Schiefern deuten, obwohl für das Fehlen dieser Minerale auch noch andere Ursachen angegeben werden können, die im nächsten Kapitel zu besprechen sind. Das Volumgesetz. Ein wichtiges Gesetz für die mineralische Ausbildung der krystallinen Schiefer ist das Volum- gesetz, wonach sich in ihnen die Stoffe zu jenen Verbindungen zusammenfinden, welche das kleinste Volumen einnehmen.? Dieses Volumgesetz spricht sich klar aus, wenn man miteinander vergleicht den Mineralbestand eines Erstarrungsgesteins mit dem eines krystallinen Schiefers von gleicher chemischer Zusammensetzung. Es läßt sich dann eine chemische Gleichung aufstellen, welche auf der einen Seite die Verbindungen des Erstarrungsgesteins, auf der anderen Seite jene des entsprechenden krystallinen Schiefers enthält. Addiert man die Molekularvolumina auf beiden Seiten, so tritt der Unterschied deutlich hervor, die im krystallinen Schiefer auftretenden Verbindungen haben das kleinere Volumen. Um .diese Vergleiche durchzuführen, wurden die Molekularvolumina der wichtigsten Gesteins- elemente berechnet und in folgender Tabelle zusammengestellt. Die Berechnung erfolgte auf Grund der vertrauenswürdigsten Analysen und spezifischen Gewichtsbestimmungen. Jede solche Tabelle wird verbesserungsfähig erscheinen und so sollen auch die hier mitgeteilten Zahlen nur als vorläufige gelten.” Große Schwierigkeiten liegen darin, daß sehr viele Analysen ausgeführt wurden, ohne daß das spezifische Gewicht zur Ermittlung gelangte, bei vielen Bestimmungen des letzteren fehlt wieder die Kenntnis der Zusammensetzung. Große Schwierigkeiten bieten ferner die isomorphen Mischungen. In vielen Mineralgruppen kennt man die einfachen Verbindungen nicht in reinem Zustande; es muß also die Zusammensetzung und das spezifische Gewicht der Mischungen zur Berechnung des Molekularvolums verwendent werden. i Ein metastabiler Zustand (Ostwald: Lehrbuch der allgem. Chemie, 2. Aufl., II. 516). 2 Die Regel, welche hier als Volumgesetz bezeichnet wird, wurde zuerst publiziert vonR. Lepsius: Geologie von Attika, Berlin 1893. Unabhängig von dieser Publikation wurde sie Anfang 1895 gefunden, ausgesprochen und für die Umwandlung von Anorthit, Orthoklas und Wasser in Zoisit, Glimmer und Quarz in Form einer chemischen Gleichung dargestellt vom Verfasser (Anzeiger der kais. Akad. d. Wiss. Wien, 1896, 13, und Neues Jahrb. f. Min. etc. 1896, II. 182). Wiederum unabhängig von beiden fand dieselbe Regel A. Heim (Festschr. der Naturf. Gesellschaft in Zürich, 1746 — 1896. 2. Teil. 354 [1896)). Es ist übrigens recht fraglich ob einer von den drei Genannten das Verdienst hat, das Volumgesetz zuerst gefunden zu haben. Als ich im Jahre 1895 die Beziehung Rosenbusch brieflich mitteilte, war sie ihm schon bekannt und von einem Freund wurde mir mitgeteilt, daß schon lange vorher Rosenbusch in Vorlesungen die Tatsache betont hatte, daß von mehreren heteromorphen Mineralen in den krystallinen Schiefern immer das schwerste auftrete (Disthen, Rutil). 3 Vergl. Loewinson-Lessing: Studien über die Eruptivgesteine (Compte rendu de la VII session du Congres Geologique International, Russie 1897. St. Petersburg 1899. Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 7 Dabei wurde so verfahren: Bezeichnet M,, M,, M,... das Molekulargewicht der in der Mischung vor- handenen einfachen Verbindungen, m,, m,, m,... (deren Summe — 100) die molekularen Mengen, in denen sie vorhanden sind, so ist das mittlere Molekulargewicht der Mischung gleich der Zahl (m,M, + m,M, + m, M,): 100 und dieses, dividiert durch das spezifische Gewicht der Mischung, gibt dann ihr mittleres Molekularvolum. Offenbar setzt diese Art der Berechnung voraus, daß die einfachen Verbindungen atomistisch gleichartig sind. Sie ist daher nicht anwendbar in jenen Fällen, wo isomorhpe Mischungen atomistisch ungleichartiger Verbindungen angenommen werden. Ist die Anzahl der sich mischenden einfachen Verbindungen sehr groß, so führt zweckmäßiger folgende Art der Rechnung zum Ziel, wenn sich die Mischungen auf eine allgemeine Formel mit einer geringen Anzahl von Gliedern zurückführen lassen; ich nehme als Beispiel eine Granatanalyse, welche auf die allgemeine Formel 3 SiO, R,O, 3RO zurückgeführt werden kann. Besteht R,O, aus Al,O,, Fe,O,, Cr,0, und sind die Molekularzahlen dieser Stoffe m,, m,, m,, ferner RO aus MgO, FeO, CaO und die Molekularzahlen n,, n,, n,, so berechnet man das fiktive mittlere Molekulargewicht der R,O,: m,Al,O, + m,Fe,O, + m,Cr,0, m, +m,+m, = und das der RO: n,MgO-+n,FeO+n,CaO n,+n,-+n, Sn — ERS: aM. h ; 5 Das in die Formel v = = einzusetzende Molekulargewicht ist dann: m = 3X 60'4+m,+3n,. Der Vorteil dieser Art der Berechnung liegt darin, daß man nicht genötigt ist, eine willkürliche Verteilung sämtlicher RO auf sämtliche R,O, auszurechnen. Welche von den beiden Rechnungsarten, die im Resultat gleichartig sind, anzuwenden sei, muß nach dem einzelnen Fall beurteilt werden. Bei isomorphen Reihen kann man die Beobachtung machen, daß sich bei Änderung des Mischungs- verhältnisses das mittlere Molekularvolum gesetzmäßig ändert. Auffallend ist namentlich die Vergrößerung des Molekularvolums, welche eintritt, wenn Al durch Fe ersetzt wird. Auch bei Vikarieren von Mg und Fe entspricht den eisenreicheren Mischungen ein höheres Molekularvolum. Durch graphische Extrapolation läßt sich bei zwei Endgliedern aus einer größeren Anzahl von Mischungen das wahrscheinliche Molekular- volumen der einfachen Verbindungen ermitteln. Bei komplizierteren Mischungen würde die Durchführung einer Rechnung erforderlich sein. Vorläufig fehlt es noch sehr an brauchbarem Material für solche Untersuchungen. Manche der hier angeführten Vergleiche lassen sich nur anstellen unter der Annahme, daß dem Gestein Wasser und Kohlensäure zugeführt wurde. In vielen Fällen ist trotz dieser Stoffaufnahme das Volumen der Gemengteile des Schiefers kleiner als das des Erstarrungsgesteins. In anderen Fällen muß man das Volumen des Wassers und der Kohlensäure in Rechnung ziehen, wenn nämlich die Menge der aufgenommenen Stoffe beträchtlich wird. In diesen Fällen ist für das Molekularvolum das Wasser H,O 18 für das der Kohlensäure CO, 56 in Rechnung gestellt. Diese Zahlen sind jedenfalls zu klein; sie würden für die Temperatur der Erdoberfläche gelten; die Bildungstemperaturen liegen wohl in allen betrachteten Fällen wesentlich höher und es sollte dementspechend ein höheres Volumen angesetzt werden.! Pyrit und Markasit. Molekulargewicht FeS, = 120: 12. Spezifisches Gewicht: Pyrit 5:185 nach Zepharovich (Tschermak: Lehrbuch, 335). 1 Beim kritischen Punkt (358°C., 200 Atmosphären Druck) ist die Dichte des Wassers 0:429, daher das Volumen 42. Für Kohlensäure ist die Dichte im kritischen Punkt (30:9° C, 77 Atmosphären Druck) 0:45, das Volumen 98. 8 F. Becke, Spezifisches Gewicht: Markasit 4:76 (Mittel der Angaben 4:678bis 4847 bei Dana). Molekularvolum: Pyrit 23'2, Markasit 254. Magnetkies. Molekulargewicht FeS = 88:06. Spezifisches Gewicht 4:6. Molekularvolum ı9‘1. Brucit. Molekulargewicht Mg0,H, = 58:38 (FeO,H, als Beimengung 90). Nach Haidinger ist das spezifische Gewicht 2:35. Hieraus folgt das Molekularvolum 24°8. Brucit von Orenburg (Analyse von Beck, Dana, 5!" ed. 176, Nr. 10), enthält 1:2 Gewichtsprozent Carbonat. Das spezifische Gewicht ist 2:°376. Unter Berücksichtigung des Gehaltes von 1:2 Gewichts- prozent Magnesit von dem spezifischen Gewicht 3°0 ist das Gewicht des reinen Minerales 2:372. Nach der Analyse enthält das Mineral 98°3 Molekularprozent MgO,H,, 1:7 Molekularprozent FeO,H,. Hieraus ergibt sich das mittlere Molekulargewicht 58:9 und hieraus das Molekularvolum 24°8, übereinstimmend mit der Angabe von Haidinger. Diaspor. Molekulargewicht Al,H,O, = 120:22. Spezifisches Gewicht 3:303 (Löwe, Diaspor von Schemnitz; Dana, 5® ed., p. 109, Nr. 5). Molekularvolum 36’4. Korund. Molekulargewicht AL,O, = 10272. Spezifisches Gewicht (J. Lawrence Smith, Saphir, Indien; Dana, 5" ed., 139, Nr. 1): 4-06. Unter Berücksichtigung von 1:89 Gewichtsprozent Magnetit (s = 5'17) und 0:80 Kieselsäure (Quarz, s= 2:65) berechnet sich das spezifische Gewicht zu 4°057. Hieraus folgt das Molekularvolum 25'2. Periklas. Molekulargewicht MgO = 40:36. Nach der Analyse von Damour (Dana, 5!" ed., 134, Nr. 3) enthält Periklas vom Vesuv 96:4 Mole- kularprozent MgO, 3:6 Molekularprozent FeO. Hieraus mittleres Molekulargewicht 41'5 und aus dem spezifischen Gewichte = 3°674 folgt das Molekularvolum ır'3. Quarz. Molekulargewicht SiO, = 604. Spezifisches Gewicht 2:653 (Schaffgotsch nach Tschermak, Min., 374). Molekularvolum 22°8. Tridymit. Spezifisches Gewicht 2°3. Molekularvolum 26’3. Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 9 Zirkon. Moiekulargewicht ZrSiO, = 183°0. Spezifisches Gewicht für schweren Zirkon 4:7 (für leichten Zirkon 4:2). Molekularvolum 38°9 (43:6). Rutil. Molekulargewicht TiO, — 80:1. Spezifisches Gewicht 4:2. Molekularvolum ı19°1. Anatas. Molekulargewicht TiO, = 80:1. Spezifisches Gewicht 3:89 (Mittel der von 3:82 bis 3:95 schwankenden Angaben), Molekularvolum 20'6. Brookit. Molekulargewicht TiO, = 80° 1. Spezifisches Gewicht 4:1 (beiläufiges Mittel der etwas schwankenden Angaben). Molekularvolum 19'5. Zinnstein. Molekulargewicht SnO, = 150°5. Spezifisches Gewicht 6°844 (nach Forbes, Tschermak, Min., 385). Molekularvolum 22°o. Hämatit. Molekulargewicht Fe,O, = 160. Spezifisches Gewicht 5:285 (nach Wülfing, Min. Petr. Mitt. XV, S. 73). Molekularvolum 30'3. Ilmenit. Molekulargewicht FeTiO, = 152:1 (MaTio, = 151-1, MgTiO, = 120.36, Fe,0, = 160). Titaneisen von Ingelsberg (Rammelsberg, Dana, 5f® ed., 144, Nr. 23): s= 4'689. Besteht nach der Analyse aus 53°2 FeTiO,, 6°1 MnTiO,, 4:1 MgTiO,, 1:7 Fe,O,. Hieraus folgt mittleres Molekular gewicht 150°1 und Molekularvolum 32°o. Titaneisen von Warwick (Rammelsberg, ebenda, Nr. 24): s = 4'313, 4293, Mittel 4°303. Enthält- 87:2 FeTiO,, 1°3 MnTiO,, 34:3 MgTiO,. Mittleres Molekulargewicht 137. Molekularvolum 319. Titaneisen von IImen (Rammelsberg, ebenda, Nr. 25), s=4:'81, 4'873, Mittel 4°841. Enthält: 50:7 FeTiO,, 3°S MnTiO,, 1:5 MgTiO,, 8:9 Fe,O,. Mittleres Molekulargewicht 1521. Molekular- volum: 314. Mittel der drei Berechnungen: 317. Magnetit. Molekulargewicht Fe,O, = 232. Spezifisches Gewicht nach Kenngott 5:168 bis 5: 180; Mittel 5: 174. Hieraus Molekularvolum 44°8. Denkschriften der mathem.-naturw. Cl. Bd. LXXV. [SJ 10 F. Becke, Chromit. Molekulargewicht FeCr,O, = 2242. Spezifisches Gewicht 4°568 nach Garett, Chromit von Texas (Dana, 5t" ed., 153, Nr. 13). Dieses Mineral enthält nach der Analyse 93:16 FeCr,O, (224:2), 0:59 FeFe,O, (232), 7:15 NiFe,O, (234:7). Hieraus mittleres Molekulargewicht 226°9 und Molekularvolum 49'7. Spinell. Edler Spinell MgAl,O, = 142:°6. Spezifisches Gewicht 3:52. Molekularvolum 40'6. Hercynit FeAl,O, = 174°2. Spezifisches Gewicht 3:91 bis 3:95, Mittel 393. Molekularvolum 44°4. Rhomboädrische Carbonate. Nach Tschermak, Min. Petr. Mitt., IV, S. 120. 1881. Molekularvolum Ealeitı a CaCO ne oT Masnesige nr Ne@ Or ee 0278 Dolomit . . CaMg(,O; 64:67 Steanls a 0 0.2. 8tuCQ), 29:53 Manganspate. > MnCOrsrer Be 0) Zinkspat. . . . ZnCO, 28:81 Olivingruppe. Forsterit. Forsterit vom Vesuv enthältnach Analyse Rammelsbergs (Dana, öf" ed., 255,Nr. 1) 97:8 Molekular- prozent Mg,SiO, (1411) und 2:2 Molekularprozent Fe,SiO, (2044). Hieraus mittleres Molekulargewicht 142:6. Spezifisches Gewicht 3'243. Hieraus Molekularvolum 43°9. Olivin. Olivin vom Ätna enthält nach Analyse von Sartorius v. Waltershausen (Dana, 5ft ed., 255, Nr. 13) 89:3 Molekularprozent Mg,SiO,, 10:7 Molekularprozent Fe,SiO,. Hieraus mittleres Molekular- gewicht 1479. Spezifisches Gewicht 3'334. Folglich Molekularvolum 44°4.- Olivin von Jan Mayen nach Scharitzer (Jahrb. k.k. geol. R. A. 34, 707, 1884), 88:8 Molekularpro- zent Mg,SiO,, 112 Molekularprozent Fe,SiO,. Spezifisches Gewicht 3:294. Molekularvolum 45’0. Fayalit. Fayalit von Rockport; nach Penfieldu. Forbes, Am. Journ. Sc. 1896, Nr. 2, reines Fe Mn-Silikat. Spezifisches Gewicht 4318. Molekularvolum 47°3. Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 11 Hortonolith. Hortonolith von Monroe, Orange Co.N. Y. nach Penfieldu. Forbes, |. c., Fe,SiO, 61:5 Molekular- prozent, Mn,SiO, (2024) 6:0 Molekularprozent, Mg,SiO, 32:5 Molekularprozent. Mittleres Molekular- gewicht 184°2. Spezifisches Gewicht 4038. Molekularvolum 45'6. Monticellit. Monticellit vom Vesuv. Analyse von Rammelsberg (Dana, 5!" ed., 256) gibt die Zusammensetzung NgCaSiO, (156°8) 89 Molekularprozent, FeCaSiO, (188°4) 11 Molekularprozent. Hieraus mittleres Molekulargewicht 1599. Spezifisches Gewicht 3'119 bis 3:245, Mittel 3°182. Molekularvolum 50'3. Monticellit (Batrachit). Analyse von Rammelsberg (Dana, öl" ed., 256). MgCaSiO, 93°1 Molekular- prozent, FeCaSiO, 6°9 Molekularprozent. Mittleres Molekulargewicht 158°9. Spezifisches Gewicht 3033. Molekularvolum 52°3. Monticellit von Arkansas, Magnet Cove. Penfield und Forbes, Am. Journ. Sc. 1896, I, Nr. 2, FeCaSiO, 10-8 Prozent, MnCaSiO, (1874) 3:8 Prozent, MgCaSiO, 85°4 Prozent. Spezifisches Gewicht 3'085. Molekularvolum 53‘1. Mittel der drei Berechnungen 519. Pyroxen-Amphibolgruppe. Wollastonit. Molekulargewicht CaSiO, = 1164. Spezifisches Gewicht 2°8. Molekularvolum q41'5. Bronzitreihe. Enstatit, Stempel bei Marburg. Analyse von Köhler (Dana, öl" ed., 209, Nr. 5) besteht aus: AS YMEGASEON 211232 Ne CO 20350 Os ENIDESTON EN re 421962558 10,0) SO ee SB NIE SEON a oe 100-0 Hieraus mittleres Molekulargewicht 209:3. Spezifisches Gewicht 3°241. Molekularvolum 64°6. Bronzit Ultental. Analyse von Köhler (Dana, 5" ed., 209, Nr. 6) besteht aus: 8:5°%/, MgCaSi,O, 4:3 MgAl,SiO, 0:9 Mn,Si,0, IDJSgrRe,Ss,0;, 73-5 MgSi,0, Hieraus mittleres Molekulargewicht 2129. Spezifisches Gewicht 3°258. Molekularvolum 654. 9% Z 12 F. Becke, Hypersthen, St. Paul. Analyse von Damour (Dana, 5! ed., 210, Nr. 1) führt auf: 12:5°/, CaMgSi,O, 0:8 MgAlSIO, 9.3 Kele,SiO, Zaul HRE,S1,0, 2:2 Mn,Si,0, 53'5 MgSi,O, Hieraus mittleres Molekulargewicht 225-9. Spezifisches Gewicht 3°392. Molekularvolum 66’6. Die Zahlen für das Molekularvolum zeigen ein regelmäßiges Ansteigen mit dem Gehalt an Fe,Si,O,. Rechnet man Mn,Si,O, zu Fe,Si,O, hinzu, ebenso FeFe,SiO,, ferner die anderen Glieder zu Mg,Si,O,, so ergibt sich abgerundet: Stempel Ultental St. Paul IMESSIN OS 886 86°3 66°8 INESSIAO ee ee 11-4 1357. 3302 Molekulasvolumme ee 646 69.4 66°6 Die graphische Ausrechnung ergibt für die beiden Endglieder die Molekularvolumina: Monokline Pyroxene. | Diopsid (Salit), Albrechtsberg (E. v. Bamberger, Min. Mitt. 1877,S. 273). Die Analyse läßt sich unter Vernachlässigung der kleinen Al,O,-Menge berechnen zu 98°3°/, MgCaSi,O, (2172), 1°7°/, FeCaSi,O,, (2488). Mittleres Molekulargewicht 217 7. Spezifisches Gewicht 3°167. Molekularvolum 68:8. Diopsid, Dekalb (Dana, 6? ed., 359, Nr. 8). Besteht aus 2°4 NaAlSi,O, (2029), 3:4°/, FeCaSi,O, (2488), 942°), MgCaSi,0, (2172). Mittleres Molekulargewicht 218-0. Spezifisches Gewicht 3:287. Molekularvolum 66’3. Diopsid, Achmatowsk (Hermann, Dana, öft ed., 217, Nr. 4). Besteht aus 92:3°%/, CaMgSi,O, 6°/, CaFeSi,O,, 1'7°/, MnMgSi,O, (2322). Mittleres Molekulargewicht 219°4. Spezifisches Gewicht 3:28. Molekularvolum 66’9. Diopsid. Achmatowsk (Doelter, Min. Petr. Mitt. I, 50). Kann folgendermaßen berechnet werden: 853°), MgCaSi,0O,, 118°), FeCaSi,0, 2°1°/, CaAl,SiO, (218-6), 0-8°/, MgFe,SiO, (260-8). Mittleres Molekulargewicht 223 °3. Spezifisches Gewicht 3°169. Molekularvolum 70"4. Diopsid, Nordmarken (Doelter, Min. Petr. Mitt. I, 60). Die Analyse gibt: 57°), FeCaSi,O, 41:5°/, MgCaSi,0,, 1°1°/, MgFe,SiO,, 0°4°%/, MgAl,SiO,. Mittleres Molekulargewicht 2356. Spezifisches Gewicht 3°311. Molekularvolum 71r°2. Hedenbergit, Arendal (Wolff, Dana, 5f® ed., 217, Nr. 2). Die Analyse führt auf 95:7°/, CaFeSi,0,» +:3°/, Ca,SiO, (2328). Das mittlere Molekulargewicht ist 2481. Spezifisches Gewicht 3°467. Molekular- volum 71'6. Fassait (Doelter, Min. Mitt. 1877. 288) besteht aus 73°1°/, MgCaSi,O,, 6°3°/, FeFe,SiO, (292-4), 20:6°/, CaAl,SiO,. Mittleres Molekulargewicht 222. Spezifisches Gewicht 2'979. Molekularvolum 74°5. Augit, Bufaure (Doelter, Min. Mitt. 1877. 287). Die Analyse führt auf folgende Verbindungen: 608°), CaMgSi,O,, 18°7°/, FeCaSi,O,, 11:1°/, MgAl,SiO,, 5°1°/, FeFe,SiO,, 43°), MgMgSi,0,. Mittleres Molekulargewicht 2247. Spezifisches Gewicht 3:299. Molekularvolum 68:2. Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 13 Omphacit aus Eklogit, Ötztal (Hezner, Min. Petr. Mitt. XXI). Die Berechnung der Analyse führt auf folgende Zusammensetzung: 49:7°/,MgCaSi,O,, 4°0°/, FeCaSi,O,, 5°3°/, MgAl,SiO,, 4"4°/, CaFe,SiO,, 32-2°/, NaAlSi,O, (202 9), 4°4°%/, KAISi,O, (2190). Mittleres Molekulargewicht 215°5. Spezifisches Gewicht 3:33. Molekularvolum 64°8. Akmit, Rundemyr (Doelter, Min. Petr. Mitt. I, 381). Die Analyse kann so gedeutet werden: 89%), NaFeSi,O, (231°8), 6°/, FeFe,SiO, (292-4), 3:7%/, FeAl,SiO, (2344), 1°3°%/, MnCaSi,O, (2478). Mittleres Molekulargewicht 2357. Spezifisches Gewicht 3:52. Molekularvolum 67°o. Jadeit, China (Damour, Dana, 5 ed.). Die Analyse führt auf folgende Zahlen: 89: 1°/, NaAlSi,O, (202-9), 56°), MgCaSi,O, (2172), 4:7°/, FeCaSi,O, (2488), 0°6°/, MgAl,SiO, (2030). Hieraus mitt- leres Molekulargewicht 205. Spezifisches Gewicht 3'34. Molekularvolum 61'4. Die Zahlen zeigen, daß das Molekularvolum monokliner Augite beträchtlich schwankt. Zunahme der Fe-haltigen Silikate bedingt eine Vergrößerung des Molekularvolums. Bemerkenswert ist der kleine Wert des Jadeit, der sich auch auf den Omphaeit überträgt. Bemerkenswert ist auch der hohe Wert bei dem Kontaktmineral Fassait. Für Diopsid kann man als runde Mittelzahl 68 nehmen, für reinen Heden- bergit 72. Rhombischer Amphibol. Anthophyllit, Franklin (Penfield, Am. Journ. Sc. 1890, 20, 394). Die Analyse führt zu folgender Mischung: DNS 110302 So ErS Or 520906 DENK 152558 ie? Cal, So, 2. Ailees 13 Me,alSyo, 22 2 Aale@ SR EESLo a. 3la56 Hieraus mittleres Molekulargewicht 418. Spezifisches Gewicht 3'093. Molekularvolum 135'0. Ohne Rücksicht auf den Wassergehalt, wobei SiO, im Überschuß unberücksichtigt bleibt, ergibt sich mittleres Molekulargewicht 427, Molekularvolum 138. Monokline Amphibole. Tremolit, Campo longo (Berwerth, Sitzungsb. kais. Akad., Wien 85 [I], 153— 187). Die Analyse liefert folgende Zahlen: 38, EMO 5 5 5 ul OZE CHE SYORE 2772291856 EEE S, Om 7222416956 1°2 ME,NSEOg 0 u 2080 OSTSEE SHORE 22022381056 100:0 Hieraus mittleres Molekulargewicht 409-5. Spezifisches Gewicht 3027. Molekularvolum 135'0. Ohne Wassergehalt berechnet, ist das mittlere Molekulargewicht 4211. Molekularvolum 139-1. 14 FE. Becke, Aktinolith, Zillertal (Rammelsberg). Die Analyse liefert folgende molekulare Zusammensetzung, wobei jedoch der Wassergehalt kleiner angenommen wird: 838%), Mg,CaSi,O,, 8:6 He,Casl,0,2 4:0 Ca,Si,O 36 SEHlS0, Hieraus folgt das mittlere Molekulargewicht 425. Spezifisches Gewicht 3:067 nach Goldschmidt. Molekularvolum 1386. Ohne Rücksicht auf den Wassergehalt ist das Molekulargewicht 429-1, das Molekularvolum 1399. Gemeine grüne Hornblende aus Amphibolit, Umhausen (Hezner, Min. Petr. Mitt. XXI). Die Analyse führt auf folgende molekulare Zusammensetzung: 34:6°/, CaMg,Si,0;2 172.27 ZCaRe,Sı,0,, 20:2 CaMgAl,Si,O;, 9°6 CaMgrFe,Si,O,, 17:4 Na,Al,Si,O,, SO FKSAL,SUHON: Mittleres Molekulargewicht 462. Spezifisches Gewicht 3:29. Molekularvolum 140'5. Glaukophan, Zermatt, Analyse von Bodewig (Dana, App. 3, 52). Die Analyse läßt sich folgender- maßen berechnen (sie gibt indessen bei dieser Berechnung einen beträchtlichen Überschuß von Kieselsäure): 50:5°%/, Na,Al,Si,O;5 29:6 Me,Si,O,, 5:3 CaMgSi,0,. 162 -CaHesSs1 O7, 3:0 Mg,Fe,Si,O,.- Hieraus ergibt sich: Molekulargewicht im Mittel 4216. Spezifisches Gewicht 3091. Molekular- volum 136'4. Sehr viele Hornblenden haben einen beträchtlich geringeren Si-Gehalt. Die Berechnung dieser Hornblendeanalysen ist noch sehr hypothetisch, daher auf dieselben hier nicht eingegangen werden soll. Auch hier zeigt sich übrigens eine merkliche Zunahme des Molekularvolums mit dem Eisengehalt. Ferner ist die relative Abnahme des Molekularvolums bei Eintritt der Alkaliverbindungen auch hier wahr- zunehmen. Skapolithgruppe. Meionit. CayAl,SIRO 789330: Spezifisches Gewicht 2737. Molekularvolum 326°8. Marialith. Na,Al,Si,0,,Cl = 8484. Spezifisches Gewicht 2:566. Molekularvolum 330°6. Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 15 Gehlenit. ERUSON: Mittleres Molekulargewicht nach der Analyse von Janovsky (Dana, 6!" ed., 476, Nr. 7) 493-3. Spezifisches Gewicht 3:01. Molekularvolum 160°5. Leucitgruppe. Sodalith. Molekulargewicht 3 NaAlSiO,+NaCl = 486: 15. Spezifisches Gewicht 230. Molekularvolum 211. Vergleicht man das Molekularvolum mit dem von Nephelin (59) und Steinsalz (27 °4), so zeigt sich, daß die Stoffe im Sodalith ein größeres Volumen einnehmen. 3X 59+27°4 = 2044 gegen 211 im Soda- lith. Dabei ist die für das spezifische Gewicht des Sodalith angenommene Zahl verhältnismäßig hoch. Nephelin. Für Nephelin soll die einfache Formel RAISiO, angenommen, jedoch der Gehalt an K berücksichtigt werden. Nephelin, Vesuv (Scheerer, Dana, 5!" ed., 328) kann berechnet werden auf 815°/, NaAlSiO, (142:5), 18:5 KAISiO, (1586); hieraus mittleres Molekulargewicht 145-5. Spezifisches Gewicht 256. Molekularvolum 56’8. Eläolith, Miask (Mittel von einer Analyse von Scherer, 2 Analysen von Brown, Dana, 5fh ed,, 328) führt auf: 79°/, NaAlSiO,, 21°/, KAISiO,. Mittleres Molekulargewicht 146°0. Spezifisches Gewicht 2:597. Molekularvolum 56‘2. Im Mittel für Nephelin NaAlSiO, Molekularvolum 56°5. Leucit. Molekulargewicht KAISi,O, = 219°0. Spezifisches Gewicht (Rammelsberg, Vesuvlava von 1811 mit sehr kleinem Gehalt an Na) 2:48. Molekularvolum 88'4. Feldspatgruppe. Für diese wichtige Gruppe benütze ich zumeist die Zahlen von Tschermak,! welche mit besonderer Rücksicht auf die Exaktheit der spezifischen Gewichtsbestimmung ermittelt sind. Zwischen Orthoklas und Mikroklin ist ein bestimmter Unterschied nicht nachzuweisen. Für Anorthoklas verwende ich die- jenigen Bestimmungen Förstners, bei denen dieAnalyse durch kleinen Gehalt an Fe,O, und MgO die Rein- heit der Substanz verbürgt. Or = KAISi,O, = 2794. Ab = NaAlSi,0, = 2633. An = CaAl,Si,0, = 279. Orthoklas. Adular, St. Gotthard, Fibia. Analyse von Abich. Die Analyse führt auf 84°/, Or, 13°/, Ab, 3°/, An. Mittleres Molekulargewicht 2773. Spezifisches Gewicht 2'568. Molekulatrvolum 108g. 1 Sitzgsber. der kais. Akad. d. Wiss. L, 1—43, 1864. 16 F. Becke, Adular von Pfitsch, Analyse von Tschermak, führt auf 87°/, Or, 11°6°/, Ab, 1°4%, An. Molekular- gewicht 2767. Spezifisches Gewicht 2'573. Molekularvolum 107°5. Rhyakolith, Somma. Analyse von Tschermak führt auf 83°4°), Or, 14°6°/, Ab, 2°/, An. Mittleres Molekulargewicht 276. Spezifisches Gewicht 2:562. Molekularvolum 107'7. Mikroklin. Mikroklin, Ural, Pisani (Dana, 6!" ed., 323, Nr. 2) besteht aus 88°/, Or, 12°/, Ab. Mittleres Mole- kulargewicht 2772. Spezifisches Gewicht 2:55. Molekularvolum 1087. Mikroklin, IImen, Pisani (Dana, 6f" ed., 320, Nr. 3) besteht aus 85°/, Or, 15°/, Ab. Mittleres Mole- kulargewicht 2771. Spezifisches Gewicht 2°562. Molekularvolum 108°2. Mikroklin, Forst bei Meran (Oebbeke, Zeitschr. f. Kryst. 17, 256. 1885) besteht aus 786°), Or, 20°/, Ab, 1'4°/, An. Mittleres Molekulargewicht 276. Spezifisches Gewicht 2:57. Molekularvolum 107'3. Die Zahlen für das Molekularvolum scheinen beim Orthoklas und beim Mikroklin nur wenig ver- schieden zu sein. Berücksichtigt man die trübe, poröse Beschaffenheit des Mikroklin, die durchsichtige kompakte des Adular und Rhyakolith, so darf man zweifeln, ob überhaupt ein Unterschied als sicher- gestellt angesehen werden dürfte. Wenn ein Unterschied vorhanden ist, so ist er jedenfalls sehr klein. Anorthoklas. Anorthoklas, Khania (Förstner, Zeitschr. f. Kryst. 8, 193) besteht aus 66°/, Ab, 7°/, An, 27°), Or. Mittleres Molekulargewicht 268. Spezifisches Gewicht 2'592. Molekularvolum 103°4. Anorthoklas, Sidori (Förstner, ebenda) besteht aus 66:2°/, Ab, 6°4°/, An, 27:4°/, Or. Mittleres Molekulargewicht 2669. Spezifisches Gewicht 2:578. Molekularvolum 103'’5. Änorthoklas, Kilimanjaro (Hyland, Min. Petr. Mitt. 10, 256) besteht aus 56°/, Ab, 14°/, An, 30°/, Or. Mittleres Molekulargewicht 2714. Spezifisches Gewicht 2:63. Molekularvolum 103'2. Albit. Aus der von Tschermak, |. c., ermittelten Zahl für das spezifische Gewicht 2:624 folgt für das Molekulargewicht NaAlSi,O, = 2633, das Molekularvolum ı00'3. Für den »reinsten Albit« von Kasbek folgt aus dem spezifischen Gewicht 2:618 das Molekular- volum 100°6. Anorthit. Nach den Zahlen von Tschermak ergibt sich für das spezifische Gewicht 2'758, bei dem Mole- kulargewicht CaAl,Si,O, = 278:0 das Molekularvolum ro1'2. Nimmt man das etwas höhere spezifische Gewicht, welches Y. Kitamura für fast reinen Anorthit von Miyake angibt (Dana, 6 ed., 339), 2761, so wird das Molekularvolum ıor ‘1. Jedenfalls ist das Molekularvolum von Albit vom Anorthit um weniger als | Prozent verschieden Während die Molekularvolumina von Albit und Anorthit als ziemlich scharf bestimmt gelten können, ist das für den Kalifeldspat nicht der Fall. Alle zur Berechnung herangezogenen Kalifeldspat- analysen geben noch einen nicht unbeträchtlichen Gehalt an Natron, manchmal auch kleine Mengen von Kalk an. Mit dem Molekularvolum von Albit und Anorthit kann man jetzt die Zahl für Adular und Mikroklin korrigieren. Bezeichnet © das rohe Molekularvolum des Kalifeldspates, V, und V, das des Albit und Anorthit, or, ab, an die Molekularprozente, in denen Orthoklas-, Albit- und Anorthit- substanz vorhanden sind, und ist endlich das zu bestimmende Molekularvolum der reinen Orthoklas- substanz V,, so hat man folgende Gleichung: or.V,-tab.V,+tanV, = 100. O aus welcher V, leicht zu finden ist. Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 17 Auf diese Art wurde berechnet: 7. Adulan Gotthard 109-4 BE Pitch ee 1086 Rhyakolith, Vesuv . . . . . 109-7 Nikoklın) Urales reg » menge NIE » Nors NIE Auch bei dieser Art der Rechnung kommt kein greifbarer Unterschied zwischen triklinem und monoklinem Ralifeldspat zum Vorschein. Nimmt man das Mittel aller Zahlen, so ergibt sich für das Molekularvolum reiner Kalifeldspat- substanz 109'4. Mit dieser Zahl und den Zahlen für Anorthit und Albit läßt sich nun auch das Molekularvolum der Anorthoklase berechnen: Molekularvolum nn Berechnet Gefunden Anorthoklasy Khanlase ss r22r22102292 103:4 » Sido 1025 1035 » Kilımanjaronen..2 2102292 103-2. Das Molekularvolum der Anorthoklase ist also ungefähr 1/, Prozent größer, als die Rechnung aus dem Volumen von Orthoklas, Albit und Anorthit ergibt. Andalusitgruppe. Andalusit. Andalusit von Brasilien (Damour, Dana, öf" ed., 373, Nr. 17) enthält 98: 1°/, Al,SiO, (1626), 1:9°%/, Fe,SiO, (220°4). Hieraus mittleres Molekulargewicht 1636. Spezifisches Gewicht 3:16. Mole- kularvolum 51'8. Sillimanit. Molekulargewicht 162-2. Mittleres spezifisches Gewicht nach Dana 3'236. Molekularvolum 50'2. Disthen. Disthen, Tirol, enthält nach der Analyse von Erdmann (Dana, öf" ed., 376) 99-3°/, Al,SiO, und 0-7°/, Fe,SiO,. Mittleres Molekulargewicht 163°0. Spezifisches Gewicht 3'661. Molekularvolum 44'5. Disthen, Greiner. Analyse von Jacobson (ebenda) 98:9°/, Al,SiO,, 1'1°%/, Fe,SiO,. Mittleres Molekulargewicht 1632. Spezifisches Gewicht 3°678. Molekularvolum 44°4. Mittel beider Bestimmungen 44°4. Granatgruppe. Staurolith. Molekulargewicht HFeAl,Si,O,,; = 475°6. Spezifisches Gewicht 3:7. Molekularvolum 123. Denkschriften der mathem.-naturw. Cl. Bd. LXXV. 3 18 RP. Becke, Grossular. Analyse von Bullmann des Grossular von Wakefield (Am. Journ. Sc. 27, 306. 1884) führt aut folgende Verbindungen: 92-3%/,CazAl,SizO,, 4515 4:5 Ca,Fe,Si,O,, 509'2 2:7 MgAl,Si,O,, 404°6 0-5 Mn,Al,Si,O,, 4965. Mittleres Molekulargewicht 4522. Spezifisches Gewicht 3°597. Molekularvolum 125'8. Almandin. Lake superior. Analyse von Penfield und Sperry (Am. Journ. Sc., 32, 308, 311. 1886) liefert folgende Zahlen: 83 F&sALSI,O), 499-3 8 Ca,Al,Si,O,, 451°5 5 Mn,Al,Si,O,, 496°5 4 Ms,Al,Si,O,, 406 6. Mittleres Molekulargewicht 492°1. Spezifisches Gewicht 4:11. Molekularvolum 119°8. Pyrop. Pyrop von Krems (Scharitzer, Zeitschr. f. Kryst., 6, 333. 1882) besteht aus: 72:2°/, Mg,Al,Si,O,. 4046 10-0. Me, ARS1,O,, 49375 7:4 Ca,Fe,Si,0,, 309:2 82907 2.€2,C7S1,0,,.5014 325, 2 e,be,S1,0,2 994.22. Mittleres Molekulargewicht 4338. Spezifisches Gewicht 3:66. Molekularvolum 1184. Kaprubin von Südafrika, Knap (Dana, 5!" ed., 441) besteht aus: 454°), MgAl,Si,O;, 89:6 Fe,Al,Si,O,, 7:7 Ca,Ke,Si,0,, 9297 CE A,SLO 1:4 Mn,Al,Si,0,»- Mittleres Molekulargewicht 453°8. Spezifisches Gewicht 3:86. Molekularvolum 117°6. Das Mittel beider Bestimmungen gibt für Pyrop 118. Demantoid (Kalkeisengranat) besteht nach Nicolajew (Kokscharow, Min. Rußl. 8, 319. 1881) aus: 975%, C;Fe,S1,0,), 20972 1:5 Mg,C1,Si,0,, 4545 120) (Ca.C2, 8:0, Sl 22 Mittleres Molekulargewicht 5078. Spezifisches Gewicht 3'838. Molekularvolum 132°2. Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 19 Cordierit. Die Formel des Cordierit ist in neuerer Zeit von Penfield durch Annahme eines Gehaltes an Hydroxyl erweitert worden. Hievon wird vorläufig noch abgesehen und das Molekularvolum auf Grund der wasserfreien Formel Mg,Al,Si,O,, berechnet. Cordierit, Haddam, Farrington (Am. Journ. Sc. 43, 14. 1892) besteht aus: 78 °/, Mg,Al,Si,O,, 587-4 19:9 Fe,Al,SisO,, 650*6 1:2 Fe,Fe,Si,O,, 766 0:9 Mn,Al,Si,O,, 648:6. Mittleres Molekulargewicht 602-6. Spezifisches Gewicht 2:610. Molekularvolum 230. Cordierit, Ostgotland (Schütz, Dana, 5!" ed., 300, Nr. 2) besteht aus: 64-4°%/, Mg,Al,Si,O,, 9874 29:9 F&,AlSi,O,, 6506 od RERNS,SI ON, UOS: Mittleres Molekulargewicht 617. Spezifisches Gewicht 2:64. Molekularvolum 234. Cordierit, Grönland (Stromeyer, Dana, 5% ed., 300, Nr. 2) besteht aus: 83-7%/, Mg,Al,Si,O,, 587-4 13:0 Fe,Al,Si,O,, 650'6 1:8 Mn,Al,Si,O,, 648-6 1-5 Fe,Fe,Si,O,, 766. Mittleres Molekulargewicht 5987. Spezifisches Gewicht 2°5969. Molekularvolum 235. Cordierit, Haddam (Thomson, Dana, 5!" ed., 300, Nr. 11) führt auf folgende Verbindungen, wobei Mn mit Fe, Ca mit Mg vereinigt wurde, außerdem der Gehalt an FeO so auf beide Oxydationsstufen verteilt wurde, wie die Formel verlangt. Die Oxydationsstufen des Eisens sind in der Analyse nicht getrennt. 993%), Mg,Al,Si,O,5 28 NOS Or 2.47 Me,Ke,Si,0,;- Pas Mittleres Molekulargewicht 622. Spezifisches Gewicht 2:657. Molekularvolum 234. Mittelzahl für Cordierit: Molekularvolum 233. Beryll. Molekulargewicht Be,Al,Si,0,; = 539°9. Spezifisches Gewicht 27. Molekularvolum 200. Epidotgruppe. Zoisit. Zoisit, Ducktown, Analyse von Sipöcz (Sitzgsber. d. kais. Akad. d. Wiss., 82 (l), 1880 führt auf 985%), HCa,Al,Si,O,, (455:5) 1-5°%,, HCa,Fe,Si,O,, (642-2). Mittleres Molekulargewicht 4576. Spezi- fisches Gewicht 3367. Molekularvolum 135'7. 3* 90 F. Becke, Zoisit, Tirol (Sipöcz, ebenda). 98°2°%/, HCa,Al,Si,0,,[Al]l, 1'8°%, HCa,Fe,Si,O,,[Fe]. Mittleres Molekulargewicht 458-5. Spezifisches Gewicht 3'338. Molekularvolum 137'2. Zoisit, Unionville, Brush (Dana, 5% ed., 299, Nr. 18). 99°/, [Al], 1°/, [Fe]. Mitteleres Molekulargewicht 4573. Spezifisches Gewicht 3299. Molekularvolum 1388. Zoisit, Saualpe, Rammelsberg (Dana, |. c. Nr. 3). 92°), [Al], 8°, [Fe]. Mittleres Molekulargewicht 4704. Spezifisches Gewicht 3'353. Molekularvolum 140'3. Zoisit, Kleinitz bei Prägraten (Weinschenk, Zeitschr. f. Kryst., 26). Die Analyse führt auf 97:3°/, [Al], 2°0°/, [Fe], O°7°/, [Cr] (530°5). Mittleres Molekulargewicht 458. Spezifisches Gewicht 3341. Molekularvolum 1371. Zoisit, Gorner Gletscher (Weinschenk, ebenda, 169). Die Analyse führt auf 94-8°%, [Al] 5:2%/, [Fe]. Mittleres Molekulargewicht 460. Spezifisches Gewicht 3'372. Molekularvolum 136’3. Epidot. Klinozoisit, Goslerwand (Weinschenk, ebenda, 166). Die Analyse führt auf 96°8°/, [Al], 3°2°/, [Fe]. Das mittlere Molekulargewicht ist 4581, das spezifische Gewicht 3°372. Molekularvolum 1359. Klinozoisit, Rothenkopf (Weinschenk, ebenda, 166) besteht aus 93 °4°/, [Al], 6°6°/, [Fe]. Mittleres Molekulargewicht 461 °3. Spezifisches Gewicht 3:3985. Molekularvolum 135'8. Epidot, Arendal, Hermann (Dana, |. c. Nr. 5), 76°/, [Al], 24°/, [Fe]. Mittleres Molekulargewicht 499-9. Spezifisches Gewicht 3 37. Molekularvolum 148°2. Epidot, Sulzbach, Rammelsberg. 73°4°/, [Al], 26°6°/, [Fe]. Mittleres Molekulargewicht 505°4 Spezifisches Gewicht 3°466. Molekularvolum 145°8. Epidot, Bourg d’Oisans (Hermann, Dana, I. c. Nr. 16). 68°/, [Al], 32°/, [Fe]. Mittleres Molekular- gewicht 514. Spezifisches Gewicht 3°42. Molekularvolum 150:2. Auch bei dieser Gruppe zeigt sich eine Zunahme des Molekularvolums mit dem Eisengehalt. Jedoch schwanken die Zahlen sehr, so daß eine Berechnung des wahrscheinlichen Volums der Endglieder nicht möglich ist. Für eisenfreien Zoisit kann man 137 als abgerundetes Mittel nehmen. Die sehr eisenarmen Klinozoisite scheinen nach Weinschenk ein etwas kleineres Molekularvolum zu haben als die gleich zusammengesetzten Zoisite. Für Epidot mit zirka 25 Prozent der Eisenverbindung ist 148 als Molekular- volum zu rechnen. Vesuvian. Nach der Formelvon Ludwig und Renard (Mus. Beleg. I, 181. 1882): H,R,,Al,Si,,0,, berechnet sich das mittlere Molekulargewicht für Vesuvian von Ala 1627:6. Spezifisches Gewicht 3:427. Molekular, volum 4749. Dieses Volum ist größer als das der gleichwertigen Mengen von Grossular+Monticellit selbst wenn der Wassergehalt in Rechnung gestellt wird. Serpentingruppe. Chrysotil, New-Haven, Analyse von Brush (Dana, 5" ed., 466, Nr. 64) führt auf folgende Ver- bindungen: 96:5°%/, H,Mg,Si,0, (278:0), 3:5°/, HyFe,Si,O, (3728). Mittleres Molekulargewicht 281. Spezifisches Gewicht 2:49. Molekularvolum 113. Serpentin, Auschkul. Analyse von Hermann (ebenda Nr. 3). 82:4%/, H,Mg,Si,0, 278-0 (2.47 7E1,Re,Si,0, 7737228 o°2 H,Ms,Al,SiO, 279-4. Mineralbestand und Struklur der krystallinischen Schiefer. 21 Mittleres Molekulargewicht 289:2. Spezifisches Gewicht 2:57. Molekularvolum 112'7. Schiefriger Serpentin, Kals. Analyse von Gilm (ebenda Nr. 40). 90: 7°/, H,Mg,Si,0, > NahlReSı(O), 7 E,MSALSIO,. Mittleres Molekulargewicht 285°2. Spezifisches Gewicht 2-593. Molekularvolum ı1o. Schiefriger Serpentin, Zermatt. Analyse von Schweizer (ebenda Nr. 12). 957°), H,M8;Si,O, 2IJ6SEENRE,SIO, 1:7 H,M8AlSiO,. Mittleres Molekulargewicht 280°3. Spezifisches Gewicht 2:55. Molekularvolum 10g'g. Antigorit, Villa Rota. Analyse von Delesse (ebenda Nr. 48). 83 °8°%/, H,M83Si,0, 18 aeSit0), 8:9 H,Mg,Al,SiO,. Mittleres Molekulargewicht 2855. Spezifisches Gewicht 2°644. Molekularvolum 108°o. Bei den Serpentinen macht sich der Unterschied von Faserserpentin (Molekularvolum 113) und Schuppenserpentin (Molekularvolum 109) auffallend bemerkbar. Talk. Nach der Analyse des Talks vom Greiner (Scheerer, siehe Hintze, Handbuch, Nr. XXIII) besteht derselbe aus 97 2°/, H,Mg,Si,O,, (380°4) und 2:8°/, H,Fe,Si,O,, (475°4); hier wurde ein kleiner Nickel- gehalt zum Eisen gerechnet. Mittleres Molekulargewicht 3830. Spezifisches Gewicht 2 69. Molekular- volum x42°4. Chloritgruppe. Pennin, Analyse von Ludwig (Tschermak, Chlorite II, Sitzungsb. der kais. Akad. d. Wiss. 100 (I), S. 17) führt auf folgende Mischung: 60%/, H,Mg,Si,0, 278-0 30 H,MgAI,SiO, 279-4 6 H,Fe,Al,SiO, 342-6 4 H,Ms,Fe,SiO, 337°2. Mittleres Molekulargewicht 284-2. Spezifisches Gewicht 2:678. Molekularvolum 106'1. Klinochlor, Achmatowsk, Analyse von Ortmann (Tschermak, Chlorite, S. 17, Nr. 13). 456°), H,Mg,Si,0, 278:0 49:2 H,MgAl,SiO, 2794 os EINE>A1,SIı0,,34256 3:7 H,Me,Fe,SiO, 337:2. Mittleres Molekulargewicht 282. Spezifisches Gewicht 2°648. Molekularvolum 106’5. D&D DD F. Becke, Korundophilit. Analyse von Obermayer (Tschermak, Chlorite II, S. 17, Nr. 29). 20 .°/, H,Mg,Si,0, 44-4 H,M3Al,SiO, 30°4: H,Fe,Al,SiO, 92 ER, RE SIO), Mittleres Molekulargewicht 305. Spezifisches Gewicht 2:87. Molekularvolum 106. Prochlorit, Zillertal. Analyse von Klement (Tschermak, |. ce. Nr. 21). 537%), H,Mg,Al,SiO, 279-4 7:5 H,Fe,Al,SiO, 342-6 4-3 H,Fe,Fe,SiO, 400-4 34-5 THLRe,S.O, 872:8. Mittleres Molekulargewicht 321. Spezifisches Gewicht 2:971. Molekularvolum 108°o. Leuchtenbergit, Amity. Analyse von Sipöcz (Tschermak, |. c. Nr. 20). 58-2%/, H,Mg,Al,SiO, 279-4 39-7 H,Mg,Si,0, 278-0 2:1 H,Fe,Al,SiO, 342-6. Mittleres Molekulargewicht 280°4. Spezifisches Gewicht 2:680. Molekularvolum 104°6. Amesit. Analyse von Pisani (Tschermak, |. c. Nr. 30). 61-0%/, H,Mg,Al,SiO, 279-4 32:2 H,Fe,Al,SiO, 342-6 6-8 H,Mg,Si,0, 278-0. Mittleres Molekulargewicht 300. Spezifisches Gewicht 2:71. Molekularvolum ııog. Die Zahlen für das Molekularvolum lassen erkennen, daß die eisenhaltigen Verbindungen ein größeres, die eisenfreien ein kleineres Molekularvolum besitzen. Doch ist es zur Zeit nicht möglich, das Molekularvolum der einfachen Verbindungen abzuleiten. Die Magnesium - Aluminiumverbindung scheint insbesondere ein sehr niedriges Molekularvolum zu besitzen. Chloritoid. Analyse von Suida (Tschermak, Sprödglimmer). Die Analyse führt zu folgenden Verbindungen: 1958 WEI, BeAl,SıO777, 7292516 19-5 H,MgAl,SiO, 221-0 0:7 H,FeFe,SiO, 310-4. Mittleres Molekulargewicht 2464. Spezifisches Gewicht 3:538. Molekularvolum 69°6. Glimmergruppe. Bei der Berechnung des Molekularvolums des Glimmer habe ich mich an die Untersuchungen von Tschermak (Sitzgsber. d. Wiener Akad., 76, 2. Abt., Juli 1877; 78, 2. Abt., Juni 1878) gehalten. Jedoch Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 23 wurden die alkalihaltigen Glieder nicht mit den wasserstoffhaltigen zusammengezogen (wie z. B. H,K,Al,Si,O,,), sondern getrennt berechnet (also H,Al,Si,O,, und K,Al,Si,O,,), nicht etwa um zu leugnen, daß zwischen Alkali und Wasserstoff in gewissen Glimmern einfache Verhältnisse bestehen, sondern weil die Rechnung so einfacher wird. Ein Überschuß von Si über das nach Berechnung der anderen Glieder übrig bleibende Al wurde gemäß der Formel S(H,Si,,0,,) in Rechnung gestellt. Bei den magnesiareichen Glimmern kommt jedoch öfter auch ein merklicher Überschuß von Al bei der Berechnung heraus. Dieser ist in den Untersuchungen von Tschermak nicht berücksichtigt. Um ihm gerecht zu werden, kann man ein Glied annehmen, das dem Margarit ähnlich gebaut ist: H,Mg,Al,Si,O,,. Da übrigens alle auftretenden Formeln durch 2 teilbar sind, wurden zur Vereinfachung der Zahlen diese halbierten Formeln angegeben (der gewöhnliche Muscovit also H,KAl,Si,O,,). Ein kleiner Gehalt an Fluor wurde nicht berücksichtigt. Bei größerem Gehalt wurde die fluorhaltige Verbindung F,,Si,O, in Rechnung gestellt. Es ist aber zu bemerken, daß bei dieser Art Rechnung bei Biotit ein beträchtliches Manko an Si eintritt, so daß man eine große Menge der margaritähnlichen Verbindung einstellen muß; auch erscheint der Wassergehalt nach der Formel zu gering. Zunächst folgen die Formeln und die Molekulargewichte: K,AL,Si,O,, 47595 Mg,Si,0,, 423-6 H,Si,0,, 338 Na,Al,Si,0,, 427°5 Fe,Si,0,, 613-2 0,Si,F,, ° 434 Li,Al,Si,0,, 379-5 Fe,Ti,O,, 672-3 H,ALSi,O,, 361°5 H,MgAl,Si,0,, 383-6 K,Fe,Si,0,, 56265 H,CaAl,Si,O,, 399-2 Na,Fe,Si,0,, 517-2 Alkaliglimmer: 1. Muscovit, Bengalen (Tschermak, I. c., 2. Teil, S. 7, Nr. D). 2% » Ostindien (ebenda, Nr. I]). 3. Phengit, Rothenkopf (ebenda, S. 31, Nr. IN. 4. Paragonit, Gotthard, Rammelsberg (ebenda, S. 11, Nr. D. 1 2 3 4 KNSSTOmEE EI 2353 23°8 16°6 3 NEWS Os 257 373 28 25 TERAUEST One: Be Bla: _ _ —_ BGALSIO Er E aa aloe 68:7 63°8 72 Kakeıs Or an rn 126 2:0 9-7 _ NERSHOm 2 2.206 102 26 _ BERSIKO RE an leute 1:0 0-8 — EIRSINON Be arz aln. — — _ ORSEHE RT. 1. lyan- Ne N, 10583 _ 42 — Mittleres Molekulargewicht . 396°9 400-0 404: 1 339 Spezifisches Gewicht . . . . 2'881 2:830 2:892 2.779 Molekularvolum . . . . . .140'°I TATSZL 139'7 137:3 Magnesiaglimmer: 5. Anomit, Baikalsee (Tschermak, S. 13, Nr. V). 6. » Greenwood fournace (ebenda, Nr. VI). 24 F. Becke, 7. Meroxen, Tschebarkul (ebenda, S. 17, Nr. VII). 5 6 7 K,Al,S1,0,5 - 2921 2322 16:0 Na,Al,Si,0,5 70 7:0 2:6 H,AL,Si,O,, - Sl 19-3 20:9 BEINE SH Oh < 1:4 8 10°5 Mg,Si,0,5 42:7 37.1 31-1 Re, SHORT: el 11:6 15:8 H,MgAl,Si,0,5 9-5 _ 3-1 EIRSIE Omen _ 220) _ ONS Eee ec Wr — — Mittleres Molekulargewicht . . 4423 4571 4654 Speziiischesi@ewvichten 00 2200005587, 2846 3.004 Molekulasvolumeear nr reach 160°5 1549 8. Biotit aus Tonalit, Gaul (Hans Hirschi, Inaug. Diss., Beiträge zur Kenntnis der gesteins- bildenden Biotite, Zürich 1901). 9. Biotit aus Granitgneis, Tumpen (ebenda). 8 9 RAN, SI, Os ee 4:3 Nas ANS1, OFEN 4-1 EISAIESIL ON Se Se 3 Lt Du2i6 KERE,SI,O sn van ee 2 1A 2886 NazHe,S1, Or: a rar Erz _ IICHINEIOLE ae ao 4:8 Bes Ofen: 2 0 er 2355 43 MEISE OKT EL een OA 11-4 EENMSANSKOr Tree 10:8 ERGaAN SIKOrs ee 41 Mittleres Molekulargewicht . . . . 466°3 465°3 SpezilischesuGewichtesrsr rel 3:062 Molekularvolumwe u ee re/21u0, ec In den Zahlen für das Molekularvolum erkennt man zunächst deutlich den Einfluß der dem Olivin analog zusammengesetzten Verbindung. Rechnet man einerseits alle MgO- und FeO-haltigen Ver- bindungen zusammen (M), ferner alle, welche außer Si und Al(Fe) nur noch H oder Alkalien oder Fluor enthalten (A), endlich jene, die dem Kalkglimmer analog sind (P), so ergibt sich folgende Zusammen- stellung: M je A Molekularvolum MuUscoviboBengalene Er re —_ 98:2 140-1 » Ostindien= un. ua ren ae E22 e— 978 1411 Phengit, Rothenkopf ARSEE: 34 — 96:6 1373 BiotuteNumpenieen 205 14:9 64°6 151°3 Gau ee ee er 20,24: 81 65°5 152-2 Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 25 IMeroxensuhschepbankulesr ra E69 Bl 50:0 1549 Anomit, Greenwood fourancee . . ....487 - oa 160-5 » Balkalseer en AT 9-5 478 1541 Perowskit. Perowskit von Zermatt (Damour, Dana, 5!" ed., 146, Nr. 5) enthält 98°%/, CaTiO, (1681) gegen 2°%/, FeTiO, (184-1). Mittleres Molekulargewicht 168-4. Spezifisches Gewicht 4:035 (Mittel von zwei Bestimmungen 4:03 und 4:039). Molekularvolum 41'7. Perowskit, Achmatowsk (Jacobson, Dana, 5!" ed., 146, Nr. I) enthält 96°/, CaTiO,, 4°/, FeTiO, Mittleres Molekulargewicht 168:6. Spezifisches Gewicht 4'017. Molekularvolum 42. Perowskit, Schelingen (Seneca, Dana, 5!" ed., 146, Nr. 3) enthält 88°/, CaTiO,, 12°/, FeTiO,. Mitt- leres Molekulargewicht 169:7 Spezifisches Gewicht 4:02. Molekularvolum 422. Auch hier ist das Molekularvolum der eisenreichen Mischung höher als das der eisenarmen, Lehrreich ist indessen der Vergleich mit Titaneisenerz (Molekularvolum 31:7). Es ist begreiflich, daß Perowskit in krystallinen Schiefern keine wichtige Rolle spielt. Mittel der drei Berechnungen 42°o. Titanit. Titanit von Zillertal (Rose, Dana, 5tt ed., 385) enthält: 97-3°/, CaSiTiO, (196-5) und 2:70) FeTiSiO, (212-5). Mittleres Molekulargewicht 1967. Spezifisches Gewicht 3:535. Molekularvolum 55'6° Bemerkenswert ist hier der Unterschied gegenüber der Summe von Perowskit+Quarz 42:0+22:8 = 74'8; ebenso geben Wollastonit+Rutil 41:5+19°1 eine höhere Summe 60:6. Titanit enthält daher die Stoffe in großer Konzentration. Die gewonnenen Zahlen sollen hier nochmals in tabellarischer Form zusammengestellt werden. Unter »berechnet« stehen die Zahlen, die durch Addition der Molekularvolumina der Oxyde gefunden werden, in welche man die Verbindungen zerlegen kann. Bei dieser Rechnung wurden folgende Zahlen angewendet: SiO, (Quarz) 22°8 TiO, (Rutil) 191 AL,O, (Korund) 25:2 Fe,0, (Eisenglanz) 30°3 FeO 14:5 (aus dem Volumen von Magnetit und Eisenglanz) MsO (Periklas) 113 CaO (künstlich) 17:2 Na,0 » ZN R,0 » 39° H,O 18 Co, 56 Tabelle der Molekularvolumina der häufigen Gesteinsgemengteile. Sulfide. Beobachtet Berechnet Beobachtet Berechnet Byınitalse Srs re 20292 —_ MaenetktesaRe Sm! —_ Madkasi: DES, 0 u oo 0.0. ZWd — Denkschriften der mathem.-naturw. Cl. Bd. LXXV. 4 26 F. Becke, Oxyde. Beobachtet Berechnet Beobachtet Berechnet Brucit MgO,H, . 24:8 2 Brookit TiO, . 9-5 _ Diaspor Al,H,O, 364 43:2 Zinnstein SnO, . 222202 — Korund Al,O, 25:2 — Elämtauıtyble, OP 273058 - Periklas MgO 11:3 _ —imenitaRens Ob ee aller 33°6 Quarz SiO, 22.8 — Manetithle, Oper rer Ars - Tridymit SiO, 26°3 — Chrome & AO) IT — Rutil TiO, . es. = +SpinellMgAL,O, . . . ...40:6 36-5 Anatas TiO, 206 — +Hercynit FeAL,O, . ... . . 44-4 39:7 Carbonate. Caleil CaCO 0 73:2 Sidenilye& Over, 9 70-5 MaenesiteV 2 CO) Bere 2700 67.3 Manganspat MnCO, . . . . 311 897 Dolomit CaM8&5O, 22 22222.264272712055 ZinkspatrZzu CO, E28 — Silikate. — Rorsterit M,SiO, . 2.22... 43.9 454 +Wollastonit CaSiO, . . . .. 41:5 40:0 — Hayalitie,Ssio,. 0 2 are A728 518 — /Enstali]\103S1, OMeae 670 68:2 +Monticellit CaMgSiO, . . . . 519 51°3 —_ KeaS KOM re 25 74:6 —-Diopsid CaMgSi,0, - -» .» . . 68 74:1 — Akmit NaResi,0, 22.22 22.22.0.6750 71:3 — Hedenbergit CaReSi,0, . ... 72 77°3 — Jadeit)NaA1lS1,0,2 wre role 69172 Gemeine AusIb ar — — Anthophyllit Mg,Si,0,5 - - - 135 136 4 — Gemeine Hornblende . . . . 140.5 —_ — Tremolit CaMg;Si,0,, -» - - . 135:0 142-3 —Glaukophan Na,Al,Si,0,, - . 136:4 143-6 -+Meionit Ca,Al,Si,O,, . - -» . 826.8 281.2 -+-Gehlenit C3,AL,Sı,0,, : 2 22.216050 ze 1D2a +Marialith Na,Al,SigO,,Cl . ... 330:6 3283 +Sodalith 3NaAlSiO,+NaCl . . 211 204:4 -Orthoklas KAIS,O, . 7... 210974 98:7 ze NephelinNaAISIO, Fr 272022296:0 56.55 ErAlbIENaRlSı, Ober rer7]005 92:0 -EBEUCIEKAISI OF Kr Er 83 75:9 +-Anorthit CaAl,Si,0, » » . . . 1011 88:0 -DAndalusitral, sion als 48-07 7 Disthenr A SiOr mr 2 Er et 48:0 ES lımanitee gr 2 50 48:0 —-Staurolith HReAl,Si,0,; - 2 . 123.07 132521 — Grossular C33Al,Si,0,5 . . . . 125.8 1452 — ByropaMes7AUSEO, 2 Es 1275 — almandin F&8AL,Si,0O, . . -» . 19:8 1871 —Demantoid Ca,Fe,Si,0,5 - - . 132:2 150-3 + Cordierit MALSI;O), - - . - 283 1870 BeryllaBesN,S1, Of 20200 = — 79151 E 12, S 1 Or rl, 1496 Epidot HCa,(Al, Fe),Si,O,,; . . 148 — —Klinozoisit HCa,Al,Si,0,; . . 185-9 149-6 —Vesuvian H,R,sAlsSigOss - . 4749 546 Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 27 Beobachtet Berechnet Beobachtet Berechnet — Chrysotil H,M&,Si,0, . » . . 113 115-5 BenuinES pr ll — — Antigorit H,Mg8,S1,0, . . . . 109 115°5 KlinochlonSpAts 2.221085 = — TaleE,M2,SuO,. . © 2... 142.4 143-1] Amesiar NE, S1O Sr 10 — — Ehloritoid E,ReAl,siO, . . . 6976 80°5 — Muscovit H,KAl,Si,0,5, . - . 140 IM2OBEETRerowskia@a Or 2204220 36°3 Li Biotit (BED AL SI On 2x 1583 — — Man CAamSIO, © 2 © 0.0. &8°® 89-1 Mg,Si, 0,5 Wie schon Loewinson-Lessing am a.O. hervohebt, zerfallen die Gesteinsgemengteile in zwei Gruppen: In der einen Gruppe ist das Molekularvolum der Verbindung kleiner als das der Oxyde, aus welchen die Verbindung zusammengesetzt werden kann; in der anderen Gruppe ist das Molekularvolum größer. Die Verbindungen der ersten Art sind in der Tabelle durch —, die der zweiten durch + kenntlich gemacht. Man bemerkt sofort, daß viele Minerale der + Gruppe typische Kontaktminerale sind, während unter den typischen Gemengteilen der krystallinen Schiefer die der Gruppe — vorherrschen. Dies gilt insbesondere auch von nahen Verwandten, von denen dann die stark kondensierten den krystallinischen Schiefern, die mit größerem Volum den Kontakt- und Erstarrungsgesteinen angehören. Unter den typischen Kontaktmineralen sind nicht wenige, die sich durch eine ziemlich beträchtliche Volumvermehrung auszeichnen; man vergleiche Andalusit, Spinell, Cordierit. Auch unter denjenigen Mineralen, die mit einer gewissen Ausschließlichkeit auf die Erstarrungsgssteine beschränkt sind, finden sich manche mit einer beträchtlichen Erhöhung des Molekularvolums. Man vergleiche Sodalith, Leueit Anorthoklas. Es wäre offenbar gefehlt, wenn man aussprechen wollte, daß alle Gemengteile krystallinischer Schiefer durch reduziertes Volum charakterisiert seien. Es dürfte dann keine krystallinen Schiefer mit Feldspat geben. Ganz zweifellos manifestiert sich aber gerade in der Feldspatgruppe der Einfluß des Volumgesetzes sehr deutlich: Derjenige Feldspat, bei dem die Vermehrung des Volums im Vergleich mit den Oxyden am geringsten ist, der Albit, spielt augenscheinlich die wichtigste Rolle in den krystallinen Schiefern; bei diesem ist die Volumsvermehrung im Vergleich zu den Oxyden zirka 8°/,. Orthoklas mit 11°/, und Anorthit mit 13°/, Volumsvermehrung treten dementsprechend in den krystallinen Schiefern seltener auf, beziehentlich ihre Basen suchen andere Gleichgewichtslagen. Besonders einleuchtend wird die Wirkung des Volumgesetzes dargetan durch die schon erwähnten Volumgleichungen, welche einerseits die Gemengteile eines Erstarrungsgesteins, anderseits die eines krystallinen Schiefers von gleicher chemischer Zusammensetzung aufführen. Diese Gleichungen mögen häufig genug tatsächlich eintretenden chemischen Reaktionen entsprechen und sie sollen in den späteren Teilen unserer Arbeit auf ihre Berechtigung in dieser Hinsicht geprüft werden. Sie behalten aber auch ihr Interesse, wenn man sie nicht als Reaktionsgleichungen, sondern mehr als Parallelisierungen ansehen will. Eine Anzahl von Beispielen solcher Volumgleichungen sollen hier an- geführt werden. Die Zusammenstellung macht auf Vollständigkeit keinen Anspruch. Beispiele von Volumgleichungen. Gabbro. i Eklosgit. Olivin, Augit, Basischer Plagioklas. Omphaeit, Granat, Quarz. Augit = Granat | CaMsSi,0, N 0. 08 Ra S1,O),, Zilk 5 oo oa 0 al (ENIENI SO 68 136 Augit-+-Anorthit — Granat-+-Quarz CaMSSKOR LS a re A 65 R,AILSI,O,, zickan . ee CaAL SION. 0. ee oe SO, N 1691 145-8 Olivin-HAnorthit = Granat ME;SION = a es RALSEO, Ale oe GaAlu SON 2 2 oe 1450 Albit des Plagioklases —_ Na-Al-Silikat des Omphaeit+ Quarz NaAISKON RE 100 NaAlsı.0, 2. De Ne SIOR. u a ee So 876 Diabas. Amphibolit. Labrador, Augit, Titaneisen. Saurer Plagioklas, Hornblende, Granat, Quarz, Titanit Augit-+-Labrador —_ Granat+Hornblende+Albit-HQuarz 3MaCaS Om Ca, ARSL,O, ons | CaAl SO, ne... [01-1 MeCas 0, a ONARISON EN 0 10083 NEO 1100-8 Koaan SO re re 3839 Anorthit-HTitaneisen = Titanit+-Fe-Al-Verbindung der gemeinen Hornblende KEANE. es Aue 2GaSI TO, 7 a assalor e FALSKO, ET ons 2648 251°7 Diese beiden Beispiele gestatten den Vergleich, ohne daß man zu dem Erstarrungsgestein irgend einen Stoll hinzuzufügen oder davon fortzunehmen gezwungen ist. Das nächste Beispiel verlangt die Annahme, daß | zu dem Erstarrungsgestein Wasser und Kohlensäure hinzutreten. Bei der Summe der Molekularvolumina | bezeichet die eingeklammerte Zahl die Summe mit Einrechnung der Volumina von Wasser und Kohlen- säure. Die nicht eingeklammerte bezeichnet das Molekularvolum der festen Bestandteile allein. Diabas. Grünschiefer. Labrador, Augit, Titaneisen. Albit, Hornblende, Zoisit (Epidot), Chlorit, Quarz Titanit. Augit--Anorthitsubstanz-H Wasser — Stralstein-+Zoisit | 7CaMgSi,O, Ge a RD 3CaM27SO Eee | 2MgAl,SiO, AECaF ALSO SE er 0 AGaAESINOR ge 953 DEI OR N rl 36)) 1016 °4 (1052-4) Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 29 Labrador-+Augit+Titaneisen+ Wasser _ Zoisit+-Chlorit+-Titanit-+Quarz-+Albit BNSIS KON 500: BEI ASIKO N N ozA Seas KON WR N 303° 3 IRB STRONG Deere CASINO ERDE BO. . 31:7 SION RER RINRNN. -22>8 218,0. 3 Tr ee RE INT NSLO. oa KaSR) 759-9 (8259) Labrador-+Augit+-Titaneisen+Wasser — Chlorit+-Titanit-HAlbit NSS KO EEE 100:3 HERSSION A N ee 10855 BRESIEON TE EN 101 EIARMI NS ON 00 ROSS HON ee ENE SICHER ea lg NSG, NeAlsO, a Bess 210008 AIHLIO) 8 25, Fo note Der N er 77 ERST : = 480-1 4325 (5045) Labrador+Pyroxen+Wasser+-Kohlensäure — Caleit+Quarz-+Epidot-+Chlorit+ Albit ACHNLSEO, oe NANSLO,ı 5 0.20 80 05 Ayla ANSAISEO), 0 0 0 5 > oo oo AQNle® SCHON on a 0 a0 an 8. 18 BCaVESCOmE E25 3490 1SIO es er ae 16 515956 DERON E20) ZEIG AUSLON 072 BOB N een 280) ERMeISO Rn RR 10655 1145-8 EMRK (Or 100: (1514-6) 1232-8 Diorit. Blosttit2 Basischer Plagioklas, Orthoklas (untergeordnet), Saurer Plagioklas, Biotit, Zoisit (Epidot), Quarz. Hornblende. Anorthit+Orthoklas+Hornblende+ Wasser —_ Zeisit-+Biotit-+Quarz DEAN, Os ar DEICAANSLO, ven 0 0 DRAST,O, oe ee 2HKAI,Si,O, a Ca, See: Mg,Si,0, ENENLO. er ISO Je 3 1 a a Bo ee OR (IC) Be = 671°2 6970 (733-0) 1 Krystalline Schiefer, wesentlich aus Oligoklas, Biotit und Zoisit bestehend, mit etwas Quarz, manchmal auch mit Horn- blende sind im Bereiche des Zillertaler Zentralgneises nicht selten. Für diese Kombination wird der Name Floitit vorgeschlagen. Sie vermitteln chemisch zwischen den Tonalitgneisen und Amphiboliten. Der Name ist vom Floitental genommen, wo Gesteine dieser Zusammensetzung vorzüglich entwickelt sind. 30 F. Becke, Für den Vergleich des Tonalites und der ihm chemisch gleichenden Tonalitgneise kommt vor allem die Ersetzung von basischem Plagioklas und Orthoklas durch Zoisit, sauren Plagioklas, Muscovit und Quarz in Betracht, deren Volumverhältnis von mir schon früher besprochen wurde. Sie vollzieht sich nach der Gleichung: Anorthitl-+Orthoklas-+-Wasser — Zoisit--Muscovit-+ Quarz CANON 5 au „ Alllei DEIGAATSLON Wr RAISKON Re toonA EHRABSEO EC ae Eon RE (ei) 2SIO, A, 12 EEE 9158 4607 (549-8) Die Aufzehrung des Ralifeldspates erfolgt in der Weise, daß der Kalifeldspat durch Albit verdrängt wird. Der farblose Glimmer siedelt sich immer im Plagioklas an; der Kalitfeldspat bleibt frei davon. Neben der Bildung von Zoisit oder Klinozoisit wird auch die Bildung von Granat beobachtet. Dies entspricht folgende Gleichung: Anorthiti-+-Orthoklas+Wasser — Granat+Muscovit-H-Quarz ICHNLSIO, 5 Kup are Bro oe Cha SoSe Sr > INS. ler 2EERALSILOT NS 23x DEROS ee er 26 ISIOhE 5 D2231 479°6 (558-1) In derselben Gesteinsgruppe beobachtet man die zuerst von Tschermak beschriebene Pseudomor- phose von Biotitnach Hornblende. Der Biotit ist gewöhnlich von Epidot begleitet und die Umwandlung kann durch die Gleichung bei Diorit-Floitit gedeudet werden. Bisweilen ist auch Calcit an den Pseudo- morphosen beteiligt nach folgender Gleichung: Hornblende+Orthoklas--Wasser-+-Kohlensäure = Caleit--Biotit-+Quarz CaMg,Si,0;s Fa 2EACO, 2 a 7 CaMgAl,Si,0,, Mg,Si,O, 284 ZART S 1, Ob er 2KH,A1,S1,0,5 DONE ER EN et) 4SiO,.. .... MTREHBDR 0 DILOL re RS (36) STEG 2 9488 492 8 (640-8) Den anorthitärmeren Granodioriten und Granititen stehen entsprechend zoisit-, respektive epidot- ärmere Gneise gegenüber. Sie unterscheiden sich von den Erstarrungsgesteinen zumeist durch stärkeres Hervortreten der Glimmer, namentlich des Muscovit, mitunter (bei den Granuliten im Sinne der deutschen Autoren) auch durch Gehalt an Sillimanit und Disthen. Das Auftreten dieser Minerale kann nicht ohne die Annahme einer Abfuhr von Alkaliverbindungen verstanden werden.” Dementsprechend finden sich in den 1 Est ist Anorthitsubstanz des Plagioklases gemeint, die Albitsubstanz, welche auf beiden Seiten der Gleichung erscheint, ist nicht berücksichtigt. 2 Vergl. die schr beachtenswerten Bemerkungen von M. P. Termier über die Abgabe von Kalk und Alkalien aus den Intrusiv- gesteinen an ihre Umgebung (C. R. de l’Acad. des Sciences, 22 Mars 1897, und Sur l’elimination de la chaux par metasomatose dans les roches eruptives basiques de la region du Pelvoux; Bull. Soc. Geol. de France, 3 serie, 26, 165 [1898]). Mineralbestand umd Struktur der krystallinischen Schiefer. 31 Granitgneisen zumeist merklichere Tonerdeüberschüsse über die zur Feldspatbildung aus Alkalien und Kalk erforderlichen Mengen; sie verraten, daß die Umformung von einer Veränderung des Mengen- verhältnisses der Elemente begleitet wird, die vielleicht auch in anderen Fällen vorhanden ist, aber sich nicht so augenfällig geltend macht wie hier. Durch diese Abfuhr der Alkalien bei der Gneisbildung aus sauren Erstarrungsgesteinen wird die Aufstellung einer chemischen Gleichung erschwert. Daß aber die Bildung von Glimmer auf Kosten der Alkalifeldspate vom Volumgesetz begünstigt wird, liegt auf der Hand. Überhaupt unterscheidet sich aber der Mineralbestand der sauren Granitgneise weniger von dem der Erstarrungsgesteine, als dies bei den basischen Gesteinen der Fall ist. f Die chemischen Äquivalente der fojaitisch-theralithischen Reihe der Erstarrungsgesteine sind bis- her noch unvollkommen bekannt. Die wenigen bekannten Beispiele! entfernen sich kaum von dem Mineral- bestand der entsprechenden Erstarrungsgesteine; dies steht in Einklang mit der Tatsache, daß Alkali-Eisen- Amphibole und -Pyroxene, welche für Erstarrungsgesteine dieser Gruppe charakteristisch sind, ohnehin ein kleines Molekularvolum haben. Die bisher bekannt gewordenen Vorkommen beziehen sich auf relativ kieselsäurereiche Gesteine, die als Erstarrungsgesteine nephelinfrei wären. Ob sich auch Äquivalente der Nephelin-Syenite finden werden und welchen Mineralbestand sie zeigen, muß erst die Zukunft lehren. Wenn das Volumgesetz für sie Geltung hat, sollte man Glaukophan oder Jadeit erwarten nach den Gleichungen: Nephelin+-Albit _ Glaukophan — Jadeit NaAlSi,0, . . . 100-3 Na, SO. 0 - 197 DNSNISOE oe NaAlSiO, . . . 59 156°3 Der Vergleich der klastischen Gesteine kann zu keiner Aufklärung führen, da der Mineralbestand der klastischen Gesteine kein gesetzmäßiger ist. Wohl aber können echte Kontaktgesteine zum Vergleich herangezogen werden, die ihren Mineralbestand unter der Einwirkung von äußeren Umständen erlangt haben, die den magmatischen Zuständen bei der Bildung der Erstarrungsgesteine nahe standen. So lassen sich Andalusit, Cordierit und Spinell führende Hornfelse mit gewöhnlichen Glimmer- schiefern und Phylliten vergleichen. Die Hornfelse haben größeres Volum: Andalusit+Orthoklas+ Wasser = Muscovit+-Quarz ALSO, «wills H,KALSI,O,, . - 141-1 KAISi,O, . . 109-4 SO, 20 00 8 LO, © 0..(dl®) va 1610 (17920) Spinell+-Feldspat+-Wasser — Biotit+Muscovit 4MgAL,O, . . . 1616 AKAISi,O, . . 433:2 2) Me 0, . 306 SO 0. 2.6) HKA1,S1,0, u DESK SE 0 994.8 (648-8) 988 1 Arfvedsonitgneis Cevadaes, Alemtejo Portugal Rosenbusch: Gesteinslehre, 484. — Alkaligranulit von Portugal. V. de Souza-Brandao. Zentralblatt f. Min. ete. 1902, Nr. 2. — Forellenstein von Gloggnitz, Riebeckitgneis. Graf Keyserling Min. Petr. Mitt. Wien 22, 109. 32 F. Becke, Cordierit-+Feldspat--Wasser = Biotit+Muscovit--Quarz 2M&,ALSi,O5 : - - 460 SRAISiO,. . . . .541°5 ie | 306 AHORN SE TO) HRAL,SI,O, RER) 3H,;KALSi,O, - . . 423-3 1001°5 : IOSiO, N 228 (1073-5) ——— 992.25 Andalusit+-Biotit-+Quarz+-Wasser = Muscovit-+-Chlorit DALSIOn 905 DER S OR per = . HN ; DE oe H,Me.SiaO, . 321 4 | Mg,Si,0, | H,Mg,Al,SiO, SiO, . 2 2 603-6 TERROR UBER) 994 :0 (660 0) Tiefenstufen.' So lehrreich das Studium dieser Volumverhältnisse ist und so viel es zum Verständnis des Mineral- bestandes der krystallinen Schiefer beiträgt, so darf doch ihre Bedeutung nicht überschätzt werden. In der Mehrzahl der Fälle kommt das Volumgesetz dadurch zur Geltung, daß an Stelle von hydroxyl- freien Verbindungen hydroxylhaltige gebildet werden. Bei manchen Vergleichen wird die Aufnahme von CO, angenommen. Es muß also nicht nur die Gegenwart der Elemente des Wassers, der Kohlensäure, sondern auch die Möglichkeit ihrer Fixierung vorausgesetzt werden. Ein Überblick der angeführten Vergleiche lehrt, daß das Volumgesetz der Bildung von Kalifeldspat und anorthitreicher Plagioklase entgegenwirkt. Es kann aber nicht geleugnet werden, daß es sehr große Komplexe krystalliner Schiefer gibt, in denen diese Feldspatarten eine wichtige, ja eine herrschende Rolle spielen. Es muß also ein Moment geben, welches dem Volumgesetz entgegenwirkt, welches die Vollziehung jener raumsparenden chemischen Prozesse verhindert. Dieses Widerspiel des Volumgesetzes ist die Temperatur. Steigerung der Temperatur kann in einem Gesteinskörper auf verschiedene Weise zustande kommen: vor allem durch größere Tiefe unter der Oberfläche, also Annäherung an die innere Erdwärme, ferner durch Eruptivkontakt, indem aus größerer Tiefe stammendes Magma bei der Intrusion einen Wärme- vorrat in höhere Schichten der Erdrinde trägt. Diese Wärmequelle kann nicht unbegrenzt wirken, da ja die mitgebrachte Wärmemenge proportional der intrudierten Stoffmenge ist. Es ist noch der Fall denkar, daß Wärme durch mechanische Arbeit oder durch chemische Prozesse erzeugt wird. Solche Vorgänge können nur lokal wirksam werden. Sehen wir von diesen mehr lokalen Wärmequellen ab und ziehen zunächst nur das Erdinnere als allgemein wirksame Wärmequelle in Betracht, so werden wir zu der Vorstellung geführt, daß es innerhalb der Erdrinde zwei Tiefenstufen geben muß: eine tiefere, in welcher die Temperatur so hoch ist, daß die 1 Vergl. J. J. Sederholm: Das Wesen und die Ursache der Metamorphose. Min. Petr. Mitt. Wien. XII. 134. — Derselbe: Über eine archäische Sedimentformation im sw. Finland. Bull. Comm. geol. de la Finlande Nr. 6 (1890). insbesondere S. 224 u. ff. — F.Becke: Vorl. Bericht über den geol. Bau und die krystall. Schiefer des Hohen Gesenkes (Altvatergebirge). Sitzber. Wiener Akad. CI. Abt. 1. März 1892. Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 33 Bildung hydroxylreicher Minerale ausgeschlossen ist, und eine obere, in welcher solche Minerale sich bilden können. Unter besonderen Umständen werden die Temperaturverhältnisse der unteren Tiefenstufe durch Intrusion in höhere Regionen getragen werden oder es werden Ähnliche Verhältnisse vielleicht durch dynamische oder chemische Vorgänge lokal erzeugt werden. Der erstere Fall liegt in den Kontakthöfen der Tiefengesteine vor. Der Nachweis der letzteren Fälle müßte noch erbracht werden. Während in der oberen Tiefenstufe das Volumgesetz die Mineralbildungen beherrscht, kommt in der unteren Stufe eine größere Verwandtschaft zu den Mineralbildungen der Erstarrungsgesteine und der Kontaktbildungen in den innersten Kontakthöfen zur Geltung. Es soll nun der Versuch gemacht werden, die Mineralbildungen anzugeben, welche für die untere und obere Tiefenstufe charakteristisch sind, geordnet nach den Elementen, die zur Bildung der betreffenden Minerale erforderlich sind. Untere Tiefenstufe. Al allein: Disthen, Sillimanit. Fe mit Al: Almandin. Me allein: rhombische Pyroxene, bei Si-Mangel: Olivin. Mg mit Al: Pyrop, Cordierit. Ms mit Ca: Diopsid, Omphaeit. Ca mit Al: Anorthitsubstanz in Plagioklas. Na mit Al: Albitsubstanz in Plagioklasen, bei Si-Mangel Na-Al-Silikat in Omphacit. Na mit Fe: Ägirin, als Beimischung in Omphaeit. K mit Al: Kalifeldspat. K mit Fe und Me: Biotit. RUE. Außerdem Hornblende, Staurolith. Obere Tiefenstufe. Al allein: Disthen. —L Fe und Al: Chloritoid, Granat. \ Me allein: Antigorit. Meg mit Al: Chlorit. Mg mit Ca: Hornblende. Ca mit Al: Zeisit, Epidot. Na mit Al: Albit, bei Si-Mangel Glaukophan. Na mit Fe: Na-Hornblenden. K mit Al: Muscovit. K mit Fe und Mg: Biotit. Ti meist mit Ca und Si: Titanit. Häufig auch Magnetit. Faßt man die Angaben zusammen, so ergeben sich als charakteristische Leitminerale der beiden Tiefenstufen: Für die untere Stufe: Pyroxen, Granat, Biotit, kalkreiche Plagioklase, Orthoklas, Sillimanit, Cordierit, Olivin; für die obere Stufe: Zoisit-Epidotgruppe, Museovit, Chlorit, Albit, Antigorit, Chloritoid. Bei den Zonen gemeinsam sind: Hornblende, Quarz, Turmalin, Staurolith, Titanit, Rutil. Denkschriften der mathem.-naturw. Cl. Bd. LXXV. 5, 34 F. Becke, Es liegt in der Natur der Sache, daß die beiden Stufen nicht scharf geschieden sind und daß einerseits Minerale der unteren Stufe in die obere übergreifen, anderseits die für die obere Stufe charakteristischen Minerale bis zu verschiedenen Tiefen in die untere Stufe vordringen. Bei den wasserhaltigen Mineralen entspricht das der verschiedenen Temperatur, bei welcher der Hydroxylgehalt der Verbindung unter Bildung von Wasserdampf verloren geht. So reichen offenbar die Minerale der Epidotgruppe tiefer herab als die Chlorite; Biotit, Granat höher hinauf als die Pyroxene. Im großen und ganzen wird mit der höheren Temperatur der größeren Rindentiefe auch ein größerer Druck verknüpft sein. Es sind aber sehr gut Verhältnisse denkbar, die den parallelen Gang beider physi- kalischen Momente stören, und das wird weitere Modifikationen in den herrschenden Mineralkombi- nationen herbeiführen. In den Gesteinen, die uns in der Folge beschäftigen werden, finden sich häufig Mineralkombinationen, welche charakteristische Glieder beider Stufen bis zu einem gewissen Grade vereinigen. Die Gesteine des niederösterreichischen Waldviertels geben zumeist typische Beispiele der unteren Tiefenstufe. Verfolgt man in Gedanken die Geschichte eines krystallinen Schiefers vom Momente seiner Ausprägung bis zu dem, wo wir eine Probe desselben an der derzeitigen Oberfläche sammeln können, so ergibt sich, daß das Gestein eine ganze Folge von Temperatur- und Druckzuständen durchlaufen muß. Wären die Silikate der Gesteine sehr empfindlich für solche Änderungen, so könnten wir gar kein Gestein der unteren Stufe jemals zu Gesicht bekommen; es müßte, während es durch geologische Veränderungen an die Erdoberfläche gebracht wird, die Folge von Gleichgewichtszuständen durchlaufen, die den verschiedenen Temperatur- und Druckstufen entsprechen. Die Silikate der Gesteine reagieren aber auf Veränderung von Druck und Temperatur nicht mit der Promptheit eines Manometers oder Thermometers. Vielmehr können augenscheinlich die einmal aufgeprägten Gleichgewichtszustände sich lange Zeit auch bei geänderten äußeren Umständen erhalten. Dennoch wird man häufig in Gesteinen, die ihre Ausprägung in einer tieferen Stufe erhalten haben, Mineralbildungen antreffen, die einer höheren Stufe entsprechen. Sie werden dann in der Regel als sekundäre Neubildungen auftreten. Mit der Unterscheidung von primären und sekundären Gemengteilen kommt man aber bei den krystallinen Schiefern öfter in eine böse Situation, welche darauf hindeutet, daß diese Begriffe, um den Verhältnissen der krystallinen Schiefer sich anzupassen, eine feinere Ausgestaltung bedürfen. Nehmen wir als Beispiel einen Granat-Amphibolit, wie er in Gebieten krystalliner Schiefer, oft mit Eklogit verbunden, nicht selten vorkommt. Durch Vergleich der verschiedenen Gesteinsvarietäten, durch das Studium der Übergänge kann man bisweilen mit großer Wahrscheinlichkeit zeigen, daß der Amphibol unter Aufzehrung des Pyroxens entstanden ist. Ist nun dieser Amphibol primär oder sekundär? Insoferne wir erweisen können, daß er aus Pyroxen enstand, müssen wir ihn als sekundär bezeichnen; inso- ferne er als wesentlicher Gemengteil des Amphibolits auftritt, der durch Verwitterung weiter verändert werden kann etwa zu Chlorit, würde man nicht umhin können, ihn als einen primären Bestandteil des Gesteins: Granat-Amphibolit anzuerkennen. Man sieht, daß die einfache Unterscheidung primär—sekundär nicht ausreicht, um die Beziehungen des Gemengteils Amphibol zum Gestein auszudrücken. Wir wollen nun solche Gemengteile, welche als wesentliche Gemengteile des Gesteins aufzufassen sind und welche miteinander in chemischem Gleichgewicht stehen, als typomorphe Gemengteile bezeichnen. Solche typomorphe Gemengteile können ganz gut während der Ausprägung des Gesteins aus früher vorhandenen Gemengteilen entstanden sein. Gemengteile, die sich in Resten als Zeugen eines vorangegangenen Zustandes neben den typo- morphen erhalten haben, bezeichnen wir als proterogen. Als proterogenen Pyroxen würden wir also in dem angezogenen Beispiel etwaige Pyroxenreste bezeichnen, welche auf ein früheres Eklogitstadium hinweisen. Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 35 Als hysterogen werden wir Gemengteile bezeichnen, welche als Neubildungen erkennbar sind und welche nicht imstande sind, den Typus des Gesteins gänzlich zu verwischen, so z. B. die Hornblende in einem Eklogit, wofern sich dartun läßt, daß sie auf Kosten von Omphaeit oder Granat oder beiden als den typomorphen Gemengteilen des Eklogit sich entwickelt hat. Struktur der krystallinen Schiefer. Die Struktur der krystallinen Schiefer hat, insoferne sie holokrystallin ist, eine gewisse Ähnlichkeit mit der Struktur der körnigen Massengesteine. Gleichwohl ist sie von der Struktur der Erstarrungs- gesteine wesentlich verschieden. Bei diesen ist die krystallinische Struktur das Resultat eines in bestimmter zeitlicher Folge ver- laufenden Krystallisationsprozesses, einer Krystallisation aus Schmelzfluß oder übersättigter Lösung. Die Krystallisation geht von statten in zeitlichem Ablauf und zwar bei stetig sinkender Temperatur, also unter äußeren Umständen, die sich fortwährend in einer Richtung ändern. Die Folge ist ein ungleicher Idiomorphismus der Gemengteile. Je früher die Ausscheidung eines Gemengteiles beginnt, desto deutlicher wird er seine Krystallform zur Ausbildung bringen. An dem Grade des Idiomorphismus ist die zeitliche Aufeinanderfolge der Krystallisation abzulesen. Der zuletzt aus- geschiedene Gemengteil hat am wenigsten Eigenform. Anders bei den krystallinen Schiefern. Der gegen- wärtige Zustand ist hier die Folge einer Reihe von Krystallisationsprozessen, welche an den Gemengteilen gleichzeitig und im starren Aggregatzustand vor sich gingen. Wohl niemals fehlen die Spuren eines gerichteten Druckes und die Krystallisationsvorgänge führen zu einer Anpassung an die mechanische Einwirkung. Die eigentümliche krystalline Struktur der krystallinen Schiefer ist wohl schon längst als etwas eigentümliches erkannt worden. Sie soll hier als krystalloblastische! Struktur bezeichnet werden. Ihre Merkmale werden hier zunächst kurz angeführt und sodann im einzelnen besprochen. Als Merkmale der typischen krystalloblastischen Struktur sind anzuführen: 1. Die wesentlichen Gemengteile des krystallinen Schiefers sind gleichwertig, keines ist vor dem anderen krystallisiert, wie die Binschlüsse beweisen, jeder Gemengteil findet sich gelegentlich als Einschluß in allen anderen vor. 2. Ausbildung von Krystallformen ist verhältnismäßig selten. Die vorhandenen Krystallformen sind stets sehr einfach und oft parallel der Spaltbarkeit. Häufig treten Individuen auf, welche nur eine Krystall- fläche zeigen, die einer Spaltfläche parallel geht, oder nur eine Zone von solchen Krystallllächen, sonst aber der Krystallflächen entbehren. 3. Es fehlen durchwegs durch Voraneilen des Kanten- oder Eckenwachstums entstehende Skelett- bildungen. 4. Nach der Ausbildung der Krystallform lassen sich die Gemengteile in eine Reihe mit abnehmende Krystallisationskraft bringen, so daß jedes in der Reihe voranstehende Mineral in Berührung mit einem nachfolgenden seine Krystallform zur Ausbildung bringt. 5. Parallelstruktur kommt zustande nicht allein durch Parallelstellung fertiger Krystalle mit ihren Längsdimensionen (wie bei der Fluidalsttuktur der Erstarrungsgesteine), auch nicht bloß durch mechanische Kataklase, sondern durch die Begünstigung des Wachsens der Gemengteile in der Richtung senkrecht zur stärkeren Pressung. Sie gewinnt den größten Teil ihrer Wirkung, wenn Minerale vorhanden sind, die ihrerseits begünstigte molekulare Wachstumsrichtungen haben. 6. Zonenstruktur fehlt den Gemengteilen oder ist, wenn vorhanden, von anderer Ausbildung und folgt anderen Regeln als bei den Erstarrungsgesteinen. 1 BAaoteıy — Sprossen. Hr 36 F, Becke, 7. Die Einschlüsse der Krystalle folgen zumeist nicht der Zonenstruktur, sondern entsprechen entweder dem Aufbau aus Anwachspyramiden oder sie lassen eine ältere Gesteinstruktur erkennen. 8. Die krystalloblastische Struktur ist schließlich durch die möglichste Kompaktheit der mit ihr aus- gestatteten Gesteine charakterisiert. Weder blasige noch zellige miarolitische Strukturformen sind mit ihr vereinbar. Als wesentlich sehen wir bei der krystalloblastischen Struktur an, daß der vorhandene Zustand, die gegenseitige Lage, Abgrenzung und Formausbildung der Gemengteile durch einen am starren Gestein vollzogenen gleichzeitigen Krystallisationsprozeß zustande gekommen ist. Die Formausbildung, die Abgrenzung der Gemengteile gegeneinander ist nach unserer Auffassung die Folge einer gegenseitigen Anpassung. Außer den eigenen formgebenden Kräften der krystallinen Individuen sind bei der Struktur der krystallinen Schiefer immer auch gerichtete mechanische Druck- kräfte wirksam und die schließliche Struktur ist daher auch immer bedingt durch die Art, wie diese mechanischen Kräfte wirksam waren und wie sich die krystallinen Gemengteile diesen gerichteten Druck- kräften angepaßt haben. Die im Gestein wirksamen Druckkräfte. Bezüglich der in einem Gestein wirksamen Druckkräfte ist zu unterscheiden der allseitige Druck, welcher auch bestehen bleibt, wenn wir uns das starre Gestein durch eine vollkommene Flüssigkeit ersetzt denken. Dieser Druck hängt wesentlich ab von der Tiefe unter der Erdoberfläche, in der sich das Gestein befindet. Zum mindesten ist dieser Druck gleichzusetzen dem Druck einer Wassersäule von der Höhe der überlagenden Gesteinsmassen. Für lang andauernde, eine allmähliche Verschiebung innerhalb des Gesteins selbst bewirkende Vorgänge muß man wohl den Druck der überlagernden Gesteinssäule selbst in Betracht ziehen. Bloß diesen allseitigen Druck wollen wir als Druck schlechtweg bezeichnen. Ferner ist zu berück- sichtigen der einseitige Druck, Gebirgsdruck, der sich im großen in Faltung, Überschiebung u. s. w., über- haupt in tektonischen Vorgängen äußert und der natürlich schließlich auch in jeder einzelnen Gesteins- lage, ja an jedem einzelnen Korn eines Gemengteiles wirksam sein muß. Diesen ungleichmäßigen Druck welcher Bewegungen innerhalb der Gesteinsmasse, Deformationen derselben, Strukturveränderungen hervorzurufen imstande ist, wollen wir Pressung nennen.! Während der Druck wesentlich auf die Volumenergie der ihm unterliegenden Körper einwirkt, wird die Pressung zunächst formändernd wirken, zunächst elastische Deformationen herbeiführen und die Körper werden ihr Formenergie entgegensetzen. Theoretisch findet sich Formenergie nur bei festen Körpern, daher kann auch Pressung nicht auf flüssiges Magma einwirken. Dieser Satz findet jedoch eine Einschränkung darin, daß in viskosen Flüssigkeiten allerdings auch ungleicher Druck, Pressung, sich entwickeln kann. Um die Anpassung der Gemengteile aneinander und an die Pressung zu verstehen, müssen wir nnehmen, daß die Form der Gemengteile Veränderungen zugänglich sei. Diese Veränderungen können herbeigeführt werden: l. durch elastische Deformationen. Sie würden beim Aufhören der deformierenden Kraft wiedeı verschwinden. Diese Veränderungen können keinen bedeutenden Betrag erreichen, obzwar man Spuren davon in Steinbrüchen bemerkt; 2. durch Translation und Gleitung innerhalb der krystallinen Gemengteile. Diese Art der Veränderung ist gewiß in einem nicht unbeträchtlichen Maß wirksam; namentlich beim Caleit, bei Feld- 1 Im Englischen wäre Druck durch Pressure, Pressung durch Stress zu übersetzen. Diese Übersetzung teilweise übers Kreuz ist zwar unbequem, sie scheint aber nicht umgangen werden zu können, da der deutsche Ausdruck Druck für den Volumenergie weckenden Zustand wohl kaum mehr auszumerzen ist und jedenfalls im Deutschen noch viel mehr Verwirrung entstehen würde, wollte man ihn durch Pressung ersetzen und Druck in der Bedeutung des englischen Stress einführen, wofür bis jetzt ein passendes deutsches Wort fehlt. Wollte jemand statt Pressung Stress im Deutschen gebrauchen, so wäre dagegen nicht viel einzuwenden. Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 37 spaten, bei Pyroxen, bei Glimmern kann man direkte Spuren einer Anpassung durch solche molekulare Verschiebung innerhalb der krystallinen Individuen wahrnehmen; 3. durch Kataklase. Die Pressung bewirkt, indem sie die Fertigkeitsgrenze der Gemengteile über- schreitet, bleibende Verbiegungen, Gestaltveränderungen und schließlich ein Zerbrechen; die Bruchstücke verschieben sich und auf diese Art entwickelt sich eine neue Gleichgewichtslage — Kataklasstruktur. Die Erscheinungen der Rataklase sind so charakteristisch und so leicht im mikroskopischen Präparat zu erkennen, daß ıhr Vorhandensein und ihr Ausmaß leicht festzustellen ist. Ihre weite Verbreitung ist durch zahlreiche Arbeiten nachgewiesen worden und ohne Zweifel sind viele Schieferstrukturen ihrem Wesen nach kataklastisch. Es gibt aber Schieferstrukturen und zwar sehr verbreitet, die sich durch Kataklase oder durch andere rein mechanische Vorgänge nicht erklären lassen. Ihrer Besprechung und Deutung wollen wir uns nun zuwenden. Bruchlose Umformung, Krystallisations-Schieferung — das Riecke’sche Prinzip. Von Heim! wurde die Vorstellung einer bruchlosen Umformung eingeführt. Unterliegt ein Gestein einer vertikalen Belastung, welche die Bruchfestigkeit des Gesteins und seiner Bestandteile überschreitet so wandelt sich diese in einen allseitig fortgepflanzten hydrostatischen Druck und die Gesteine und ihre Gemengteile geraten in einen Zustand latenter Plastizität. Sie sind nun imstande, einem hinzutretenden gerichteten Druck, einer Pressung, durch plastische Umformung nachzugeben ohne Kataklase. Von hier aus ist die Vorstellung ausgegangen und ziemlich allgemein angenommen worden, daß in der Erdrinde zwei Regionen zu unterscheiden sind: eine obere Region der Umformung mit Bruch und eine tiefere Region der bruchlosen Umformung, in der sich die Gesteine wie plastische Körper verhalten und mechanischen Einwirkungen durch Fließen (flowage) nachgeben. Wir akzeptieren zunächst die Vorstellung der bruchlosen Umformung, da sie offenbar tatsächlichen Beobachtungen entspricht, die sich jedem aufdrängen, der unbefangen in Gebieten krystalliner Schiefer beobachtet. Wir glauben aber, daß die Umformung nicht so sehr durch eine mechanische Plastizität (Über- windung der Kohäsion, der inneren Reibung) der Gemengteile bewirkt wird als durch chemische Vorgänge (Auflösung und Krystallisation). Diese Vorstellung ist nicht neu, sie wird aber dem Verständnis näher gebracht durch eine interessante Abhandlung von Riecke. Nach Riecke? wird durch mechanischen Druck oder Zug, überhaupt durch Deformation der Schmelz- punkt eines Körpers herabgesetzt und zwar ist diese Depression des Schmelzpunktes unabhängig davon ob die betreffende Substanz ihr Volumen beim Schmelzen vergrößert oder verkleinert. Die von Riecke abgeleitete Formel lautet: 1 A. Heim: Mechanismus der Gebirgsbildung. Basel 1878. 2 Eduard Riecke: Über das Gleichgewicht zwischen einem festen, homogen deformierten !'örper und einer flüssigen Phase insbesondere über die Depression des Schmelzpunktes durch einseitige Spannung. Nachrichten von der kön. Ges. der Wissensch. zu Göttingen, math.-physikal. Klasse 1894, 4, 278-284. Zu ähnlichen Ergebnissen wie Riecke gelangt auch W. Gibbs. — Vergl. Ostwald: Lehrbuch der allgem. Chemie, 2. Bd., 2. Teil, S. 140, 141. — Vergl. auch H.W. Baakhuis Roozeboom: Die hetero- genen Gleichgewichte vom Standpunkte der Phasenlehre I. Braunschweig 1901, insbesondere S. 215 ff. Seit dem Erscheinen der Abhandlung von Riecke habe ich sowohl im Gespräch mit Fachgenossen als auch in Vorlesungen die Bedeutung des Riecke’schen Prinzips für die Deutung der Parallelstruktur der krystallinen Schiefer hervorgehoben. Es ist auch von einem meiner Schüler bei der Diskussion der Erscheinungen der Schieferung benützt worden. (Vergl. H. Graber: Die Aufbruchs- zone von Eruptiv- und Schiefergesteinen in Südkärnten. Jahrb. der k. k. geol. Reichsanstalt. 47 [1897], 225.) Gleichwohl scheint die Bedeutung der von Riecke aufgedeckten theoretischen Gesichtspunkte bisher nicht allgemein anerkannt worden zu sein. 38 F. Becke, Hier ıst: W, das spezifische Volum des festen Körpers, T, die Temperatur, A das mechanische Wärme- äquivalent, Q die Schmelzwärme der Masseneinheit, E der Elastizitätskoeffizient, 3 der Zug (oder Druck), » die Erniedrigung des Schmelzpunktes. Für Eis ist nach Riecke $— 0:036, 88, wo E in Kilogrammgewichten pro Quadratmillimeter anzugeben ist. Einem Zug gleich der Zugfestigkeit des Eises (0:7 kg pro mm?) würde eine Erniedrigung des Gefrierpunktes um 0:017° C entsprechen. Riecke fährt dann fort: »Allgemein gibt die Formel noch zu der folgenden Bemerkung Veranlassung. In einer gesättigten Lösung befinden sich zwei Prismen, die aus der gelösten Substanz hergestellt sind. Wird das eine einem longitudinalen Zuge oder Drucke unterworfen, so wird sein Schmelzpunkt erniedrigt. Bei konstanter Temperatur tritt Schmelzung ein und die Konzentration der Lösung wird vermehrt; das zweite Prisma aber ist mit dieser im Gleichgewicht nur bei der ursprünglichen Konzentration. Die Wiederherstellung des Gleichgewichtes kann nur durch Auskrystallisieren der gelösten Substanzmenge erfolgen. Wenn diese auf dem zweiten Prisma sich niederschlägt, so wächst seine Masse auf Kosten des deformierten. Es knüpft sich hieran die Frage, ob bei natürlichen Krystallen Wachstumserscheinungen vorkommen, die auf diesem Wege sich bilden könnten.« Die theoretische Studie Riecke’s behandelt nur den Fall homogener Deformation. Es kann aber keinem Zweifel unterliegen, daß die Grunderscheinung auch bei inhomogener Deformation bestehen bleibt, also etwa bei Jen krystallinen Körnern eines Gesteins, zwischen denen eine gesättigte Lösung der Gesteins- gemengteile auf den kapillaren Klüften zirkuliert und das einer einseitigen Pressung unterworfen ist. In einem solchen Aggregat wird sich die Pressung auf der Oberfläche der einzelnen Bestandteile verteilen und man wird Stellen stärkerer und scwächerer Pressung an den Berührungsstellen der einzelnen Körner oder Krystalle unterscheiden. Oberfiächenelemente, welche senkrecht zur Pressung liegen, werden am meisten gepreßt und deformiert sein; Oberflächenelemente, welche in die Richtung der Pressung fallen, werden relativ frei von Pressung und Deformation sein. Man kann sich nun jedes Korn in so kleine Prismen zerlegt denken, daß innerhalb derselben die Deformation als homogen angesehen werden kann und die Riecke'sche Formel anwendbar ist. Es ergibt sich als Resultat, daß die am stärksten gepreßten Stellen der Körner gelöst werden, während die am schwächsten gepreßten in der zwischen den Körnern zirkulierenden Lösung weiterwachsen. Hiedurch werden die Körner offenbar in der Richtung der stärksten Pressung durch Auflösung verkürzt, in der Richtung des leichtesten Ausweichens durch Wachstum ausgedehnt. Wir glauben, daß dieser Lösungs- und Krystallisationsvorgang mindestens ebensoviel zur Parallel- struktur der krystallinen Schiefer beiträgt wie die mechanische Einstellung bereits vorhandener tafeliger Individuen in die Ebene senkrecht zum Druck und wie die Erscheinungen der RKataklase, die immer auch von solchen Lösungs- und Krystallisationsvorgängen begleitet sein werden. Die Anwendung des Prinzips von Riecke setzt voraus, daß entweder das Gestein eine so hohe Temperatur besitze, daß die Erniedrigung des Schmelzpunktes durch Pressung tatsächlich ein Abschmelzen an den Druckstellen bewirkt oder daß das Gestein von einem Lösungsmittel durchzogen sei, welches auf den kapillaren Räumen zwischen den Gemengteilen zirkuliert, wohl auch diese selbst auf Klüften durch- dringt, vielleicht sogar spurenweise intermolekular in ihnen vorhanden ist und sich als eine gesättigte Lösung der sämtlichen Gesteinsgemengteile für die herrschenden Temperatur- und Druckverhältnisse dar- stellt. Diese Vorstellung dürfte umso weniger eine Schwierigkeit haben, als kleine Mengen von Wasser in dem Ausgangsmaterial für die Bildung krystalliner Schiefer stets vorhanden sein müssen. Handelt es sich um ein ursprüngliches Intrusivgestein und schließt sich die Phase der Krystallisationsmetamorphose unmittelbar an die magmatische Erstarrungsphase an, so sind ganz gewiß Reste des »juvenilen« Wassers und anderer Mineralisatoren von der Intrusion her vorhanden. Handelt es sich um ein ursprüngliches Sediment, so sind hinreichende Mengen gebundenen Wassers in den seinerzeit abgelagerten Sediment- Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. 39 massen vorhanden. Schiefertone, Mergel u. s. w. enthalten ja immer mehrere Prozente gebundenen Wassers, welches bei Erhöhung der Temperatur unter Druck durch Dissoziation ausgetrieben, als imprägnierendes Lösungsmittel fungieren kann. Bekannt ist ferner, daß frisch gebrochene Gesteine aus irgend einem Teil der uns zugänglichen Erdrinde stets einen geringen Wassergehalt zeigen, welcher, wenn er selbst nur einige Zehntel Prozent beträgt, hinreicht, um auf den Grenzen der Körner zirkulierend die Umsetzungen zu vermitteln. Den Vorgang der Herausbildung einer Parallelstruktur durch Auflösung und Krystallisation an der Oberfläche der Gemengteile unter dem Einfluß einer äußeren Pressung und einer zwischen ihnen vor- handenen gesättigten Lösung bezeichnen wir als Krystallisationsschieferung. Ihre volle Wirkung wird dort eintreten, wo Gemengteile vorhanden sind, welche durch ihre Molekularstruktur begünstigte Wachstumsrichtungen haben, d. h. die Neigung, tafelige, schuppige oder stengelige, nadelige Formen zu liefern. Wirken die molekularen Wachstumsrichtungen und die durch Pressung begünstigten Richtungen zusammen, so wird die Wirkung potenziert. In der Tat scheint das Vorhandensein solcher Minerale mit ausgezeichneten molekularen Wachstumsrichtungen wie Glimmer, Chlorit, Talk, Hornblende u. s. w. eine der Bedingungen zu ausgeprägter Schieferung zu sein. Fällt mit der bevorzugten Flächen- oder Längsausdehnung der Krystalle noch eine molekulare Spalt- barkeit zusammen, so überträgt sich diese dann auch auf das Gestein. Gesteine, die arm an solchen schieferholden Gemengteilen sind, wie z. B. Kalksteine, Quarzite erreichen auch niemals das Maß von Schieferung und Spaltbarkeit wie die mit ihnen wechsellagernden und den gleichen Druckkräften ausgesetzten Glimmerschiefer, Phyllite, Grünschiefer u. s. w. Daß so durch das Wachsen und nicht durch die Parallelordnung fertiger Schuppen oder Nadeln die Schieferstruktur der krystallinen Schiefer zustande kommt, wird anschaulich dadurch dargetan, daß man in jedem schiefrigen Gestein dieser Art neben den zahlreichen, ungefähr parallel der Strukturfläche gestellten und nach ihr ausgedehnten Individuen auch solche antrifft, welche eine andere Stellung ein- nehmen, diese lassen aber alsdann die Ausdehnung nach der ihnen eigentümlichen Wachstumsrichtung vermissen. So findet man nicht selten in Glimmerschiefern und Gneisen quergestellte Glimmertafeln, die dann ausnahmslos durch ihre kurze gedrungene Form von den gewöhnlichen dünntafeligen Glimmerschuppen abweichen. Ähnliches beobachtet man an den Hornblenden, welche bei Querstellung kurzsäulige Formen annehmen, in der Schieferungsebene zu langen Strahlen auswachsen. Umgekehrt beobachtet man bei tesseralen Krystallen (Granat, Magnetit, Pyrit) öfter eine Verzerrung in der Schieferungsebene. So erweist sich die ausgebildete Krystallform als ein Kompromiß zwischen Molekularstruktur und Gesteinsstruktur. Der Vergleich mit der Parallelstruktur gewisser Eruptivgesteine ist hier naheliegend. Viele Phonolithe, Trachyte, auch Syenite u. s. w. zeigen eine leichte Spaltbarkeit nach einer Ebene, welche durch die parallele Anordnung der tafeligen Feldspatkrystalle bedingt ist. Diese Struktur kommt dadurch zustande, daß fertige Krystalle, die im flüssigen Magma schwimmen, durch Differentialbewegung parallel gerichtet werden. Die parallel gestellten Krystalle sind älter als die Zwischenmasse. Bei der Krystallisationsschieferung handelt es sich aber wesentlich um bevorzugte Wachstums- richtungen. Nicht die fertigen Glimmerschüppchen werden in die Schieferungsebene eingestellt, sondern jene Glimmerindividuen, deren Endfläche in die durch Pressung begünstigte Ebene fällt, entwickeln sich vorwaltend. Die Krystallisation der schieferholden Glimmerschuppen und der von der Pressung minder beeinflußten anderen Minerale ist gleichzeitig. Weiter ist naheliegend ein Vergleich mit der Protoklasstruktur Brögger’s, welche wohl auch schon öfter zur Bezeichnung der Parallelstruktur von Granitgneisen und ähnlichen Gesteinen angewendet worden ist, denen wir Krystallisationsschieferung zuschreiben. Brögger bezeichnet mit diesem Ausdruck Strukturformen, welche während des Aufpressens des Magmas dadurch zustande kommen, daß die 40 F. Becke, dunklen Mineralien sich parallel den Begrenzungsflächen des Gesteinskörpers in Streifen ordnen und bereits ausgeschiedene größere Krystalle zerbrochen, zerrieben und zu augenförmigen Körnern gestaltet wurden.! Als unterscheidend sehen wir an, daß hier das mechanische Moment des Zerbrechens, Zerreibens in den Vordergrund tritt,” und daß die Mineralgesellschaft den Charakter des Erstarrungs- gesteins unverändert darbietet. Wenn aber auch die extremen Fälle in der Natur scharf geschieden werden können, so gibt es doch gewiß auch Übergänge zwischen der durch Krystallisationsschieferung entstandenen krystalloblastischen Struktur und gewissen Erstarrungsmodifikationen der Erstarrungsgesteine. Übergänge gehören zum Wesen der geologischen Erscheinungsformen in der Erdrinde. Wo hier die Grenze zu ziehen ist, wird wohl häufg dem subjektiven Ermessen unterworfen bleiben. Einen Fingerzeig dürfte aber der Mineral- bestand abgeben. Solange er dem typischen Erstarrungsgestein entspricht, wird man Fluidalstruktur, wenn er davon abweicht, Krystallisationsschieferung annehmen. Es scheint, daß die sonderbare Parallelstruktur, welche Ramsay?: von den Gesteinen des Lujavr-Urt beschreibt, zu diesen Übergängen gehört. Eine weitere Konsequenz des Riecke’schen Prinzips ist, daß in gepreßten Gesteinen die Tendenz bestehen muß, Lücken zwischen den Gemengteilen auszufüllen.* Denken wir uns ein Gestein aufgebaut aus Teilen, welche sich nur stellenweise berühren; nehmen wir alstheoretisch einfachen Fallein Aggregat von Kugeln, welche die möglich engste Lagerung angenommmen haben. Schon ein allseitiger Druck wird an den Berührungsstellen Deformation, also Auflösung, an den Lücken hingegen Wachstum, Ausfüllung bewirken. Diese Tendenz, vorhandene oder selbst nur in Entstehung begriffene Hohlräume durch neu gebildete Minerale auszufüllen, ist eine bei krystallinen Schiefern allbekannte Tatsache und findet in der Entwicklung der Streckungshöfe oder toten Räume eine anschauliche Verwirklichung. Ebenso in der Aus- füllung der Zwischenräume zwischen den sich aufblätternden Lagen an den Umbiegungsstellen von Gewölben und in der Ausfüllung der Zerklüfte in gestreckten Gesteinen. Das Prinzip von Riecke gibt also eine gute Erklärung für die Kompaktheit der krystallinen Schiefer, durch welche diese Klasse abermals in auffallendem Gegensatz geräth zu den körnigen Massengesteinen mit ihrer Neigung zur miarolitischen Struktur. Pressung allein kann gewiss keine Krystallisationsschieferung hervorbringen. Wenn also Wein- schenk und andere Kritiker der Dynamometamorphose gegen eine solche Auffassung der Wirksamkeit des »Druckes« Front machen, so ist das berechtigt; aber ich glaube, es ist ein Kampf gegen Windmühlen. Ich weiß nicht, ob es einen Anhänger der Dynamometamorphose gibt. der eine solche Ansicht verteidigt. Wohl aber ist Pressung ein Hauptfaktor der Metamorphose, nicht nur weil durch Pressung die Gemeng- teile zermalmt werden und die Berührungsfläche zwischen festen Teilen und Lösungen vermehrt und vergrößert wird, sondern weil die Pressung nach dem Riecke’schen Prinzip im starren Gestein neben- einander Stellen von Lösung und von Krystallisation erzeugt und so chemische und Krystallisationsprozesse in Gang bringt, die unter den vorhandenen Druck- und Temperaturverhältnissen ohne Pressung nur mit unendlicher Langsamkeit von statten gegangen wären. In diesem Sinne fassen wir auch den Satz von Rosenbusch auf, daß sich mechanische Arbeit in chemische umsetze, und sehen in dem Riecke’schen Prinzip das Bindeglied, welches mechanische und chemische Arbeit in Wechselwirkung bringt. Beziehungen zwischen Krystallisationsschieferung und Kataklase. Es wäre gewiß Übertreibung eines an sich richtigen Gedankens, wenn man in dem Riecke’schen Prinzip die einzige und alleinige Quelle der Parallelstruktur krystalliner Schiefer erblicken wollte. [2 1 Zeitschrift für Kryst. XVI, 105. 2 Brögger setzt die Protoklase direkt in Parallele mit der Kataklase. 3 W. Ramsay: Der Nephelinsyenit auf der Halbinsel Kola. Fennia Nr. 15, 2 (1899). 4 Vergl. hier auch die Darstellung, der bezüglichen Verhältnisse in dem Buche von H. W. Bakhuis Roozeboom: Die hetero- genen Gleichgewichte vom Standpunkte der Phasenlehre I. Braunschweig 1901. S. 215ff. ee Mineralbestand und Struktur der krystallinischen Schiefer. Sal Sicher spielten je nach der Beschaffenheit des Ausgangsmateriales, welches zum krystallinischen Schiefer verarbeitet wird, auch noch andere Umstände mit: die rein mechanische Einstellung Nächenhafter oder länglich gestalteter Krystalle senkrecht zur Druckrichtung; ferner namentlich bei ursprünglich sedimentären Gesteinen die Anordnung der winzigen klastischen Glimmerschüppchen parallel der Sedimen- tierungsebene, welche sich dann auf die Schieferungsebene überträgt, wenn diese mit der Schichtung übereinstimmt. Die Mitwirkung von Gleitung und Translation innerhalb der Individuen ist gleichfalls im Auge zu behalten. Auch Rataklase kann zur Parallelstruktur beitragen, wenn größere Gemengteile unter Einwirkung der Pressung zerbrechen und die Bruchstücke durch Verschiebung und Gleitung sich in einer Fläche senkrecht zur Druckrichtung ausbreiten. Alle diese Erscheinungen können mit und neben der Krystallisationsschieferung am Werke sein. Ob insbesondere Kataklase, also die Erscheinungen mechanischer Verbiegung, Zerbrechung, Zerdrückung und die damit in Zusammenhang stehenden optischen Störungen: undulöse Auslöschung, Zerfall in optisch verschiedene Felder, an einem Gestein zur Ausbildung kommen, hängt ab von dem Verhältnis zwischen der Pressung und dem Maß der Fähigkeit zum Umkrystallisieren, welches durch die Umstände gegeben ist. Bei höherer Temperatur, hohem Druck und hiedurch gesteigerter Lösungsfähigkeit des Imbibitions- wassers werden Pressungen leichter durch Umkrystallisieren ausgeglichen werden als bei niederer Temperatur und bei Drucken, die denen der Erdoberfläche näher stehen. Es werden also solche kataklastische Erscheinungen eine Tendenz haben, in den oberen Teilen der Erdrinde sich geltend zu machen, und sie werden häufig mit der Bildung jener hydroxylhaltigen Gemeng- teile einhergehen, welche für diese oberen Tiefenstufen der krystallinen Schiefer charakteristisch sind. Diese Kombination von starker Kataklase und der Bildung hydroxylhaltiger Gemengteile war es, welche ich bei gewissen Gesteinen des Altvatergebirges antraf und durch die Bezeichnung anogen- dynamometamorph treffen wollte.! Der entgegengesetzte Fall: völliger Ausgleich der Pressung durch Umkrystallisieren, Bildung jener Minerale, welche für die tiefere Bildungszone der krystallinen Schiefer charakteristisch sind, welche also auch mehr Ähnlichkeit haben mit den Mineralassoziationen der Erstarrungsgesteine, sollten durch katogen-dynamometamorph bezeichnet werden. Es ist aber ersichtlich, daß die allerverschiedensten Kombinationen dieser Momente eintreten können, und es ist kaum Aussicht vorhanden, daß jede dieser denkbaren Kombinationen über größere Gebiets- strecken einen einheitlichen Charakter beibehalten wird. Immerhin kann hier erwähnt werden, daß in den augenscheinlich einer bedeutenden Tiefenstufe angehörigen krystallinischen Schiefern des niederösterreichischen Waldviertels die Kataklase eine geringe Rolle spielt und Krystallisationsschieferung überwiegt. In großen Teilen des sächsischen Granulitgebirges (z. B. Gegend von Roßwein und Penig) muß man aus der geringen Verbreitung des Muscovits, der Epidotminerale, des Chlorites, aus dem Auftreten basischer Plagioklase auf eine bedeutende Tiefenstufe schließen, obzwar nach den Untersuchungen Lehmann'’s Kataklase stark hervortritt (Flasergabbro, Augengranulite). Bei gewissen krystallinischen Gesteinen der Schieferhülle der Zentralgneise der hohen Tauern muß man aus dem massenhaften Auftreten hydroxylreicher Minerale auf eine relativ geringere Rindentiefe schließen, gleichwohl fehlt in den Grünschiefern und Kalkglimmerschiefern, ebensoin ausgedehnten Gebieten von krystallisationsschiefrigen Tonalit- und Granitgneisen Kataklase häufig völlig trotz augenscheinlich höchst intensiver mechanischer Beanspruchung. Beispiele intensiver Kataklase in verhältnismäßig geringer Rindentiefe sind offenbar vorhanden im Montblancgebiet, in vielen Teilen der nördlichen Reihe der Zentral- 1 F. Becke: Vorläufiger Bericht über den geologischen Bau und die krystallinischen Schiefer des Hohen Gesenkes (Altvater. gebirge). Sitz.-Ber. Wiener Akad. CI, Abt. I, März 1892. Denkschriften der mathem.-naturw. Cl. Bd. LXXV. 6 42 F. Becke, massen der Schweiz, in uns näherliegenden Gebieten längs des Nordrandes der Venediger und Duxer Zentralgneismasse. Als ausgezeichnetes Beispiel typisch anogener Dynamometamorphose kann auch die schiefrige Entwicklung des Lausitzer Granits längs der Lausitzer Hauptverwerfung aufgeführt werden, welche jüngst von Reinisch! eine eingehende Schilderung erfahren hat. Ausbildung von Krystallformen. Wenn die in den vorangehenden Seiten dargelegten Vorstellungen über die Vorgänge bei der Bildung eines krystallinischen Schiefers zutreffen, so ergibt sich als notwendige Folge, daß die Ausbildung von Krystallformen, soweit eine solche bei den Gemengteilen der krystallinen Schiefer vorhanden ist, nicht in derselben Weise beurteilt werden kann und darf wie bei den Erstarrungsgesteinen. Die Gemengteile eines krystallinen Schiefers sind, während er die uns jetzt vorliegende Struktur annimmt, in starrem Zustande vorhanden, sie berühren sich gegenseitig innig und nur auf den kapillaren Klüften zwischen ihnen mag eine Spur einer Flüssigkeit zirkulieren, welche eine gesättigte Lösung der sämtlichen Gemeng- teile des Gesteins darstellt, welche vielleicht intermolekular spurenweise auch das Innere der Individuen durchdringt und die fortwährenden, durch die wechselnden äußeren Pressungen bedingten Umsätze ver- mittelt, hier löst, dort wachsen läßt und das Gestein befähigt, durch diesen inneren Krystallisationsprozeß den Äußeren Kräften zu folgen. Wenn unter solchen Umständen Krystallformen an einem Mineral auftreten, so kann das nicht Folge eines zeitlichen Bildungsunterschiedes sein, sondern die Krystallformen können nur gewonnen und behauptet werden in steter Berührung mit den Nachbarn im Kampf um den Raum. Es ist auch die Ausbildung von Krystallformen bei krystallinen Schiefern viel beschränkter als bei Erstarrungsgesteinen. Zumeist sind die Kanten gerundet, die auftretenden Formen sehr einfach, wenig abgeleitete Flächen vorhanden. Besonders hervorzuheben ist die Häufigkeit von solchen Krystallflächen, die einer Richtung voll- kommener Spaltbarkeit parallel gehen; wenn die Spaltform keine geschlossene Form darstellt, findet sich sehr häufig nur eine partielle Entwicklung der Krystallform, indem nur die Spaltfläche als Krystallfläche auftritt oder einige mit den Spaltflächen tautozonale Flächen, welche eine offene Kombination liefern. So zeigen Glimmer, Chlorite, Sprödglimmer, Talk meist nur die Endfläche; die Ränder der Tafeln sind unbestimmt begrenzt. Hornblenden zeigen das Spaltungsprisma, allenfalls untergeordnet Quer- und Längsfläche, Disthen Ouer- nnd Längsfläche, untergeordnet das Prisma, Andalusit das Spaltprisma; die Enden zerfasern oder sind regellos begrenzt. Granat entwickelt in der Regel das Rhombendodekaeder, die rhomboedrischen Carbonate das Grundrhomboeder, Magneteisen das Oktaeder, Pyrit den Würfel. Nie finden sich in einem krystallinen Schiefer Skelette mit voraneilendem RKanten- oder Ecken- wachstum. Dagegen sind unterbrochene, löcherige Krystallflächen, Eindrücke durch andere Krystalle der- selben oder verschiedener Art sehr gewöhnlich. Nach der den Gemensteilen innewohnenden Krystallisationskraft lassen sie sich in eine Reihe ordnen, so zwar daß jedes in der Reihe vorangehende Mineral in Berührung mit einem nachfolgenden seine Kıystallform zur Geltung bringt. Die Gemengteile krystallinischer Schiefer nach abnehmender Krystallisationskraft. Titanit, Rutil, Magneteisen, Eisenglanz, Titaneisen, Granat, Turmalin, Staurolith, Disthen. Epidot, Zoisit. Pyroxen, Hornblenden. IR. Reinisch: Druckprodukte aus Lausitzer Biotitgranit und seinen Diabasgängen. Habilitationsschrift. Leipzig 1902. Mineralbestand und Struklur der krystallinischen Schiefer. 43 Breunnerit, Dolomit, Albit. Glimmer, Chlorit. Caleit. Quarz, Plagioklas. Orthoklas, Mikroklin. Ausnahmen von dieser Reihenfolge werden gewiß vorkommen und sind auf äußere Momente zu schieben, welche die Krystallisationskraft ändern. So scheint es, daß kleine Individuen mehr Aussicht haben, ihre Krystallform zur Ausbildung zu bringen als große. Was hier Krystallisationskraft genannt wird, dafür wird man wahrscheinlich bei näherem und tieferem Studium noch einen exakteren Ausdruck finden. Die Vorstellungen von Curie! über die Ursache der Ausbildung der Krystalllächen würden sich wohl hier anwenden lassen. Den Krystallen wird eine bestimmte Oberflächenenergie zugeschrieben, welche durch die Kapillaritätskonstante gemessen wird. Der Krystall strebt jenem Zustand zu, bei welchem die Oberflächenenergie ein Minimum ist. Liegen nun Aggregate von krystallinen Individuen vor und sind dieselben in einem Zustand, der eine gewisse Beweglichkeit zuläßt, so wird jene Krystallart ihre Krystall- form zum Vorschein bringen, welche die kleinere Oberflächenenergie besitzt. Die Oberflächenenergie ist auf Krystallllächen kleiner als auf anderen Oberflächenteilen. Sei A < A’ die Energie einer Krystallläche und eines gleich großen anderen Oberflächenteils für den einen Körper, B» um die erste Mittellinie, so werden Schnitte, deren Normalen in den Bereich des spitzen Axenwinkels fallen, unter- normale, Schnitte im Bereich des stumpfen Axenwinkels übernormale Farben haben. Schließlich kommen Fälle vor, wo innerhalb des Spektralbereiches ein Wechsel im Zeichen der Doppelbrechung eintritt. Für eine bestimmte Farbe liefert das Mineral keinen Gangunterschied, für das eine Ende des Spektrums verhält es sich positiv, für das andere negativ. Dann nimmt (y—o) mit der Wellen- länge zunächst bis 0 ab, um dann mit geändertem Vorzeichen wieder zu wachsen. Die Folge davon sind anormale Farben. Sie finden sich unter den gesteinbildenden Mineralien bei manchen Chloriten, Vesuvianen und Melilithen. Mäßige Grade der Dispersion der Doppelbrechung rufen auch bei der Kompensation mit dem Babinet'schen Kompensator charakteristische Erscheinungen hervor, die man sich an der Hand eines Diagramms leicht klar machen kann. In Fig. 3 bedeute 00 die Lage des Kompensationsstreifens in der Nullstellung. Nach Einschaltung der doppelbrechenden Platte werde er nach Fig. 3. rechts verschoben. Ist die Dispersion von 0 ü IE Pl 2-0°0008 \ 9 7 Quarz, so wird die Nompensation im Violett \ (—.) größer als die Dispersion (e—o®) im an einer Stelle erfolgen, die weiter von der \ ! \ 2 Nullstellung entfernt ist als im Rot. Denken wir uns die Erscheinung N spektral zerlegt, so werden die dunklen a Stellen im Farbenband einen geneigten ® NS En Streifen bilden. Bezeichnen wir die im roten und violetten Licht bis zur Kompensation erforderlichen Schrauben- umdrehungen mit /, und Z,, mit d die Dicke der Platte, mit C, die Instrument-Konstante des Babinet, so ist: K—o),d= (0,5% ((—-a)d = (e—0),l,C, und =) . C-W) Io =) 0), Wenn das Dispersionsverhältnis des Minerales größer als das des Quarzes ist, so wird J, > /, und die Neigung des Kompensationsstreifs ist so, wie sie unter r» gezeichnet ist. Ist das Dispersionsverhältnis kleiner als bei Quarz, so wird , < /, und die Neigung des Kompensa- tionsstreifens wird durch r'v’ dargestellt. Im ersteren Falle hat man an der inneren, der Ruhelage zugewendeten Seite des Kompensations- streifens einen bläulichen, an der Außenseite einen rötlichen (mitunter gelblichen oder bräunlichen) Saum. Im zweiten Falle liegen die Farbensäume umgekehrt. Diese Erscheinungen steigern sich mit der Dicke der Platte. ‘ 62 F. Becke, Wenn man den Analysator um 90° dreht, so treten die Streifen mit einem Gangunterschied von einer halben Wellenlänge farbig hervor; der Unterschied dieser beiden Bänder ist dann öfter deutlicher warhnehmbar als die Farbensäume des Kompensationsstreifens bei gekreuzten Nicols. Ist das Dispersionsverhältnis größer als bei Quarz, so ist das innere Band lebhafter gefärbt, ist es kleiner, so ist das äußere lebhafter. (Fig. 3 punktierte Linien —!/,% und -+1/,%.) Bei einer Dispersion der Platte gleich der des Quarzes ist kein Unterschied zu merken. Die Erscheinungen werden noch weiter kompliziert durch eine ungleiche Änderung des Dispersions- verhältnisses in den verschiedenen Spektralbereichen. Hiedurch wird bei spektraler Zerlegung eine Krümmung des Kompensationsstreifens bewirkt. Beim Gips ist das der Fall; hier hat bei Kompensation einer dickeren Gipsplatte durch Quarz der Kompensationsstreif innen einen grünen, außen einen violetten Saum. Dies entspricht einer nach innen konkaven Form des spektral zerlegten Kompensationsstreifens. A. Messung der Dispersion der Doppelbrechung. Wie man den Unterschied der Brechungsexponenten für verschiedene Spektralbereiche durch Kom- bination des Babinet'schen Kompensators mit einem Okularspektroskop messen kann, hat jüngst Herr Dr. C. Hlawatsch in einer im Wiener mineralogischen Universitätsinstitut ausgeführten Arbeit gezeigt.! Die dort angewandte Methode ist für die Arbeiten des Petrographen zu kompliziert und schwierig. Auch die Beleuchtung mit monochromatischem Licht von verschiedener Wellenlänge, wie sie durch Wülfings Spektralapparate ermöglicht ist, wird wohl für die laufenden Arbeiten des Petrographen als zu umständlich befunden werden. Ich habe den Versuch gemacht, der Dispersion der Doppelbrechung durch Anwendung von Licht- filtern nachzugehen. Ich benützte ein Rubinglas und ein Kobaltglas. Die Wellenlänge des durchgelassenen Lichtes kann man ein für allemal bestimmen, oder man kann, da insbesondere beim blauen Lichtfilter die Wellenlänge des vorzugsweise wirksamen Lichtes sehr von der Lichtquelle abhängt, diese Wellenlänge im Versuch selbst auf indirektem Wege ermitteln. Man verfährt so: Nachdem im weißen Licht der Kompensationsstreif eingestellt ist, schiebt man das Lichtfilter vor und stellt den Kompensationsstreif genau ein; ebenso nach Drehung der Platte um 90°. Die Differenz der Ablesungen ist 22. Ist nun C, die Instrumentkonstante, d die Dicke der Platte, (y—a), und (eo), die Unterschiede der Brechungsexponenten im Mineral und im Quarz für die Wellenlänge A, so hat man: (Yo) = Dane Op & = oh : Auf der rechten Seite des Ausdruckes ist alles bekannt bis auf («—o®),. Nimmt man nun den Abstand zweier dunkler Streifen in dem von der Lichtquelle gelieferten und durch das Lichtfilter durchgelassenen Licht ö,, so hat hat man 5, C, e-o), = oder r CC ne (eo) Die Größen links sind bekannt, somit kennt man das Verhältnis X : («—o),. ! Bestimmung der Doppelbrechung für verschiedene Farben an einigen Mineralien. Min. Petr. Mitt. Wien, 21, 107, 1902. Optische Untersuchungsmethoden. 63 Dieses Verhältnis ändert sich sehr stark mit der Wellenlänge, wie die hier folgende Tabelle zeigt, die nach den Angaben in Landolt-Bernstein’s physikalischen Tabellen zusammengestellt ist: x 0-000759 687 656 DE Selen [o)\ [0] [do) 431 h 410 Jaf 397 EN) 0:00894 900 903 Si 923 930 944 954 959 43 41 Das Verhältnis X: (e—®) entspricht fast genau einer linearen Funktion der Wellenlänge. Man kann daher X berechnen, wenn X: (e—o») gegeben ist. Die aus obiger Tabelle abgeleitete Formel lautet: N Eu - 0:00834 + 0.000049. Noch einfacher ist es, das hier mitgeteilte Diagramm (Fig. 4) zu benützen, welches, über einer Abszisse die Wellenlängen darstellend, die Kurven für («—o), und das Verhältnis X : («—o), enthält. Der Gebrauch 00096 Fig. 4. 00095 0'0094 00093 0'0092 Mavstab für (E-w) A 00091 0:0090 EErtccen 00008 7 005 Maustab für A (E-W)A des Diagramms ist sehr einfach. Aus den Beobachtungen findet man die Größe A: («—o), für das ver- wendete Lichtfilter. Man sucht den entsprechenden Punkt der geraden Linie X: («—o), und findet an der Abszisse die Wellenlänge, an der zweiten Kurve die Differenz der Brechungsexponenten für Quarz für diese Wellenlänge, so daß die Formel für (y—o), auf Seite 8 (62) ausgewertet werden kann und nebstbei ist die Wellenlänge des angewendeten Lichtes bekannt. 64 F. Beecke, B. Konoskopische Methoden. Konoskopische Beobachtungen fanden ausgedehnte Verwendung. Die neuerdings in größerer Zahl erscheinenden Handbücher, welche den Gebrauch des Polarisations-Mikroskops behandeln, ließen mich bemerken, daß die Kenntnis und der vielseitige Gebrauch des Mikrokonoskops noch lange nicht so ver- breitet ist, als es die Raschheit und Übersichtlichkeit des konoskopischenArbeitens verdienen würde. Wenn ich hier die konoskopischen Untersuchungsmethoden ausführlicher behandle, so soll damit kein abträgliches Urteil über das Arbeiten mit der Theodolithmethode ausgesprochen werden, mit welcher Methode die konoskopische vielfach in Konkurrenz treten kann. Im Gegenteil erwähne ich ausdrücklich und dankbar die vielfache Anregung, die ich den Schriften E. von Fedorow’s über Theodolith- methode! verdanke. Manche von den konoskopischen Methoden sind geradezu Anpassungen der von v. Fedorow gefundenen Sätze an die Arbeitsweise im konvergenten Licht. Der Nachweis, daß viele von den Untersuchungen, deren Durchführbarkeit auf dem allerdings meist etwas zeitraubenden und umständlichen Wege der Theodolithmethode E. von Fedorow gefunden hat, auch auf dem kürzeren, leichteren Wege der konoskopischen Untersuchung erledigt werden können, dürfte aber vielleicht manchem Forscher willkommen sein, und dem weiteren Fortschritt exakter optischer Untersuchungen an den Dünnschliffen der Gesteine die Wege bahnen. 1. Die Geschwindigkeitsellipsen. Zur Übersicht der Fortpflanzungsgeschwindigkeit und Schwingungsrichtung ebener Wellen in doppelbrechenden Krystallen ist sehr geeignet eine Darstellungsart, die schon in Beer’s Einleitung in die höhere Optik enthalten ist, aber bisher in der mineralogischen Literatur trotz ihrer augenschein- lichen Vorzüge keine Beachtung gefunden hat.? In einem optisch zweiaxigen Krystalle haben alle Wellen, deren Normalen mit den optischen Axen Winkel n und r/ einschließen, deren Summe 17-+ konstant ist, die gleiche Fortpflanzungsgeschwindigkeit. Die zugehörigen Wellennormalen erfüllen die Oberfläche eines elliptischen Kegels, für den die optischen Axen die Rolle von Brennstrahlen spielen. Die Summe 17-+ variiert von einem Wert = 2V bis zu 180° und den verschiedenen Werten von n7+n’ entspricht eine Schaar von konfokalen elliptischen Kegel- mänteln, von denen der erste sich auf den zwischen den optischen Axen gelegenen Sektor der Axenebene reduziert, während das andere Extrem der auf der I. Mittellinie senkrechten Kreisebene entspricht. Wir wollen, um eine bestimmte Vorstellung festzuhalten, einen optisch negativen Krystall betrachten. Dann hat der Komplex von ebenen Wellen, deren Normalen den Sektor zwischen den I optischen Axen A und B erfüllen, die mittlere Geschwindigkeit 1: wobei v die Geschwindigkeit in der Luft, ß den mittleren Brechungsexponenten? bedeutet. Dem anderen Extrem, gebildet von den Normalen senkrecht zur ersten Mittellinie «, entspricht die größte Geschwindigkeit —. Den zwischenliegenden Geschwindigkeitskegeln entsprechen Geschwindigkeiten zwischen = und er Diese Geschwindigkeitskegel heißen nach Beer Geschwindigkeitskegel erster Art. 1 Universal- (Theodolith-) Methode in der Mineralogie und Petrographie, I. Zeitschr. f. Kryst., 21, 574—678, 1893. Il. Ebenda, 22, 229—268, 1894. 2 August Beer: Einleitung in die höhere Optik. 2. Aufl., bearb. von V. v. Lang, 1882, S. 373ff und S. 304 ff. 3 Die drei Brechungsexponenten eines zweixaigen Krystalls werden hier wie üblich in der Reihenfolge «<< 7 bezeichnet. Optische Untersuchumgsmethoden. 65 Eine zweite Schaar von konfokalen Geschwindigkeitskegeln hat als Brennstrahlen zwei Axen- richtungen, die den stumpfen Winkel der optischen Axen 180—2V umschließen. Bezeichnet p und »’ die Winkel, welche die betrachtete Normale mit den Axen A und der Gegen- richtung von B, B’ einschließt, so ist g=n und p = 180—n. Alle Wellen, deren Normalen eine konstante Summe »-+»/ liefern, haben wiederum gleiche Lichtgeschwindigkeit. Sie erfüllen wiederum die Mantelfläche eines elliptischen Kegels, der die Axenrichtungen A und B’ als Brennstrahlen hat. Die Summe p-+9’ hat ein Minimum von 180°—2V und ein Maximum von 180°. Im ersten Fall reduziert sich der Kegel auf den Sektor zwischen A und B’; ihm entspricht die mittlere Geschwindig- keit er Im zweiten Fall wird der Kegelmantel zur Ebene senkrecht zur zweiten Mittellinie y und die zugehörige kleinste Geschwindigkeit 7 Den Zwischenlagen entspricht eine Geschwindigkeit zwischen v v —- und —. B 7 Dies sind nach Beer die Geschwindigkeitskegeln zweiter Art. In jeder Normalenrichtung schneiden sich zwei Geschwindigkeitskegel unter einem rechten Winkel. Die Tangentialebenen an die beiden Kegelmäntel halbieren die Winkel zwischen den Ebenen, die durch die Normale und die beiden optischen Axen gelegt werden. Diese Tangential-Ebenen geben somit nach der bekannten Fresnel’schen Regel die Schwingungsrichtungen der beiden in der Richtung der Normale fortschreitenden ebenen Wellen an. Nun denke man sich um die Geschwindigkeitskegel eine Kugel beschrieben. Jene schneiden die Oberfläche der Kugel in geschlossenen Kurven, die die Durchstoßpunkte der optischen Axen in vier zu je zwei und zwei einander gegenüberliegenden Systemen umziehen. Diese Kurven sind Kugelellipsen, d. i. Kurven, die auf der Oberfläche der Kugel um die Durchstoßpunkte der optischen Axen nach demselben Gesetz konstruiert sind, wie Ellipsen in der Ebene um ihre Brennpunkte. Sie heißen Geschwindigkeits- ellipsen. Nach den eben erörterten Eigenschaften der Geschwindigkeitskegel durchsetzen die Geschwindig- keits-Ellipsen einander unter rechten Winkeln. In jedem Punkt auf der Oberfläche der Kugel, dessen zugehöriger Radius eine Wellennormale darstellt, schneiden sich zwei Geschwindigkeits-Ellipsen unter rechten Winkeln und die in diesem Punkte errichteten Tangenten an die beiden Kugelellipsen, die gleich- zeitig die Kugel tangieren, geben die Schwingungsrichtungen der beiden Wellen an. Denkt man sich die Geschwindigkeits-Ellipsen auf der Kugel in größerer Zahl konstruiert, so daß sie die Kugel wie mit einem Gradnetz überziehen (vergl. hiezu z.B. Fig. 6, S. 17 [71]), so ist dadurch für jeden beliebigen Punkt der Kugel, oder für jede beliebige Richtung im Krystall die Schwingungsrichtung der beiden längs der betrachteten Richtung fortschreitenden Wellen ebenso bestimmt, wie auf einem Erdglobus durch Auftragung des Gradnetzes für jeden Punkt die Orientierung der Weltgegenden bestimmt ist. Lage und Gestalt der Geschwindigkeits-Ellipsen hängen ab von dem Winkel der optischen Axen 2V. Läßt man V kleiner und kleiner werden, so wird beim Übergang zum Grenzwert V=0 für den optisch einaxigen negativen Krystall das System der Geschwindigkeits-Ellipsen erster Art zu einem System von Parallelkreisen um den Axenpunkt als Pol, das System der Geschwindigkeits-Ellipsen zweiter Art zu einem System von Meridianen, die durch den Pol, die optische Axe, laufen. (Fig. 13, 14, 15.) Wir werden daher in der Folge statt der von Beer gebrauchten Ausdrücke Geschwindigkeits- Ellipse erster und zweiter Art die bezeichnenderen Namen Äquatorial- und Meridian-Ellipsen gebrauchen. Bei den optisch negativen (einaxigen und zweiaxigen) Krystallen stellen die Tangenten an die Meridian-Ellipsen die Schwingungsrichtungen der rascheren Wellen dar. Für die optisch positiven Kry- stalle gilt das Umgekehrte. Denkschriften der mathem.-naturw. Classe. Bd. LXNXV. 9 66 F. Becke, Man hat also folgende Zusammenstellung: Optisch negativ. Optisch positiv. Meridian-Ellipsen = o-Ellipsen Meridian-Ellipsen = y-Ellipsen. Äquatorial- » ae Äquatoria- » zu « In den Figuren sind die «-Ellipsen durch gestrichelte, die 7-Ellipsen durch punktierte Linien ange- deutet. Den Verlauf der Geschwindigkeit-Ellipsen kann man sich leicht an einem Modell klar machen. Holz- kugeln, auf denen die Lage der drei optischen Symmetrie-Ebenen, der drei optischen Symmetrie-Axen, die Axenpunkte bezeichnet, und auf denen die zwei Scharen von Geschwindigkeits-Ellipsen aufgetragen wurden, sind in meinem Institute schon längere Zeit in Gebrauch. An der Hand eines solchen Modells kann man bereits vielerlei Erscheinungen verfolgen: die rasche Änderung der Schwingungsrichtung in der Nähe der optischen Axen, die langsame Änderung in der Nähe der optischen Normale, der zweiten Mittellinie und der ganzen senkrecht zur ersten Mittellinie liegenden Symmetrie-Ebene. Im Felde in der Nähe der ersten Mittellinie sieht man deutlich zu beiden Seiten der Axenebene die Schwingungsrichtungen sich rasch ändern, während zu beiden Seiten der dazu senkrechten Symmetrie-Ebene die Änderung langsamer erfolgt u. s. w. 2. Die Skiodromen. Die wertvollste Anwendung gestatten aber die Geschwindigkeits-Ellipsen zur Ableitung der Inter- ferenzbilder. In der Tat erhält man ja die Lage der Schwingungsrichtungen im Interferenzbild, indem man die Kugel mit den eingetragenen Geschwindigkeits-Ellipsen in entsprechender Stellung in das Gesichtsfeld des Konoskops projiziert. Hiebei ist orthogonale Projektion anzuwenden; denn nach den Gesetzen dieser Projektionsmethode sind die Punkte des konoskopischen Gesichtsfeldes mit den Rich- tungen der Lichtwellen im Krystall verknüpft. Die Geschwindigkeits-Ellipsen bilden sich im Gesichtsfeld des Konoskops als Kurvensysteme ab, die analytisch ziemlich schwierig zu behandeln sind. Die orthogonalen Projektionen der Geschwindigkeits- Ellipsen im Gesichtsfeld des Konoskops bezeichne ich zur Abkürzung als Skiodromen. ! Um den Verlauf der Skiodromen zur Ableitung der Isogyren benützen zu können, ist jetzt zunächst folgende 2 Aufgabe zu lösen. Es ist bekannt die Größe des Axen- Be. Zu: winkels V und die Orientierung des Krystalls; für einen a beliebigen Schnitt soll die Lage der Skiodromen kon- IN # struieıt werden. Dre oe Zunächst soll diese Aufgabe gelöst werden für die ZN Projektion parallel den drei optischen Symmetrie-Axen auf N \ die drei optischen Symmetrie-Ebenen. z VAR: Über diese Aufgabe handeln die folgenden Aus- ws 0 a einandersetzungen, die ich meinem geschätzten leider Di Ti = früh verstorbenen Kollegen Bobek, Professor der Mathe- Yr I Bi matik an der deutschen Universität Prag, verdanke. Le »Die Durchschnittskurve eines Kegels zweiten Grades mit einer Kugel ist eine Raumkurve vierter Ordnung und ihre Projektion auf eine Ebene ist im allgemeinen eine ebene Kurve vierter Ordnung mit zwei Doppel- ! Schatten und laufen. Ein Wanderer, der im Gesichtsfeld jeweils der Schwingungsrichtung nachgehen würde, beschreibt jene Kurven. Optische Untersuchumgsmethoden. 67 punkten, also nicht mit Zirkel und Lineal allein konstruierbar. Hat die Kugel den Scheitel des Kegels zum Mittelpunkt, dann ist die Kurve symmetrisch zu drei Ebenen. Je zwei zu der Ebene symmetrisch gelegene Punkte haben daher dieselbe Projektion und die Raumkurve projiziert sich dann als Kegelschnitt (Kurve zweiter Ordnung), der eigentlich doppelt zählt, da jeder Punkt die Projektion von zwei Raumpunkten ist. Doch tritt nicht notwendig der ganze Kegelschnitt auf, sondern teilweise nur Stücke desselben. Die Bestimmungsstücke der Kegelschnitte ergeben sich durch folgende Rechnung. Ableitung der Gleichung des Kegels. In Figur 5 ist Oxyz ein orthogonales Koordinatensystem, OA, OB die in der Ebene Oxz gelegenen Brennstrahlen (die optischen Axen), deren Winkel mitz= V, OS eine Seite des Kegels, für den SEB.ONSE— 0) _J4A0S=» und 2’ + » = 20 konstant ist mit der Bedingung «>V. OS bilde mil Ox den Winkel A mit Oy » » 90—V > 90 »» V OBEESE >> » 90+V DD 90 » ».—V. Daher ist: cos p = cos A.cos (90O— V)-+cos u cos 90 + cos v cos V cos p' = cos A.cos (9O-+V)-+cos u cos 90 + cos v cos (—V) oder cosp= cosAsinV+cosvcosV) cos pP =— cosAsin V + cos v cos v| en Aus 20 = o-+y' folgt: cos 20. — cos (p+p') = cos p cos p’—sin p sin y’ oder (cos 22—cos p cos ')? — sin? » sin? y’ und ausgeführt: cos ? 20.—2 cos 2a. cos p cos w' —= 1—cos? P—cos? p'. Führt man nun für cos » und cos »’ die Werte aus 1) ein, so folgt: — 1+cos? 24 = 2 cos 2a (cos? v cos? V—cos? X sin? V)—2 cos? X sin? V—2 cos? v cos? V, oder da —1+cos?2a = —sin? 24 —4 sin? a cos? a = 2 cos? V cos? y (cos 2a—1)— 2 sin? V cos? % (cos 24-+1) cos 2a —l = —2 sin? o, cos 2, 1 =2.c0s?o, sim? & Co a =ZE OH Vo VENEN EA 2a oa 05052) Ist a, Fig. 5, ein beliebiger Punkt der Kegelkante OS mit den Koordinaten x, y, 2, so wird x y cos A = —— —, Co COS y= ————. Vr+y+ 2 Vr+y2+22 VrRr+y?+22 9% ” x 68 F. Becke, Setzt man diese Werte für cos A und cos v in (2) ein und schafft die Nenner weg, so ergibt sich x?.sin?V cos’4+9y?.cos?V sin’«— (x? +y?+2?) sin?a cos’a — 0 x? cos?o (sin?V—sin?a)+2? sin?a (cos?V/ —cos?o)—y? sin?a cos?a — 0 oder da sin®V—sin?a = cos®4—cos?V negativ ist, wenn man durch —sin?a. cos?a, (cos? V—cos?a) die ganze Gleichung dividiert, erhält man die Gleichung des Kegels x? 2 x2 EIN Span een. „5 sin®«a cos®V—cos’a cos?a Die Gleichung der konzentrischen Kugel ist: a a a VE eos. oA) Für die Durchschnittskurve gelten (3) und (4) gleichgeitig. Projektion der Durchschnittskurve auf die drei Symmetrie-Ebenen. Will man die Projektion auf eine der drei Symmetrie-Ebenen erhalten, so hat man aus den Gleichungen die entsprechende Ordinate zu eliminieren. 1. Projektion parallel zur z-Axe. (Axe des Kegels.) Man multipliziere (3) mit cos®a und addiere hiezu (4), das gibt: cos? x? (1+cos?a)+y? In — )-r = cos®?V’—cos?a oder x2 y? ee 2 = Ei) R ZZ 2 = Ascher ee cos?V das heißt, die Projektion ist eine Ellipse mit den Axen \/cos?V— cos?«a Deren: > li azrsina, cosV 2. Projektion parallel zur y-Axe. Man multipliziert (3) mit (cos?V—cos?a) und subtrahiert von (4), so wird 2 2 x“ z + == E10: Ser LE 2 sin? a 9 C0S2« sin2V cos?V Also ist die Projektion eine Ellipse mit den Axen a=1 —Ht.c— ec} Optische Untersuchungsmethoden. 69 3. Projektion parallel zur x-Axe. Man multipliziert (3) mit sin? o und subtrahiert von (4), so wird „2 2 o Vz 20! Yv° cos? a, .„ cos? V—cos?o, sin2V Die Projektion einer Hyperbel mit der reellen Axec=r cos o. Y\/ cos?V —cos?a sin V imaginären Axeb = 'm Falle (1) ist die ganze Ellipse Projektion der Raumkurve. Im Falle (2) sind bloß jene Teile der Ellipse Projektionen der Raumkurve, welche zwischen den Geraden 5% 2 x 2 = + — Q und — sın %& coSsa sın & cos a =) liegen, und zwar in jenem Winkelraume, in welchem die z-Axe liegt. Im Falle (3) enthalten die Teile der Hyperbel, welche zwischen den Geraden 2 + Zei a — 0! \/eos®V—cos®a cosa \Vcos®V—cos®a cosa in dem Winkelraume, in dem sich die z-Axe befindet, Projektionen von Punkten der Raumkurve.« Die vorstehende Darlegung bedarf noch einer Vervollständigung. An unserer Projektionskugel haben wir zwei Systeme von Geschwindigkeits-Ellipsen, die einander rechtwinkelig durchsetzen. Das System der Äquatorial-Ellipsen hat als Brennstrahlen die optischen Axen A, B mit dem Winkel 2 V und seine Axe in z. Das System der Meridian-Ellipsen hat seine Brennstrahlen in A, B’ mit dem Winkel 2 (90 — V) und seine Axe in x. Bezeichnen wir die konstante Winkelsumme für die Meridian-Ellipsen mit 2», für die Äquatorial- Ellipsen mit 2a, so ergeben sich folgende Bestimmungsstücke der Kegelschnitte in den Projektionen auf die drei Symmetrie-Ebenen. 1. Projektion parallel der Axez. (Sehnitt senkrecht auf die erste Mittellinie.) Die Äquatorial-Skiodromen liefern Ellipsen mit der in x liegenden großen Axe a =sin a n \/ cos? V —cos?a ) ZZ. —, » » kleinen » 2 cos V 70 F. Becke, ; Die Meridional-Skiodromen liefern Hyperbeln mit der in x liegenden reellen Axe a’ = cos ao’ u \/ sin? V— cos?’ » » imaginären » x 5 cos V 2. Projektion parallel der y-Axe. (Schnitt parallel der Axenebene.) Die Äquatorial-Skiodromen liefern Ellipsen-Stücke mit der sin & in der x-Axe liegenden großen Axea= sin V k cos 9. 3» DIES » kleinen » c= - cos V Die Meridional-Skiodromen liefern Ellipsen-Stücke mit der ö 2 sin a’ in der z-Axe liegenden großen Axe l = cos V | ‚„__ cos a » » - » » kleinen DER Ce =E I sin V 3. Projektion parallel der x-Axe. (Schnitt senkrecht auf die zweite Mittellinie.) Die Äquatorial-Skiodromen sind Hyperbeln mit der in der z-Axe liegenden reellen ARENC=ICOSIa a \V cos? V—cos?a »» y- >» » imaginären » er sin V Die Meridional-Skiodromen liefeı„. Ellipsen mit der in der z-Axe liegenden großen Axe c’ = sin a’ in der z-Axe liegenden kleinen Axe !’ = NIT sin V Um eine Übersicht über die Änderungen der Schwingungsrichtungen im Gesichtsfeld zu erhalten müssen so viele Kurven eingetragen werden, daß das Gesichtsfeld davon wie mit einem Gradnetz über- spannt wird. Zu diesem Behufe muß man die für jede einzelne Ellipse konstante Winkelsumme 2a oder 20’ nach irgend einer Regel variieren lassen. Als zweckmäsig hat sich herausgestellt nicht x oder «’ als unabhängig variable zu behandeln, sondern als solche den Winkel einzuführen, der der kleineren Axe der Kugel-Ellipse entspricht. Wir wollen ihn mit ß bezeichnen. Er ist mit V, a und a’ durch die Beziehung verknüpft: cosa=cosV cos ß, cosa = sin V cosß. Die Ausdrücke für die Konstanten der Skiodromen in den drei Projektionen werden dann: Optische Untersuchumgsmethoden. 71 1, Projektion parallel der z-Axe (senkrecht zur 1. Mittellinie) Fig. 6. Äquatorial-Skiodromen (Ellipsen)! = ee bE=ISinWß: Meridian-Skiodromen (Hyperbeln) a = sin V cosß =tang V sin ß. n ZaAZZS 1 ü celh, ı \ \ \ ü \ \ \ a { \ 2. Projektion parallel der y-Axe (parallel zur Axenebene) Fig. 7. Äquatorial-Skiodromen (Ellipsen)? : \V 1-—cos? V cos? = - sin V ce=cosß. Meridian-Skiodromen (Ellipsen)?® ae V/l-sin? V cos? ß en cos V a =cosß. 3. Projektion parallel der x-Axe (senkrecht zur 2. Mittellinie) Fig. 8. Äquatorial-Skiodromen (Hyperbeln) ce=cosV cosß b=cosV sin ß. Meridian-Skiodromen (Ellipsen)? = \Yı=sin? V cos? ß b' = sin ß. 1 Für die Rechnung bequemer ist es zuerst aus cos «— cos V cos ß « zu suchen und die Formel von Seite 15 [69] zu benützen. 2 Auch hier empfiehlt es sich zuerst @ zu berechnen und die Formeln Seite 16 [70] zu benützen. 72 F.Becke, Unter Benützung dieser Formeln sind die Figuren 6—8 gezeichnet, welche die Skiodromen für 2V = 60° darstellen, wobei ß = 15, 30, 45, 60, 75° angenommen wurde. Wenn die punktierten Skio- dromen den Schwingungsrichtungen der langsameren Wellen entsprechen (y’-Skiodromen), die gestrichelten denen der rascheren (a/-Skiodromen), so veranschaulichen die Figuren die Verhältnisse eines optisch negativen Krystalls. Wechselt die Bedeutung der punktierten und gestrichelten Skiodromen, so hat man die Verhältnisse eines positiven Krystalls. Die Figuren 9 und 10 stellen die Skiodromen für 2V=90° Fig. 9. Fig. i0. dar. Zwischen der Projektion parallell z und x ist hier kein weiterer Unterschied als der, daß die punktierten und gestrichelten Kurven ihre Bedeutung austauschen. Gezeichnet ist der Schnitt senkrecht auf die Mittel- linie o. Jede der abgeleiteten Projektionen gibt eindeutig die Lage der Durchschnittspunkte der zwei Scharen von Geschwindigkeits-Ellipsen auf der Kugel. Es unterliegt nun gar keiner Schwierigkeit, das System dieser Durchschnittspunkte auch für beliebige andere Stel- lungen der Kugelin orthogonaler Projektion abzuleiten. Hier folgt die einfache Regel, nach der sich diese Aufgabe graphisch lösen läßt (vergl. Fig. 11). P ist ein beliebiger Punkt auf der Kugel in orthogonaler Pro- jJektion. Die beabsichtigte Drehung der Kugel sei bestimmt durch die Projektion desjenigen Punktes der Kugeloberfläche, der nach der Drehung in der Mitte der Projektion liegen soll: M. Dann ist GX_LOM die Drehungsaxe und der Punkt P bewegt sich auf den Parallelkreis SR7, der in orthogonaler Projektion als Gerade parallel OM erscheint. Um die vom Punkt ? während der Drehung zurückgelegte Strecke zu bestimmen, denke man sich den Parallel- kreis um SR um 90° umgeklappt; man ziehe zu diesem Zwecke um O einen Kreisbogen mit dem Radius OU=RS; ziehe MW’, PP'//GX, mache < P'O0! = = M’OG, ziehe endlich 0/0//GX,, so ist Oder Ort von P nach der Drehung. Bisselt. Die Aufgabe läßt sich auch mit Hilfe der stereographischen Netze lösen. Hiezu ist erforderlich, die Punkte des Skiodromen-Netzes in stereographische Projektion zu übertragen. Dies kann auf graphischem Wege geschehen. Das Azimut eines Punktes in stereographischer und orthogonaler Projektion ist gleich. Legt man ferner der stereographischen Projektion einen doppelt so großen Radius zugrunde, so fallen die in der Nähe der Mitte liegenden Punkte nahezu zusammen; man hat also nur kleine Korrekturen anzuwenden. Die Zentraldistanz in orthogonaler Projektion ist für den Optische Untersuchungsmethoden. 73 - a : } ö Winkelabstand ö gleich d, = rsin®, für die stereographische von doppeltem Radius d, = 2r tang >: Hieraus ergibt sich „© 4, — ds cos? m Zum Zwecke raschen Arbeitens verzeichnet man zweckmäßig auf Millimeterpapier zwei Kurven, welche als Abszissen die Winkel in Graden, als Ordinaten einerseits d,, anderseits d, haben. Da die üblichen stereographischen Netze 1Ocm Radius haben, ist es zweckmäßig, die orthogonale Projektion im Maßstabe r = Scm zu zeichnen. Für diese Größenverhältnisse gelten dann folgende Werte: = ö d, in mn ds in mm Du 4:36 4:37 10 8:69 8:75 15 12:94 lass 20 17:10 17:63 25 ZlEaS DOT, 610) 25:00 2019 35 28:63 3lJo3 40 32-14 36 40 45 3904 41:42 50 38:30 4663 95 40:96 52:06 60 43:30 57:74 65 45:32 63:71 70 46:95 70:02 75 48:29 NOTE 80 49:24 83:91 85 49-81 91-63 90 50:00 100.00 Man kann endlich auch die Netzpunkte des Skiodromennetzes direkt in ein stereographische Netz eintragen, indem man aus der S. 13 [67] angegebenen Gleichung (2) die Kugel-Koordinaten berechnet. Bezeichnet 2a dieWinkelsumme der Äquatorial-Ellipse, 2@’ die der Meridional-Ellipse, deren Durch- schnittspunkt gesucht wird, bedeutet ferner v den Winkel zwischen dem Durchschnittspunkt und dem Pol der z-Axe, A den Winkel mit der x-Axe, so ergibt die Auswertung folgende Formeln: sin?a, —cos?a. sin?a — cos?a, cos’y = 93 cos’\Z — — ————— = 2 20)? 2 2 2 sin?V (tang?a, — cos?o,) cos?V (cos?a, —tang?o) Hieraus folgt dann weiter für den Abstand u von der y-Axe: cos®?u = 1—cos?A—cos?y. Für die Konstruktion bequem sind die Winkel zwischen den von den Axenpolen zum Durch- schnittspunkt gezogenen Großkreisen und den Symmetrie-Ebenen. Denkschriften der mathem.-naturw. Classe. Bd. LXXV- 10 74 F. Becke, Bezeichnen wir den Winkel zwischen xy und % mit », Var so ist: cos cos v cos\ = os : COSE COS Un 2 Sm Zur Kontrolle dient: tangptangytangd = |. 3. Ableitung der Isogyren aus den Skiodromen. Die vorstehenden Darlegungen setzen uns in den Stand, für jeden beliebigen Schnitt eines Krystalls das Netz der Skiodromen zu zeichnen. Wir erhalten zwei Systeme einander in der Mitte des Gesichts- feldes rechtwinkelig durchsetzender Kurven. Am Rande des Gesichtsfeldes schneiden sich die Skiodromen nicht mehr genau rechtwinkelig, hier haben wir zwischen gekreuzten Nikols nicht mehr geradlinig polarisiertes, sondern elliptisch polarisiertes Licht. Die Größe des zentralen Ausschnittes, die für die Ableitung der Isogyren in Betracht kommt, hängt ab von der Apertur des konoskopischen Apparates und von dem mittleren Brechungsexponenten der untersuchten Platte. Ist die numerische Apertur des Konoskops 24 und der Brechungsexponent des - a al - Krystalis n, so ist En der Radius des Ausschnittes, den das Konoskop zu übersehen gestattet. Die Skiodromen geben nun Aufschluß und Übersicht über die zwischen gekreuzten Nikols auf- tretenden dunklen Balken (Isogyren): Alle Punkte des Gesichtsfeldes, wo die Tangente oder Normale einer Skiodrome einem der rechtwinkelig gekreuzten Nikolhauptschnitte parallel geht, gehören der Isogyre an. Um praktisch aus dem Skiodromennetz die Isogyre abzuleiten, verwende ich ein auf durch- scheinendes Papier gezeichnetes rechtwinkeliges Gitter. Legt man es über das Netz der Skiodromen, so kann man leicht die Punkte aufsuchen, wo die Skiodromen die Linien des Nikolgitters tangieren. Indem man die gefundenen Punkte durch einen stetigen Linienzug: verbindet, erhält man die Isogyre (vergl. Fig. 12). Indem man das Skiodromennetz unter dem Nikolgitter dreht in derselben Weise, wie im Mikroskop Fig. 12. die Platte zwischen feststehenden Nikols gedreht wird, erhält man auch die Verschiebungen und Gestaltveränderungen, welche die Isogyre bei dieser Operation erfährt. Hiebei sind die aufeinander- folgenden Lagen der Isogyre auf das feststehende Nikolgitter zu ver- zeichnen. Man kann die Ableitung auch jenem Typus von Mikroskopen anpassen, wo die Platte fix bleibt, und die gekreuzten Nikols gleich- artig gedreht werden. Man hätte dann als Unterlage das Nikolgitter zu verwenden und das Skiodromennetz auf durchscheinendes Papier zu zeichnen, sodann das Nikolgitter unter dem festgehaltenen Netz zu drehen und die Isogyrenlagen auf diesem zu fixieren. In der Folge ist immer der erste Vorgang vorausgesetzt. Wer mit dem Mikroskop mit gleichartig drehbaren Nikols zu arbeiten gewohnt ist, wird sich die entsprechenden Regeln leicht selbst ableiten können. SI Optische Untersuchungsmethoden. & Bei dieser Ableitung macht man bald die Erfahrung, daß infolge der am Rande nicht mehr recht- winkeligen Durchschneidung der Skiodromen die Isogyren nicht gleich ausfallen, je nachdem man zu ihrer Ableitung die Meridian- oder Äquatorial-Skiodromen benutzt. Man erhält zwei Partial-Isogyren, die in der Mitte des Gesichtsfeldes allerdings sich decken, gegen den Rand hin aber beträchtlich von einander abweichen und bei einem Gesichtsfeld von 30—40° um viele Grade auseinanderlaufen. Dies unter- bleibt dort, wo die Lage der Isogyre durch die Symmetrie festgelegt ist, sowie in der Nähe der optischen Axen, wird aber dort sehr auffallend, wo die Skiodromen nur schwach gekrümmt sind, in der Nähe der Mittellinien, der optischen Normalen und der zwischen diesen gespannten optischen Symmetrie-Ebenen. In dem Raum zwischen zusammengehörigen Partial-Isogyren vollziehen sich dann die Interferenzen infolge des Gangunterschiedes anders als in dem Raume außerhalb derselben, und zwar entspricht der Fortsetzung einer isochromatischen Kurve in den Raum zwischen den Partial-Isogyren ein um !/,% ver- minderter Gangunterschied oder mit anderen Worten die Fortsetzung einer isochromatischen Kurve in den Raum zwischen den Partial-Isogyren zeigt die Komplementärfarbe.! Auf diese Erscheinungen soll hier nicht weiter eingegangen werden, da sie weiter keine praktische Bedeutung haben; als resultierende Isogyre werden wir in der Folge einfach die mittlere Lage zwischen den beiden Partial-Isogyren annehmen. Wenn wir die Skiodromen in der Mitte des Gesichtsfeldes mit den Nikol-Hauptschnitten parallel stellen, so geht die Isogyre durch den Mittelpunkt des Gesichtsfeldes. Diese Lage der Isogyre soll die zentrale Isogyre heißen. Praktisch finden wir sie in größter Schärfe, wenn wir die Platte in parallelem Licht auf Dunkel einstellen und dann zur konoskopischen Beobachtung übergehen. Ä Die zentrale Isogyre kann nun entweder gerade oder krumm sein, sie kann im ersten Falle mit einem Nikolhauptschnitt zusammenfallen oder mit ihm einen kleineren oder größeren Winkel einschließen. Sie kann bei der Drehung des Tisches verschiedenartige Verschiebungen und Gestaltveränderungen erleiden. Es können unter Umständen zwei getrennte Isogyren auftreten. Im folgenden soll zunächst eine Übersicht dieser Erscheinungen je nach den möglichen Schnitt- lagen an einaxigen und zweiaxigen Krystallen gegeben werden. Einaxige Krystalle. 1. Schnitt senkrecht zur optischen Axe (vergl. Fig. 13). Die Ableitung des dunklen Kreuzes, dessen Arme bei Drehung der P!atte fest bleiben, bei gleichzeitiger Drehung beider Nikols sich gleichsinnig und Fig. 13. Fig. 14. gleich rasch mitdrehen, bedarf wohl keines Kommentares. Ist der Schnitt nicht genau senkrecht zur Axe, aber der Axenpunkt noch im Gesichtsfeld, so wandert bei Drehung der Platte der Mittelpunkt des Kreuzes 1 Vergl. »Lotos« 1897. Die von der Theorie geforderten und subjektiv leicht wahrnehmbaren Erscheinungen sind bisher noch nicht objektiv dargestellt worden. 10% 76 F. Becke, um die Mitte des Gesichtsfeldes und die Arme erfahren außer einer Parallelverschiebung auch eine kleine Richtungsänderung, welche allerdings nur bei beträchtlicher Schiefe des Schnittes und entsprechend großer Apertur des Objektes merklich wird. 2. Schnitte, schief zur optischen Axe (vergl. Fig. 14). Alle derartigen Schnitte verhalten sich inso- ferne Ähnlich, als das Skiodromen-Netz monosymmetrisch ist zum Hauptschnitt. Man kann immer unter- scheiden die Meridian-Skiodromen, die nach der Axe zu konvergieren und von denen eine gerade gestreckt durch die Mitte desGesichtsfeldes zieht; und dieÄquatorial-Skiodromen, die mehr oder weniger konzenttisch durch das Gesichtsfeld laufen. Stellt man die zentralen Skiodromen auf Dunkel, so erhält man als zentrale Isogyre einen geraden Balken, der mit einem Nikol-Hauptschnitt parallel läuft und das Gesichtsfeld sym- metrisch halbiert. Er fällt mit der Projektion der Axe und mit der zentralen Meridian - Skiodrome zusammen. An dieser Isogyre kann man zwei Enden unterscheiden. Bei Drehung der Platte verschiebt sich die Isogyre, und zwar in der Weise, daß das eine Ende sich mit der Drehung des benachbarten Tischrandes im gleichen Sinne bewegt: homodromes Ende, während das andere Ende der Bewegung des benach- barten Tischrandes entgegen wandert: das antidrome Ende. Eine kurze Überlegung läßt erkennen, daß das homodrome Ende sich dort befindet, wo die Äquatorial-Skiodromen ihre Konvexität der Mitte des Gesichtsfeldes zuwenden, während am antidromen Ende die Konvexität nach außen gerichtet ist. Gegen das homodrome Ende konvergieren die Meridian- Skiodromen, gegen das antidrome divergieren sie. Dies gilt ganz allgemein. Bei optisch einaxigen Kıystallen ist das homodrome Ende nach jener Seite gerichtet, nach welcher die optische Axe von der Schnittnormalen abweicht. Bei geringer Schiefe des Schnittes können alle Meridian-Skiodromen als gerade Linien, die Äqua- torial-Skiodromen als konzentrische Kurven betrachtet werden. Die Isogyre verschiebt sich dann bei Drehung des Präparates parallel mit sich selbst und mit dem Nikol-Hauptschnitt und bleibt annähernd gerade. Bei größerer Schiefe sind auch die Meridian-Skiodromen merklich gekrümmt, und die Äquatorial- Skiodromen sind nicht mehr konzentrisch, sondern gegen die Axe zu, am homodromen Ende der Isogyre stärker gekrümmt als am antidromen Ende. Dann erfolgt die Verschiebung des schwarzen Balkens am antidromen Ende rascher als am homodromen und die Isogyre scheint bei der Plattendrehung hin- und herzupendeln. Die in manchen Büchern vorhandene An- gabe, daß bei schiefen Schnitten der schwarze Balken einaxiger Krystalle stets gerade durch das Gesichtsfeld wandere, ist unrichtig. Jeder schiefe Schnitt eines einaxigen Kry- stalles liefert eine gerade zentrale symmetrisch halbierende Isogyre paralleleinem Nikol-Haupt- schnitt. Dieses Verhalten läßt die Einaxigkeit eines Minerales auch dann mit Sicherheit erkennen, wenn unter den geprüften Durchschnitten keiner sein sollte, der das charakteristische vierarmige Kreuz zeigt. 3. Schnitte parallel zur Axe (vergl. Fig. 15). Die Meridian-Skiodromen treten hier mit sehr flacher dop- pelter Krümmung auf; der zentralen geraden Meridian- Skiodrome schließen sich beiderseits flach und gegen innen konkav gekrümmte an. In der Axenrichtung konvergieren sie nach beiden Seiten. Die Äquatorial- Skiodromen erscheinen als eine Schar paralleler Geraden. Fällt der Hauptschnitt mit der Schwingungsrichtung eines Nikols zusammen, so entsteht ein schwarzes Kreuz, während in den vier Quadranten elliptisch polarisiertes Licht schwache Aufhellung =] SI Optische Untersuchungsmethoden. bewirkt. Bei einer kleinen Drehung der Platte muß über das ganze Gesichtsfeld eine schwache Aufhellung erfolgen vermöge der Äquatorial-Skiodromen. Die Konstruktion der Partial-Isogyren an den Meridian- Skiodromen liefert ein Paar von Hyperbeln von ähnlicher Lage und Gestalt, wie sie von Platten senkrecht zur zweiten Mittellinie zweiaxiger Krystalle bekannt sind. Die Beobachtung lehrt, daß tatsächlich in der Normalstellung ein verwaschenes schwarzes Kreuz zum Vorschein kommt, das umso deutlicher ist, je größer die Apertur des Objektivs. Man erkennt auch leicht den schärfer begrenzten Axenbalken und den breiteren verschwommenen Mittelbalken. Bei einer kleinen Drehung erfolgt die Zerlegung in Hyperbeln, wie die Konstruktion der Isogyren an den Meridian-Skiodromen voraussehen läßt; aber die Hyperbeln sind nicht schwarz, sondern grau und verlieren, noch ehe sie aus dem Gesichtsfeld austreten, sehr rasch an Intensität. Dieselbe Erscheinung, nur etwas verschoben, tritt auch noch ein in Schnitten, die von der Lage parallel zur Axe um ein kleines abweichen. Nur der Axenbalken geht dann durch die Mitte des Gesichts- feldes; der Mittelbalken ist seitlich verschoben. Axenbalken und Mittelbalken sind nicht nur durch die symmetrische Lage des ersteren und durch seine schärfere Begrenzung, sondern auch dadurch von einander unterscheidbar, daß beim Übergang vom Kreuz zum Hyperbelpaare der Axenbalken sich homodrom, der Mittelbalken antidrom verhält. Anfänger werden oft bei Dünnschliffuntersuchungen durch dieses Interferenzbild irregeführt, indem Schnitte parallel der optischen Axe einaxiger Krystalle für solche senkrecht zu einer Mittellinie eines zweiaxigen genommen werden. Erkennung des Charakters der Doppelbrechung bei einaxigen Krystallen. Wie der Charakter der Doppelbrechung bei Schnitten erkannt werden kann, die das dunkle Kreuz im Gesichtsfeld zeigen, darf als bekannt vorausgesetzt werden. Die Skiodromen geben in anschaulichster Weise Aufschluß. Kombinieren wir mit dem Interferenzbild eine Probeplatte in Regelstellung (die a-Richtung unter 45° gegen die Nikol-Hauptschnitte von links hinten gegen rechts vorne), so sieht man an der Skiodromen-Zeichnung des optisch negativen Krystalls (Meridian-Skiodromen entsprechen e = o/, Äquatorial-Skiodromen ® = y’), daß in den Quadranten rechts oben links unten Fallen, links oben rechts unten Steigen der Interferenzfarbe eintritt. Das entgegengesetzte Verhalten gilt für den optisch positiven Krystall. Für Schnitte parallel der Axe liefert die Beobachtung zunächst die Orientierung des Axenbalkens.! Bringt man diese Richtung in die Stellung von links hinten nach rechts vorne und schaltet die Probeplatte in Regelstellung ein, so steigt die Interferenzfarbe bei optisch negativen Krystallen, sinkt » » » » positiven » Bei schiefen Schnitten optisch einaxiger Krystalle bringt man durch entsprechende Drehung der Platte die zentrale Isogyre in die sagittale Lage so, daß das homodrome Ende nach hinten gewendet ist. Bei Einschaltung der Probeplatte in Regelstellung wird die Interferenzfarbe bei negativen Krystallen rechts von der Isogyre steigen, links fallen, » positiven » » >» » » fallen, » steigen. Es ist also, selbst wenn nur wenige Durchschnitte zur Verfügung stehen und darunter keiner senk- recht zur Axe die Erkennung optischer Einaxigkeit und Bestimmung des optischen Charakters durch Untersuchung im Konoskop möglich. 1 In der Regel wird man diese Richtung leichter als an der stets sehr breiten verwaschenen Isogyre an den isochromatıschen Kurven in der Diagonalstellung erkennen. Die Axenrichtung geht durch die Quadranten mit sinkender Interferenzfarbe. 78 E. Becke, Zweiaxige Krystalle.' A. Schnitte senkrecht auf die optischen Symmetrie-Axen. I. Schnitt senkrecht zur ersten Mittellinie. Das Skiodromennetz entspricht dem Mittelteil der Fig. 6; es erfährt auch bei einer kleinen Abweichung der Schnittlage keine wesentliche Veränderung. Läßt man dieAxenebene mit einem Nikol-Hauptschnitt zusammenfallen, so erhält man ein schwarzes Kreuz. An diesem Kreuz sind zu unterscheiden der Axenbalken und der Mittelbalken. Jener ist, nament- lich dort, wo er die Axenpole durchsetzt, schärfer begrenzt als dieser. Der Mittelbalken erscheint umso verschwommener, je größer der Axenwinkel. Der Verlauf der Skiodromen läßt dieses Verhalten sofort erkennen. Zwischen beiden tritt aber noch ein anderer Unterschied hervor, der die beiden Balken mit Sicherheit unterscheiden läßt, auch wenn die Axenpunkte nicht mehr im Gesichtsfeld liegen: Bei der Drehung der Platte geht das dunkle Kreuz in zwei hyperbelähnliche Kurven über. Daß hier die Isogyre zwei Äste hat, folgt aus dem verschiedenen Krümmungssinn der Meridian-Skiodromen und daraus, daß die Äquatorial-Skiodromen nach zwei entgegengesetzten Seiten konvergieren. Das dem Axenbalken entsprechende Ende der Hyperbel verhält sich homodrom,? das dem Mittelbalken entsprechende antidrom. 2. Schnitte senkrecht zur zweiten Mittellinie verhalten sich ganz ähnlich, nur liegen bei der üblichen Apertur derMikroskop-Objektive dieAxenpole außerhalb des Gesichtsfeldes. Bei großem Axenwinkel ist es oft gar nicht leicht zu unterscheiden, ob ein Schnitt senkrecht zur ersten oder zweiten Mittellinie getroffen hat. Liegen Schnitte beiderlei Art vor und ist ein Vergleich möglich, so ist die Entscheidung zu treffen unter Berücksichtigung folgender Momente: 1. Bei gleicher Drehung des Tisches, ausgehend von der Kreuzstellung, weichen die Hyperbelscheitel in der Interferenzfigur der zweiten Mittellinie weiter von einander ab.’ Dies ergibt sich aus der flacheren Krümmung der Skiodromen in der Projektion parallel der 2. Mittellinie. Aus dem gleichen Umstand folgt: 2. Sowohl Axenbalken als Mittelbalken sind in dem Bild der zweiten Mittellinie verschwommener. 3. Der Gangunterschied im Schnitt senkrecht zur zweiten Mittellinie ist bei gleicher Plattendicke größer als im Schnitt senkrecht zur ersten Mittellinie. Der Gangunterschied kann nach der Höhe der Interferenzfarbe geschätzt oder mittels eines Komparators oder Kompensators gemessen werden. Gleiche Dicke der beiden Schnitte wird vorausgesetzt, oder die Dicke (d) muß gemessen und aus dem Gang- unterschied (Tl) nach der Formel I! = d(y’—o») der Unterschied der Brechungsexponenten (y—ß) und (8B—.) ermittelt werden. Dieses Mittel ist aber nicht ohneweiters anwendbar in Schnitten, welche von der Rechtwinkeligkeit auf den Mittellinien merklich abweichen. In jedem Falle kann man den Charakter der Mittellinie (ob « oder 7) aus dem Interferenzbild leicht ermitteln. Man stellt die Platte in Normalstellung und schaltet die Probeplatte in Regelstellung ein. Die Interferenzfarbe wird bei einem Schnitt senkrecht zur positiven Mittellinie 7: rechts oben und links unten steigen, links oben und rechts unten fallen; zur negativen Mittellinie a: rechts oben und links unten fallen, links oben und rechts unten steigen. ! Vergl. C. Viola, Giornale di Mineralogia diretto dal Dr. F. Sansoni, 4, 173, 1893. 2 Dieses Ende wandert rascher als die Tischdrehung, wenn die Axenpunkte schon außerhalb des Gesichtskreises liegen. Liegen die Axenpole gerade am Rande des Gesichtsfeldes, so folgt das dem Axenbalken entsprechende Ende der Hyperbel genau der Tisch drehung. Liegt der Axenpol innerhalb des Gesichtsfeldes, so wandert dieses Ende der Isogyre langsamer als die Tischdrehung, aber immer noch im selben Sinne. 3 Vergl. hierüber: M. Levy et Lacroix: Mineraux des Roches. Paris, 1888, p. 90 ff. Optische Untersuchungsmethoden. 1,9 a Dies ergibt sich sofort aus den Figuren 6 und 7, welche die Verhältnisse eines negativen Krystalls darstellen, wenn man festsetzt, daß die punktierten Skiodromen die Schwingungsrichtungen der lang- sameren, die gestrichelten Skiodromen die der rascheren Wellen darstellen. Sollte die Entscheidung in der Normalstellung schwierig sein,' so kann man auch in die Diagonal- stellung der Platte übergehen. Bringt man die Axenebene in die Lage links oben— rechts unten, so wird nach Einschaltung der Probeplatte in Regelstellung in der Mitte des Gesichtsfeldes bei der positiven Mittellinie y die Interferenzfarbe steigen, » » negativen » 0» » fallen. Ist auf irgendeine Art entschieden, welche von den beiden Mittellinien « oder y die Rolle der ersten Mittellinie spielt, so ist damit auch der optische Charakter des Krystalls erkannt. Sicherer kann aber diese Entscheidung gefällt werden in Schnitten senkrecht zu einer optischen Axe, oder dieser Lage nahe kommenden. 8. Schnitte senkrecht zur optischen Normale (vergl. die Figuren 8 und 10). Diese Schnitte, sowie alle, die dieser Lage nahe kommen, geben sehr undeutliche Isogyren; bei Krystallen mit 2V = 90° kann es überhaupt zur Bildung von eıkennbaren Isogyren nicht kommen, da die Skiodromen im Gesichts- felde der üblichen Objektive ein rechtwinkeliges Gitter darstellen. Ist indessen der Axenwinkel klein, so entsteht doch eine Andeutung eines schwarzen Kreuzes in der Normalstellung. Bei Drehung der Platte zeigt sich auch hier Auflösung des Kreuzes in zwei Hyperbeln, und zwar derart, daß der Kreuzbalken, der in die Richtung der ersten Mittellinie fällt, den homodromen, der andere den antidromen Enden der beiden Hyperbeläste entspricht. Daß dies der Fall ist, davon kann man sich bei jedem Spaltblättchen von Gips überzeugen. Die Erscheinung läßt sich aus der Figur so ableiten, daß man die meridionalen Skiodromen allein berücksichtigt. Sie sind die stärker gekrümmten und lassen bei einer sehr kleinen Verdrehung der Nikol- Hauptschnitte gegen die Symmetrie-Linien der Figur die Entstehung der Hyperbeln leicht konstruieren. Die als eine Schar fast geradliniger Parallelen erscheinenden Äquatorial-Skiodromen bewirken bei der angenommenen Drehung nur die Verbreitung einer allgemeinen schwachen Aufhellung im ganzen Gesichtsfelde wie bei den entsprechenden der Axe parallelen Schnitten einaxiger Krystalle. Die Erkennung des in die Richtung der ersten Mittellinie fallenden Kreuzbalkens vorausgesetzt, ist auch hier die Entscheidung über den optischen Charakter möglich. Doch kann diese Methode wegen der Verschwommenheit der Isogyren nicht als praktisch empfohlen werden. Viel sicherer ist in diesen Schnitten die Beobachtung der isochromatischen Kurven (vergl. Min.-petr. Mitt. 16, 180, 1896). Die isochromatischen Kurven bilden in diesen Schnitten bei Diagonalstellung zwei Systeme gleich- seitiger Hyperbeln, zu denen die Nikol-Hauptschnitte die Asymptoten darstellen. Die Quadranten mit fallender Farbe enthalten die erste Mittellinie. Die Hyperbeln weichen um so weiter vom Mittelpunkt zurück, je mehr sich 2V der Grenze von 90° nähert. Bei 2V = 90° erhält man ein glattes Feld. Unter den zufälligen Durchschnitten zweiaxiger Krystalle in Dünnschliffen werden Schnitte, die genau die in 1, 2 und 3 besprochene Lage haben, nur selten vorkommen; häufig dagegen solche, die sich der geforderten Lage nähern. Dann wird in der Normalstellung der Mittelpunkt des dunklen Kreuzes nicht in der Mitte des Gesichtsfeldes liegen, der Axenbalken und der Mittelbalken das Gesichtsfeld nicht symmetrisch teilen. Insbesondere die seitliche Lage des Axenbalkens in Schnitten, die das Interferenzbild der ersten Mittellinie zeigen, ist selbst bei kleiner Abweichung noch mit großsr Schärfe wahrzunehmen; weniger sicher ist die Beurteilung beim Mittelbalken. Das Vorkommen eines solchen exzentrischen Kreuzes ist ein sicheres Kennzeichen zweiaxiger Krystalle. Bei einaxigen Krystallen kann das schwarze Kreuz in Schnitten nahezu parallel der Axe nur bezüglich des Mittelbalkens exzentrisch werden. 1 Diese Schwierigkeit kann eintreten, wenn die Isogyren breit und verschwommen sind und von den Quadranten nur kleine randliche Teile aufgehellt sind. 80 F. Becke, B. Schnitte senkrecht auf einer optischen Symmetrieebene. 4. Schnitt senkrecht auf die Axenebene. Unter diesen Schnitten sind jene senkrecht oder nahezu senkrecht auf eine der optischen Axen die wichtigsten. Fig. 16 zeigt die Skiodromen für einen optisch negativen Kıystall, Fig. 17 für einen neutralen mit dem Axenwinkel von 90°. In beiden Fällen erhält man einen eizigen dunklen Balken, der bei Drehung des Tisches immer im Gesichtsfeld bleibt. Beide Enden verhalten sich antidrom. In der Normalstellung ist die Isogyre gerade gestreckt und parallel einem Nikol-Hauptschnitt, sie gibt die Lage der Axenebene an. Sie teilt das Gesichtsfeld sym- metrisch, vorausgesetzt, daß der Schnitt genau senkrecht zur Axenebene liegt. Bei den zufälligen Schnitten im Dünnschliff ist das nur selten der Fall. Häufiger wird die Isogyre gerade gestreckt neben der Mitte des Gesichtsfeldes liegen. Von Bedeutung ist die Form der Isogyre in der Diagonalstellung. Die Konstruktion an Fig. 16 zeigt, daß sie die Gestalt einer Hyperbel annimmt, die der ersten Mittellinie ihre konvexe Seite zukehtt. Die Krümmung wird umso flacher, je mehr sich 2V dem Werte 90° nähert und endlich bei diesem Grenz- wert geht sie in eine gerade Linie über, die unter 45° Neigung gegen die Nikol-Hauptschnitte senkrecht zur Axenebene verläuft (vergl. Fig. 17). Die Gestalt der Isogyre ist noch bei einer beträchtlichen Fig. 16. Fig. 17. Abweichung des Schnittes von der Lage senkrecht zur Axe zu erkennen. Sie liefert ein ausgezeichnetes, bisher, wie es scheint, selten ausgenütztes Mittel, um den optischen Charakter des Krystalls zu ermitteln. In dem von der konkaven Seite der Hyperbel umschlossenen Raume zwischen der Axe und der zweiten Mittellinie verlaufen die Meridian-Skiodromen, die mit der ersten Mittellinie gleiches Vorzeichen haben (Schwingungsrichtung der rascheren Welle bei negativen, der langsameren bei positiven Krystallen) parallel mit der Axenebene. Bringt man die Axenebene in die Lage rechts vorne, links hinten und schaltet die Probeplatte in Regelstellung ein, so wird innerhalb der konkaven Seite der Hyperbel die Interferenz- farbe bei negativen Krystallen steigen, positiven » fallen. Diese Reaktion ist ziemlich empfindlich, da für ein einigermaßen geübtes Auge noch bei einem Winkel von 2V = 80° der Krümmungssinn der Hyperbel mit Sicherheit zu erkennen ist. BeiAxenwinkeln über 80° ist die Entscheidung schwierig und man ist bei exzentrischer Lage der Axe Täuschungen ausgesetzt. Die positive Doppelbrechung bei Albit und Labrador, die negative bei Oligoklas, Anorthit, Mikroklin, Orthoklas ist noch sehr gut zu erkennen. Ebenso gibt die gerade Streckung des Balkens in der Diagonalstellung ein gutes, vielfach verwertbares Kennzeichen für einen Axenwinkel 2V nahe gleich 90° ab. Die gesetzmäßige Verknüpfung der Hyperbelkrüummung mit der Größe des Axenwinkels legt den Gedanken nahe, ob aus dieser nicht ein Rückschluß auf jenen möglich wäre. Denkt man sich in einem Optische Untersuchungsmethoden. sl gewissen Abstand um den Axenpunkt einen mit einer Teilung versehenen Kreis gezogen, und die Hyperbel für die verschiedenen Werte von V von O bis 45° verzeichnet, so beschreibt das Ende der Hyperbel einen Spielraum von 45 Winkelgraden. Das ist eine Lagenänderung, die immerhin beträchtlich genug ist, um diesen Versuch als nicht ganz aussichtslos erscheinen zu lassen. Schnitte, welche die Ebene der optischen Axen zwischen einer Axe und einer Mittellinie treffen, werden sich ähnlich verhalten wie schiefe Schnitte eines optisch einaxigen Krystalls: Sie geben eine gerade Isogyre parallel einem der Nikol-Hauptschnitte mit einem der Axe zugewendeten homodromen und einem der Mittellinie zugewendeten antidromen Ende. Nur in dem seltenen Falle eines Schnittes genau senkrecht zur Axenebene wird die Isogyre symmetrisch durch die Mitte des Gesichtsfeldes laufen. In Schnitten, annähernd senkrecht zur Axenebene, liegt die gerade Isogyre parallel zum Nikol-Haupt- schnitte seitwärts vom Mittelpunkt, die zentrale Isogyre dagegen schief zum Nikol-Hauptschnitte oder sie ist gekrümmt. Wegen der verhältnismäßig raschen Änderung im Krümmungsgrade der quer zur Axen- ebene verlaufenden Skiodromen läuft das antidrome Ende rascher als das homodrome und bei der Tisch- drehung pendelt jenes auffallender hin und her als bei einaxigen Krystallen. In der Normalstellung fällt die Isogyre in die Richtung der meridionalen Skiodromen bei Schnitten zwischen der Axe und der zweiten Mittellinie, dagegen in die Richtung der äquatorialen Skiodromen bei Schnitten innerhalb des spitzen Axenwinkels. Die letzteren Schnitte lassen bei einigermaßen kleinen Axenwinkeln im Gesichtsfeld außer der Axe auch die Mittellinie erkennen. Bei den ersteren wird unter Umständen nur die Axe oder nur die Mittellinie oder keines von beiden im Gesichtsfeld sichtbar sein. Hat man eine wirksame Winkel- öffnung des Objektivs von zirka 30°, so ist es unmöglich, daß symmetrische Schnitte im Bereich des spitzen Axenwinkels auftreten, in denen nicht entweder die Axe oder die Mittellinie sichtbar sein sollte. 5. Schnitte senkrecht auf der Ebene durch die optische Normale und die erste Mittellinie. Fig. 18 Fig. 18. zeigt den Verlauf der Skiodromen in dem Schnitte, dessen Normale 45° mit der Mittellinie einschließt. Des Meridian-Skiodromen konvergieren gegen die Richtung der ersten Mittellinie. Die Äquatorial-Skiodromen laufen in gegen die Mittellinie konkaven Bögen durch das Gesichtsfeld. Die zentrale Isogyre teilt da- Gesichtsfeld symmetrisch und ist gestreckt im Sinne der Meridian-Skiodromen. Das der Mittellinie zuge wendete Ende ist homodrom, das der normalen zugewendete antidrom. Das erstere bewegt sich rascher als das letztere, am langsamsten aber bewegt sich der mittlere Teil. Gegen die Mittellinie zu stellt sich eine Verbreiterung ein, ja bei entsprechend großer Apertur tritt sogar in der Normalstellung die Andeu- tung eines quer liegenden dunklen Balkens auf, der Ähnlichkeit zeigt mit einem seitlich verschobenen Axenbalken. In der Tat durchsetzt die Äquatorial-Skiodrome ß= 15° nahezu geradlinig das Gesichts- feld, während die Projektion der Axenebene einer gegen die Mitte konkaven Skiodrome entspricht. Es ist also das dunkle Kreuz der Mittellinie vom richtigen Ort der Mittellinie « verschoben gegen die optische Normale. Die hier auftretende zentrale symmetrische Isogyre unterscheidet sich von der ähnlichen Isogyre eines Durchschnittes senkrecht zur Axenebene durch das raschere Wandern des homodromen Endes.! 1 Vergl. Violal. c. Denkschriften der mathem.-naturw. Classe. Bd. LXXV. 11 82 F, Becke, Dieser Unterschied verwischt sich zwar mit der Annäherung an die optische Normale, indem hier auch das der Mittellinie zugewendete homodrome Ende der Isogyre langsamer wandert als das der Normalen zugewendete antidrome. Dafür wird aber die Isogyre im ganzen immer verwaschsener und undeutlicher. Die mit der zentralen Isogyre gleichgerichteten Schwingungsrichtungen entsprechen den rascheren Wellen (a’) bei negativen, den langsameren Wellen (Y’) bei positiven Krystallen. 6. Schnitte senkrecht auf die Ebene durch die optische Normale und die zweite Mittellinie. Das Skiodromennetz zeigt Fig. 19. Es nähert sich so sehr einem rechtwinkeligen Gitter, daß selbst bei großer Apertur des Objektivs nur verwaschene Andeutungen von Isogyren zustande kommen. Wesentlich ist wieder ein zentraler symmetrischer Balken, der aber hier im Sinne der Äquatorial-Skiodromen gestreckt ist. Bei Annäherung des Schnittes an die zweite Mittellinie erscheint, schon bevor der Ort der Mittellinie selbst ins Gesichtsfeld tritt, infolge der geringen Krümmung der hier in Betracht kommenden Stücke der Meridian-Skiodromen ein Querbalken, der der Richtung der Axenebene parallel geht und in der Durch- kreuzung mit dem symmetrischen Balken die Spur einer Mittellinie vortäuscht, lange ehe diese selbst ins Gesichtsfeld tritt. Die Abweichung dieses scheinbaren Ortes der Mittellinie vom wahren Ort ist hier beträchtlicher als in Schnitt 5 wegen der bedeutenderen Größe des Axenwinkels AB’ im Vergleich zu AB. Die zentrale Isogyre ist hier gestreckt parallel der Schwingungsrichtung der langsameren Wellen bei negativen, der rascheren Wellen bei positiven Krystallen, also umgekehrt wie bei Schnitt 5. Hieraus ergibt sich eine wichtige Regel: Isogyren, welche entweder sehr breit und verwaschen sind, oder bei denen das homodrome Ende rascher wandert als das antidrome, sind nicht geeignet zur Erken- nung des optischen Charakters des Minerals; sie wären es nur dann, wenn man sicher entscheiden könnte, ob die Schnittrichtung 5 oder 6 vorliegt, und das ist bei einigermaßen großem 2V nicht mit Sicherheit möglich. Beim neutralen Krystall (2V = 90°) verhalten sich die Schnitte 5 und 6 ganz gleich. C. Schiefe Schnitte. Schiefe Schnitte, welche weder auf einer der drei optischen Symmetrie-Axen noch auf einer der drei optischen Symmetrie-Ebenen senkrecht stehen, kommen naturgemäß unter den zufälligen Schnitten der Dünnschliffe am häufigsten vor. Sie haben alle eine gemeinsame diagnostisch höchst wichtige Eigen- schaft, die sonderbarerweise in keinem der in letzter Zeit erschienenen Anleitungen zum Gebrauche des Mikroskops erwähnt wird: Die zentrale Isogyre geht bei schiefen Schnitten zweiaxiger Krystalle unter irgend einem schiefen Winkel gegen die Nikol-Hauptschnitte durch das Gesichtsfeld. Dieser Winkel wird 45° und die Isogyre erscheint als gerader Balken bei dem neu- tralen Krystall mit 2V = 90° in einer Reihe von Schnitten, deren Normalen in die beiden Großkreise zwischen der optischen Normalen und den beiden optischen Axen fallen. Fig. 20 bringt die Skiodromen Fig. 20. Fig. 21. für einen solchen Schnitt am neutralen Krystall zur Darstellung, Fig. 21 einen ähnlichen Schnitt an einem negativen Krystall mit 2V = 60°. Optische Untersuchungsmelhoden. 83 Das Zutreffen der schiefen zentralen Isogyre ist ein sicherer Beweis der Zweiaxigkeit und ermög- licht die Entscheidung auch in jenen nicht seltenen Fällen, wo nur wenige Durchschnitte vorhanden sind unter denen vielleicht keiner die besonderen günstigen Lagen senkrecht zu einer der optischen Axen oder Mittellinien aufweist. Es liegt in der Natur der Sache, daß die Beurteilung unter Umständen schwierig werden kann- Namentlich sind Schnitte in der Nähe der optischen Normalen und in der Nähe der beiden Normalen- ebenen wegen der Verwaschenheit der Isogyre ungünstig. Ferner kann die Entscheidung bei kleinem Axenwinkel bisweilen delikat werden, da der Unterschied solcher Krystalle und einaxiger in Schnitten, deren Normalen mit der ersten Mittellinie einen großen Winkel einschließen, recht gering werden kann. Aber es gibt zahllose Fälle, wo diese einfache optische Reaktion nützliche Dienste leistet. Zum Bei- spiel ist die Unterscheidung von Quarz und Feldspat fast bei jedem Durchschnitt mit Sicherheit zu machen. Bezüglich der Lage der Isogyre zu den o- und y-Skiodromen ist bei dem neutralen Krystall (2V = 90°) Folgendes festzuhalten. Beginnen wir mit einem Schnitt senkrecht zur Axenebene, dessen Normale zwischen der Axe und der positiven Mittellinie y liegt. In diesem Schnitt haben wir eine symmetrische Isogyre, die den a-Skiodromen parallel geht. Bewegen wir uns in dem Raum zwischen der Axe, der Mittellinie y und der Normalen ß, so wird die Isogyre nicht mehr symmetrisch sein, sie liegt schräg im Gesichtsfeld unter einem kleinen Winkel mit dem Nikol-Hauptschnitte, aber sie wird sich noch im Sinne der «-Skiodromen strecken, da diese weniger stark gekrümmt sind, als die -Skiodromen, die das Gesichtsfeld in stark gekrümmten, ungefähr konzentrischen Kurven durchziehen. Die zentrale Isogyre wird ferner eine mehr oder weniger deutliche Krümmung erkennen lassen. Je mehr wir uns von der Ebene ay entfernen, desto größer wird der Winkel, den die zentrale Isogyre mit dem Nikol-Hauptschnitt einschließt. Treten wir endlich in den Großkreis zwischen der Axe und der Normale ein, so wird die Isogyre gerade gestreckt unter 45° gegen die Nikol-Hauptschnitte das Gesichtsfeld durchziehen (vergl. Fig. 20). Überschreiten wir diese Grenzlinie, so wird nun der Winkel zwischen der Isogyre und dem bis jetzt betrachteten Nikol-Hauptschnitt größer als 45°, d. h. sie schließt mit dem anderen Nikol-Haupt- schnitt den kleineren Winkel ein und erstreckt sich nun im Sinne der y-Skiodromen. Indem wir mit der Schnittnormale den Raum zwischen der Diagonal-Ebene und der Symmetrie-Ebene die Axe-negative Mittellinie durchwandern, wird der Winkel zwischen Isogyre und Nikol-Hauptschnitt kleiner und kleiner und schließlich erreichen wir den Winkel 0, wenn die Normale des Schnittes wieder in die Axenebene eintritt. Die zentrale Isogyre ist jetzt wieder symmetrisch und parallel den y-Skiodromen. Wir wollen für jene Fälle, wo im Interferenzbild weder ein Axenort noch die Spur einer Mittellinie liegt, wo es also nur aus einem das Gesichtsfeld durchziehenden dunklen Balken besteht, folgende Bezeichnung einführen: Ein solches Interferenzbild soll positive Reaktion zeigen, wenn die zentrale Isogyre in die Richtung der y-Skiodromen fällt, negative Reaktion, wenn sie in die Richtung der a-Skiodromen fällt. Wir erkennen die positive oder negative Reaktion an folgendem Verhalten. Die zentrale Isogyre werde in sagittale Stellung gebracht, d. h. so, daß sie mit dem sagittalen Nikol-Hauptschnitt zusammen- fällt oder doch den kleineren Winkel bildet. Es werde ferner das homodrome Ende der Isogyre nach hinten, das antidrome nach vorne gerichtet und die Probeplatte in Regelstellung eingeführt. Die Interferenzfarbe wird bei positiver Reaktion links von der Isogyre steigen, rechts » » » fallen, negativer » links » » » fallen, rechts » » » steigen. 84 F. Becke, Der Grund liegt darin, daß bei positiver Reaktion die a-Skiodromen stärker gekrümmt, die 7-Skiodromen im Sinne der Isogyre gestreckt sind und gegen das homodrome Ende der Isogyre kon- vergieren. Diese weichen daher links von der Isogyre im Uhrzeigersinn, rechts davon gegen den Uhr- zeigersinn von der sagittalen Richtung ab. Bei negativer Reaktion sind o- und y-Skiodromen zu vertauschen. Diese Bestimmung im Auge kann man aussprechen, daß positive Reaktion überall eintreten wird, wo die o-Skiodromen stärker gekrümmt sind als die 7-Skiodromen; dem entgegengesetzten Verhältnis entspricht negative Reaktion. Bei einem neutralen Krystall (vergl. Fig. 22) hat man demgemäß in jedem Quadranten: Positive Reaktion: In einem Raume zwischen der Axe, der Mittellinie « und einer Linie, die von der Axe zur optischen Normalen ß gezogen wird, ferner in einem Streifen zwischen der Mittellinie y und der Normalen ß. Negative Reaktion: In einem Raume zwischen der Axe, der Mittellinie y und der diagonalen Linie, zwischen der Axe und der Normalen ß, ferner in einem Streifen zwischen der Mittellinie x und der Normalen. Die Felder positiver und negativer Reaktion sind gleich groß und durch Übergangszonen getrennt, wo die Entscheidung wegen Krümmung der Isogyre und annähernd gleichen Winkeln mit den Nikol- Hauptschnitten unsicher wird; gegen die Normale hin verschwimmen die Felder in jene Region, wo die Isogyre überhaupt nicht deutlich hervortritt. Bei Krystallen mit kleinem Axenwinkel vergrößert sich das Feld, dessen Reaktion mit der optischen Charakteristik des Krystalls übereinstimmt, auf Kosten des anderen. Bei negativen Krystallen (Fig. 23) Fig. 22. Fig. 23. hat man ein kleines Innenfeld um die Mittellinie mit positiver Reaktion. Das positive Feld längs der Symmetrie-Ebene yß wird undeutlich wegen Verschwommenheit der Isogyre, dagegen fließen die Felder negativer Reaktion zwischen Axe und y und längs der Symmetrie-Ebene oß zu einem breiten Außenfeld zusammen. Umgekehrt verhalten sich optisch positive Krystalle. Kann man daher eine größere Zahl schiefer Schnitte auf ihre Reaktion prüfen, so werden bei neutralen Krystallen positiv und negativ reagierende sich die Wage halten, bei ausgeprägt negativen werden die negativ reagierenden, bei positiven Krystallen die positiven Schnitte überwiegen. Es ist aber zu bemerken, daß bei einigermaßen kleinem Axenwinkel das Innenfeld so zusammen- schrumpft, daß entgegengesetzt reagierende Schnitte immer auch entweder die Axe oder die Mittellinie im Gesichtsfeld zeigen und so den wahren optischen Charakter verraten. Optische Untersuchungsmethoden. 85 Die Haupttypen der Isogyren, abgeleitet aus den Haupttypen des Skiodromen- Netzes. Es mag nicht überflüssig erscheinen, die verschiedenen Hauptformen des Skiodromennetzes und die entsprechenden Typen der Isogyren hier zusammenzustellen. Zumeist lassen sich die beiden Systeme von Skiodromen von einander dadurch unterscheiden, daß das eine aus stärker gekrümmten, das andere aus weniger stark gekrümmten Kurven besteht. Die ersteren mögen Längs-Skiodromen genannt werden, die letzteren Quer-Skiodromen. Wir werden die ersteren in die sagittale Richtung stellen. Der Unterschied spricht sich in dem Verhalten der Isogyre dadurch aus, daß sie im allgemeinen im Sinne der Längs-Skiodromen gestreckt ist. Zunächst wollen wir die speziellen Fälle ausscheiden, wo die Quer-Skiodromen im Gesichtsfelde geschlossene Kurven bilden: Dann liegt im Gesichtsfeld entweder die Axe eines einaxigen Krystalls mit dem charakteristischen vierarmigen Kreuz, oder es erscheint das nicht minder charakteristische Bild der ersten Mittellinie und der beiden optischen Axen eines zweiaxigen Krystalls. Diese Fälle sind ja genugsam bekannt. Einen Spezialfall bilden ferner die Schnitte quer zur Axe eines optisch zweiaxigen Krystalls. In bezug auf das Skiodromennetz ist er dadurch ausgezeichnet, daß innerhalb des Gesichtsfeldes der Charakter der Skiodromen sich ändert. Das Skiodromensystem, welches in der einen Hälfte des Gesichtsfeldes den Charakter von Längs-Skiodromen hat, nimmt in der anderen Hälfte die Eigenart der Quer-Skiodromen an (vergl. die Figuren 16 und 17). Die Isogyre ist ein dunkler Balken, der während einer vollen Umdrehung des Präparates im Gesichtsfelde bleibt und bei einer Drehung des Präparates sich im gleichen Betrage im entgegengesetzten Sinne bewegt. Nach Ausschaltung dieser Spezialfälle bleiben noch folgende Fälle übrig: 1. Symmetrisches Netz. In diesem Falle ist eine der Längs-Skiodromen geradlinig und halbiert das Gesichtsfeld symmetrisch. Nach der einen Seite dieser zentralen Skiodrome konvergieren, nach der anderen divergieren die Längs- Skiodromen. Die zentrale Isogyre fällt mit dem Nikol-Hauptschnitt und mit der geraden symmetrischen Längs- Skiodrome zusammen. Dort, wo die Längs-Skiodromen konvergieren, ist ihr homodromes, wo sie diver- gieren ihr antidromes Ende. Folgende Untertypen sind zu unterscheiden: a) Die Quer-Skiodromen sind gegen das homodrome Ende stärker gekrümmt, die seitlichen Längs- Skiodromen sind konkav gegen die mittlere (vergl. Fig. 14, Mittelteil). Die Isogyre wandert bei Drehung des Objekttisches rascher mit dem antidromen als mit dem homodromen Ende: Symmetrische Pendel-Isogyre. Diese Isogyre entspricht dem Axenbalken des gewöhnlichen zweiaxigen Interferenzbildes. Dieser Typus findet sich bei allen schiefen' Schnitten einaxiger Krystalle, ferner bei den Schnitten senkrecht zur Axenebene zweiaxiger Krystalle. Das homodrome Ende der Isogyre ist der Axe zugewendet. b) Die Quer-Skiodromen sind gegen das homodrome Ende, wo die Längs-Skiodromen konvergieren, flacher gekrümmt als am antidromen. Die seitlichen Längs-Skiodromen sind konvex gegen die gerade mittlere (vergl. Fig. 18). Die zentrale Isogyre ist geradlinig und fällt mit der zentralen Längs -Skiodrome und dem Nikol-Hauptschnitte zusammen. Bei der Tischdrehung wandert das homodrome Ende rascher als das antidrome, sie zeigt Fächerbewegung: Symmetrische Fächer-Isogyre. Dieser Typus kommt 86 F. Becke, nur bei zweiaxigen Krystallen vor, und zwar bei Schnitten senkrecht auf einer der optischen Symmetrie- Ebenen durch eine der Mittellinien und die optische Normale. Das homodrome Ende ist der Mittellinie zugewendet. Es entspricht dem Mittelbalken des gewöhnlichen zweiaxigen Interferenzbildes. 2. Asymmetrisches Netz. Die zentrale Längs-Skiodrome ist gekrümmt. Die zentrale Isogyre liegt schief im Gesichtsfeld und macht einen Winkel kleiner als 45° mit jenem Nikol-Hauptschnitt, der in der Richtung der Längs-Skio- dromen liegt. Das homodrome Ende der Isogyre liegt auch hier dort, wo die Längs-Skiodromen konvergieren. Das asymmetrische Netz findet sich nur in schiefen Schnitten zweiaxiger Krystalle. Auch hier sind zwei Unterfälle zu unterscheiden. a) Die Quer-Skiodromen sind am homodromen Ende stärker gekrümmt als am antidromen. Das homo- drome Ende der Isogyre wandert bei der Tischdrehung langsamer als das antidrome: asym- metrische Pendel-Isogyre. Dieser Typus findet sich im Raum zwischen Mittellinie, Axe und optischer Normale in den der Axenebene anliegenden Feldern (vergl. Figuren 12 und 21). b) Die Quer-Skiodromen sind am homodromen Ende flacher gekrümmt als am antidromen. Das homo- drome Ende der Isogyre wandert bei der Tischdrehung rascher: asymmetrische Fächer- Isogyre. Dieser Typus findet sich zu beiden Seiten der Ebenen zwischen den Mittellinien und der optischen Normale. Er spielt deshalb keine wichtige Rolle, weil auf dem größten Teil jener Felder, namentlich in der Nähe der optischen Normalen, die Krümmung der Skiodromen überhaupt sehr gering, die Isogyren daher sehr verwaschen sind. Von Interesse ist noch ein Spezialfall: 3. Diagonal-symmetrisches Netz. Der Unterschied zwischen Längs- und Quer-Skiodromen verwischt sich, beide Systeme sind in gleicher Weise gekrümmt (vergl. Fig. 20). In diesem Falle erscheint als zentrale Isogyre ein dunkler Balken, der unter 45° gegen beide Nikol- Hauptschnitte geneigt ist. Das homodrome Ende liegt dort, wo die Skiodromen beider Systeme stärker gekrümmt sind. Typisch ist dieses Netz bei neutralen zweiaxigen Krystallen in Schnitten, die senkrecht stehen auf der Pseudosymmetrie-Ebene zwischen der optischen Axe und der Normale. Ich sage Pseudosymmetrie- Ebene, da die beiden Systeme von Skiodromen trotz symmetrischer Lage zu der Diagonale nicht gleich- artig sind: das eine entspricht den rascheren, das andere den langsameren Wellen. Bei optisch zweiaxigen Krystallen mit kleinerem Axenwinkel können derartige Netze nur in dem Sinne auftreten, als man das Verhalten in einem kleinen Bereiche betrachtet, also bei Anwendung eines Konoskops von kleiner Apertur. Bei größerem Gesichtsfelde tritt immer eine Änderung im Verlaufe der einzelnen Skiodromen ein, und die Isogyre erscheint statt gerade gestreckt in gekrümmter Form. 4. Disymmetrisches Netz. Eine besondere Form tritt an den optischen Symmetrieaxen auf, in typischer Entwicklung an den beiden Mittellinien: Längs-Skiodromen laufen nach zwei Seiten zusammen und sind konkav gekrümmt gegen eine gerade zentrale Skiodrome. Die Quer-Skiodromen sind nach zwei Seiten hin gekrümmt und wenden ihre konvexen Seiten einer geraden mittleren Skiodrome zu, Resultat ist: ein schwarzes Kreuz, Optische Untersuchumgsmethoden. 37 wenn die zentralen Skiodromen mit den Nikol-Hauptschnitten zusammenfallen und ein Zerfallen in zwei gekrümmte Hyperbeläste, bei Drehung der Platte. Die Hyperbeläste zeigen dann ihr homodromes Ende dort, wo die Längs-Skiodromen zusammenlaufen (vergl. Mittelteil von Fig. 6, 7, 9). In der Erscheinung ähnlich sind die der Axe parallelen Schnitte einaxiger Krystalle. Die vorstehenden Angaben setzen uns in den Stand, jeden beliebigen schiefen Durchschnitt eines zweiaxigen Krystalls nach dem Verhalten seines Interferenzbildes zu prüfen, zu klassifizieren und danach seine Orientierung gegen die optischen Hauptlinien anzugeben. Unterscheidung ein- und zweiaxiger Krystalle. Zusammenfassend ergibt sich folgendes bezüglich der Unterscheidung optisch einaxiger und zwei- axiger Krystalle mittels der Interferenzbilder im Konoskop. Optisch einaxige Krystalle geben im allgemeinen eine gerade symmetrische Barre, an der man ein homodromes, der Axe zugewendetes und ein antidromes abgewendetes Ende’unterscheiden kann. In besonderen Schnitten erblickt man das vierarmige Kreuz mit den Nikol-Hauptschnitten parallelen Balken oder (in der Axe parallelen Schnitten) ein sehr verwaschenes Kreuz, das sich bei Tischdrehung rasch öffnet; der Kreuzbalken mit homodromen Enden geht in der Normalstellung durch die Mitte des Gesichtsfeldes. Optisch zweiaxigeKrystalle geben im allgemeinen eine asymmetrische Barre. Bei zentraler Ein- stellung schließt sie mit den Nikol-Hauptschnitten einen schiefen Winkel ein. In besonderen Schnittlagen kann eine gerade Barre parallel einemNikol-Hauptschnitte zustande kommen, wenn im Bereiche des Gesichts- feldes eine der optischen Symmetrie-Ebenen liegt. In der Regel geht diese gerade Barre nicht durch die Mitte des Gesichtsfeldes, sondern liegt seitlich davon, nur wenn der Schnitt genau senkrecht steht auf der Symmetrie-Ebene, liegt die gerade Barre zentral. Auch bei solcher Lage ist die Zweiaxigkeit sicher- gestellt, wenn sich bei der Tischdrehung das homodrome Ende rascher bewegt als das antidrome (Fächerbarre). Bei symmetrischer Pendelbarre ist Verwechslung mit einaxigen Schnitten möglich. Doch genügt der Vergleich von zwei oder drei Durchschnitten zur Vermeidung dieser Täuschung. In besonderen Schnittlagen erscheinen die charakteristischen Bilder der optischen Axe mit anti- dromer einfacher Barre oder die Bilder von Axe und Mittellinie oder endlich das Kreuz der Mittellinie allein. Verwechslung mit einem der Axe parallelen Schnitt eines einaxigen Krystalles wäre hier möglich, wird aber in der Regel dadurch vermeidbar, daß der Axenbalken (mit homodromen Enden) nicht notwendig durch die Mitte des Gesichtsfeldes läuft wie bei einaxigen. Erkennung des Charakters der Doppelbrechung. Bei zur Axe senkrechten Schnitten einaxiger Krystalle prüft man in bekannter Weise mit 1/,A-Platte oder mit einer Gipsplatte vom Rot erster Ordnung. In Schnitten parallel der Axe erkennt man an den homodromen Enden der Kreuzbarre oder an den Sektoren mit fallender Interferenzfarbe die Richtung der Axe und prüft mit der Gipsplatte. Bei schiefen Schnitten bringt man die symmetrische Barre mit dem homodromen Ende nach hinten. Bei Einschaltung der Probeplatte in Regelstellung hat man bei negativem Charakter rechts, bei positivem links von der Barre die steigenden Interferenzfarben. Bei optisch zweiaxigen Krystallen erfolgt die Erkennung des Charakters der Doppelbrechung am sichersten an Schnitten, die die optische Axe im Gesichtsfelde zeigen. Man bringt die Axenebene in Regel- stellung und schaltet die Probeplatte ein. In der Höhlung der Hyperbel hat man bei negativem Charakter steigende, bei positivem Charakter fallende Farbe. Ferner sind zur Erkennung geeignet, Schnitte senkrecht zu den Mittellinien, wenn man die Bilder beider Mittellinien vergleichen oder wenn man die Größe von V bestimmen kann. 88 F. Becke, Sehr brauchbar sind auch Schnitte parallel der Axenebene. In Diagonalstellung geben die Sektoren mit fallenden Farben die Richtung der ersten Mittellinie und deren Charakter kann mit der Probeplatte bestimmt werden. Endlich geben auch schiefe Schnitte mit Pendelbarre eine Wahrscheinlichkeitsbestimmung. Wenn alle untersuchten Schnitte gleiche (positive oder negative) Reaktion zeigen, so ist das Mineral wahr- scheinlich von demselben Charakter. Unter »Reaktion« ist verstanden: Einstellung der schiefen (oder geraden) Pendelbarre so, daß sie mit dem sagittalen Hauptschnitt den kleineren Winkel einschließt (oder parallel steht) und das homodrome Ende hinten liegt. Nach Einstellung der Probeplatte in Regelstellung steigt die Interferenzfarbe rechts bei negativer, links bei positiver Reaktion. 4. Messungen im konvergenten Licht. Ermittlung der Lage einer optischen Axe. Wie eine im Gesichtsfelde des Konoskops dienende Axenspur fixiert werden kann durch Bestimmung der Lage der Isogyre in mehreren Stellungen, die sich im Axenorte kreuzen müssen, habe ich früher angegeben.t Hiezu dient eine camera lucida mit drehbarem Zeichentisch, die mit jedem Mikroskop leicht verbunden werden kann. Auf einem Grundbrett ist ein drehbarer Zeichentisch befestigt, der durch drei horizontal wirkende Stellschrauben in beschränktem Raume verstellt werden kann. Er trägt eine Grad- teilung mit fixer Marke. Auf demselben Grundbrette wird durch Metalleisten der Fuß des Mikroskops in einer bestimmten Stellung fixiert. Auf den Kopf des Mikroskops ist eine camera lucida nach Abbe angebracht, die aus einem parallelepipedischen Prisma besteht, das nach der Diagonale durchschnitten, dessen Schnittfläche ver- silbert ist; der spiegelnde Belag ist in einem kleinen kreisrunden zentralen Fleck entfernt. Ein hori- zontaler, etwas längerer Arm trägt einen Planspiegel, der durch einen Anschlag in der Neigung von 45° erhalten wird. Durch die kleine, Imm im Durchmesser haltende Öffnung in der versilberten Diagonalfläche des Prismas erblickt man das Axenbild und gleichzeitig die Mitte des Zeichentischchens. Gewöhnlich wird das nach der Lasaulx’schen Methode erzeugte Axenbild verwendet, es läßt sich aber auch das mit dem Bertrand’schen Hilfsmikroskop vergrößerte Axenbild verwenden. | Der Zeichentisch und die Anschlagleisten für den Mikroskopfuß sind in solcher Lage und Entfernung angebracht, daß bei richtiger Zentrierung des Kamerakopfes und genauer Einstellung des Planspiegels auf 45° beim Hineinblicken in die Kamera die Mitte des Zeichentisches und die Mitte des Gesichtsfeldes des Konoskops sich annähernd decken. Die genaue Zentrierung wird durch die horizontalen Stell- schrauben des Zeichentisches bewirkt. Zu diesem Zwecke sind auf dem Zeichentisch konzentrisch zum Drehungsmittelpunkt mehrere Kreise in weißer Farbe verzeichnet; man kann nun diese Kreise mit großer Genauigkeit konzentrisch zum Rande des Gesichtsfeldes einstellen. Dies muß bei Einschaltung des Analysators geschehen, da dieser eine kleine Parallelverschiebung des hellen Kreises bewirkt, den man beim Hineinsehen in das Mikroskop über dem Objektiv wahrnimmt. ı F.Becke: Klein’sche Lupe mit Mikrometer. Min. Petr. Mitt. 14, 375. 1894. Bestimmung kalkreicher Plagioklase durch die Interferenzbilder von Zwillingen. Min. Petr. Mitt. 14, 415. 1894. Ist die erste Publikation über die Ermittlung der Lage der optischen Axe durch Fixierung der Lage der Isogyre in mehreren Stellungen der Platte. Die dort angegebene Methode wurde aber später wesentlich verbessert. — Messung von Axenbildern mit dem Mikroskop. Min. Petr. Mitt. 14, 563. 1894. — Ausmessung des Winkels zwischen zwei optischen Axen im Mikroskop. Min. Petr. Mitt. 16, 180. 1896. Optische Untersuchumgsmethoden. 89 Die Vorrichtung ist nicht ganz frei von Parallaxe, da die Entfernung vom Auge bis zur hinteren Brennfläche des Objektivs, wo sich die Interferenzfigur entwickelt, um die Länge des horizontalen Spiegelträgers und die Höhendifferenz zwischen Brennfläche und Zeichentisch kürzer ist als der Weg vom Auge zum Zeichentisch. Wegen der kleinen Austrittsöffnung im Reflexionsprisma, die wie ein enges Diaphragma wirkt, ist aber diese ungleiche Entfernung wenig schädlich. Sie hat anderseits den Vorteil, daß sich das Axenbild mit einer merklichen Vergrößerung auf dem Zeichentisch projiziert. Genaue Zentrierung der das Interferenzbild liefernden Durchschnitte ist ein wesentliches Erfordernis. Die erste Einstellung erfolgt mit der gewöhnlichen Okularbeobachtung. Die genauere Zentrierung erreicht man durch Aufsetzen eines Ramsden-Okulares (einer aplanatischen Lupe) auf den Kopf der Kamera. Man erblickt durch den Ausschnitt der Spiegelfläche des Reflexionsprismas den eingestellten Durchschnitt und kann nun durch die Zentrierschrauben des Mikroskoptubus den Drehungsmittelpunkt des Objekttisches, sodann durch dessen Schlittenbewegung jenen Teil des Dünnschliffes zentrieren, dessen Interferenzbild beobachtet werden soll. Erst wenn dies geschehen ist, erfolgt die genaue Zentrierung des Zeichen- tisches. Will man während der Beobachtung einen anderen Teil des Durchschnittes einstellen, so benützt man zweckmäßig, ohne an der Kamera etwas zu rühren, die Bertrand’sche Linse, welche wie ein schwaches Okular wirkt und die entsprechende Einstellung durch den Kreuzschlitten des Objekttisches ermöglicht. Ist nun alles gut zentriert, was weniger Zeit in Anspruch nimmt als die Lesung dieser Anweisung, so bringt man auf den Zeichentisch ein Blättchen matten, schwarzen Papiers, das durch federnde Klemm- spangen unverrückbar festgehalten wird. Nun kann die Übertragung des Axenbildes auf das Zeichenblatt erfolgen. Man bringt durch Drehen des Objekttisches das Präparat in Normalstellung, liest den Nonius des Objekttisches ab und stellt den Zeichentisch auf denselben Teilstrich ein. Nun zieht man den Axenbalken des Interferenzbildes mit einem lichten Pastellstift nach; er ent- spricht nahezu der Lage der Axenebene in orthogonaler Projektion; um so genauer, je näher er beim Mittel- "punkt vorbeigeht. Nun wird Objekt- und Zeichentisch um 30° in gleichem Sinn gedreht. Man fährt der neuen Lage der Isogyre mit dem Stift nach und erhält im Durchschnittspunkte mit dem Axenbalken den Axenort. Zur Kontrolle wiederholt man die Operation nach einer weiteren Drehung um 30°. Die drei Zeichnungen der Isogyre müssen sich in einem Punkte schneiden. Entsteht ein merkliches Fehlerdreieck, so ist etwas an der Zentrierung nicht in Ordnung. Ermittlung des Mittelpunktes des Gesichtsfeldes. Ist die Einzeichnung der Axe bei gleicher Einstellung von Objekt- und Zeichentisch erfolgt, so wird nun dieselbe Operation wiederholt, wobei der Objekttisch in die nämlichen Stellungen wie vorher, der Zeichentisch aber in die um 180° verwendeten gebracht wird. Dadurch erhält man auf dem Zeichen- blatt eine zweite Eintragung der Axe. Im Halbierungspunkte der Verbindungslinie der zwei Axenörter liegt der Mittelpunkt des Gesichtsfeldes. Der lineare Abstand des Axenortes vom Mittelpunkte ist proportional dem Sinus des Winkels, den die Axenrichtung mit der Mikroskopaxe einschließt, außerdem dem mittleren Brechungsexponenten des Minerales. Die Kenntnis des letzteren kann man sich in genügender Genauigkeit durch die Immersions- methode verschaffen oder man entnimmt sie den gebräuchlichen Tabellen. Den Proportionalitäts-Faktor, die sogenannte Mallard’sche Konstante! des Mikroskops ermittelt man durch die Ausmessung des linearen Abstandes der Axenörter an einer Axenplatte, deren scheinbarer 1 Mallard setzt2=x - sine; das ist für den praktischen Gebrauch unbequem, weil bei jeder Beobachtung der Quotient d/x zu bilden ist. Es ist x — = nichts anderes als der Radius des Einheitskreises, der im Konoskop einem Gesichtsfelde von 180° Öffnung entspricht, oder worauf mich Herr E. A. Wülfing aufmerksam machte, die Äquivalent-Brennweite des angewandten Linsensystems Denkschriften der mathem.-naturw. Classe. Bd. LXXV. 12 90 Hu Bieicikie, Axenwinkel mit dem Axenwinkel-Apparat gemessen wurde. Ist 2E dieser Axenwinkel und 2d der lineare Abstand der beiden Axenörter, so gibt sin E d DRESInER, BD die Größe der Konstante A. Durch die Ermittlung der Mallard’schen Konstante ist die Auswertung der Beobachtung im Winkel- maß ermöglicht. Bezeichnet D den linearen Abstand des Axenortes vom Mittelpunkt, ß den Brechnungs- exponenten der Platte (zwei Dezimalen genügen), ® den gesuchten Winkel, so ist k —— = sin 9. Es ist vielleicht nicht überflüssig, die geometrische Bedeutung der Konstanten k zu entwickeln. Läßt man » gleich 90° werden, so ist Dr_, D=2 ß k das ist der Radius desjenigen Einheitskreises, in bezug auf welchen die linearen Abstände vom Mittel- punkte des Gesichtsfeldes den Sinus der Neigungswinkel gegen die Mikroskopaxe innerhalb der unter- suchten Platte darstellen. Dieser Einheitskreis würde das Gesichtsfeld eines nicht herstellbaren Objektivs repräsentieren, das einen Wellennormalen-Kegel von 180° Öffnungswinkel in der Platte aufzufangen vermöchte. Von diesem Einheitskreis zeigt das Objektiv einen zentralen Ausschnitt, dessen Ausdehnung mit der numerischen Apertur des Objektivs wächst und mit dem Brechungsexponenten der Platte zusammen- hängt. Ist die numerische Apertur des Objektivs a, so ist der Radius des Gesichtsfeldes in Millimetern aus- gedrückt Er und der entsprechende halbe Öffnungswinkel g ist gegeben durch ; a Sm —o Die numerische Apertur des Objektivs Nr. 7 von Fueß ist ungefähr 0:70. Fürß=1'5, 16, 1:7 sind die Werte von g: 28°, 26°, 24°. Die Beobachtung liefert auch die Vertikal-Ebene, in der die Axe von der Mikroskopaxe abweicht und es ist nur erforderlich, auf das Zeichenblatt die Ausgangsrichtung zu übertragen, von der die Zählung des Azimutes erfolgt. Hiezu schiebt man die Bertrand’sche Linse ein; sie wirkt als schwaches Okular und man erblickt nach einer kleinen vertikalen Tubusverschiebung ein Bild des Präparates. Nun kann man bei Einstellung von Objekt- und Zeichentisch auf denselben Teilstrich irgend eine Kante,einen Spaltriß,eineZwillingslamelle durch Nachzeichnen auf das Zeichenblatt übertragen. Am genauesten erfolgt das, indem man ein kleines Lineal aus weißem Karton (Rand einer Visitkarte) parallel zu der Linie, die übertragen werden soll, auf dem Zeichenblatt einstellt und mit dem Stift entlang fährt. Auf diese Art ist die Lage einer optischen Axe im Präparat vollkommen fixiert. Dies ist indessen eine Aufgabe, die bei petrographischen Arbeiten seltener auftritt. Häufiger handelt es sich darum, den Winkel zu ermitteln, den zwei im Gesichtsfelde fixierte Axenrichtungen mit- einander einschließen, oder um den Winkel zwischen Axe und Mittellinie. Optische Untersuchungsmethoden. 91 Ermittlung des Winkelabstandes zweier Richtungen aus dem linearen Abstand ihrer Spuren im Interferenzbild. Es sei in Fig. 24 der innere Kreis, das Gesichtsfeld des Konoskops, der äußere Kreis der um den Mittelpunkt des Gesichtsfeldes beschriebene Einheitskreis, dessen Radius r = . wobei ß der Brechungs- exponent des Minerals, & die Mallard’sche Konstante. OA OB seien die beiden Richtungen, deren Winkel » gesucht wird. OA bildet mit der Mikroskopaxe denWinkela, OB den Winkel ß. Beschreiben wir mit dem Radius = um O eine Kugel und ziehen AA’//BB’//CO, so sind A’B’ die Spuren der Axen AB im Gesichtsfeld. Ihre Distanz in Millimetern ausgedrückt sei d. Diese Distanz d oder die ihr parallele Strecke AD bildet mit der Sehne des Winkels » AB als Hypotenuse und dem Abschnitt BD als zweite Kathete ein rechtwinkeliges Dreieck. Der Abschnitt BD ist die Differenz von BB’— AA’ oder die Differenz der Cosinus der Winkel o und ß. Dies führt zu folgender einfachen Konstruktion (Fig. 24 unten). Man zieht auf dem Zeichenblatt mit dem Radius r = den Einheitskreis um O, errichtet in A Dieg2 eine Senkrechte auf OA, in B eine Senkrechte auf OB. Die Differenz der beiden Senkrechten trägt man in B senk- recht auf AB auf und verbindet das Ende mit 4; die Hypotenuse des so entstehenden rechtwinkeligen Drei- ecks ist dann die gesuchte Sehne. Die Länge der Sehne in Millimetern gemessen und geteilt durch die Länge des Einheitsradius 7 gibt den Zahlenwert der Sehne, der in einer Sehnentafel den zugehörigen Winkel » aufsuchen läßt. Noch zweckmäßiger ist folgendes Verfahren, welches auf den Umstand Rücksicht nimmt, daß bei der Axen- bestimmung durch camera lucida und drehbaren Zeichen- tisch jede Axe zweimal in um 180° verschiedenen Stel- lungen fixiert wird. Man hat daher auf dem Zeichenbrett vier Axenörter A, A, und B, B,. Man überträgt durch Parallelverschiebung mittels Dreiecklineal die Richtungen A,4A, und B,B, auf ein Blatt Papier, trägt vom Durchschnittspunkt O aus die Strecken A,A, und B,3B, in den betrefienden Richtungen auf. Nun wird der Einheitskreis mit dem doppelten Radius R = 2 E gezogen. Die übige Kon- struktion ist dieselbe wie früher. Die Vergrößerung des Konstruktionskreises ist für die praktische Ausführung angenehm, außerdem hat man den Vorteil, daß auf bequeme Art das Mittel von zwei unabhängigen Beobachtungen verwertet werden kann. In vielen Fällen ist die Korrektur, welche so an dem linearen Abstand der Axenörter vorgenommen wird, unbedeutend; will man auf die Korrektur verzichten, so kann man den linearen Abstand der Axen- ec EEE : . örter mit multiplizieren und den gefundenen Wert in der Tafel der Sehnen oder des Sinus suchen. B Bequem ist eine Kurve, für welche als Abszisse dieWerte von d in Millimetern, als Ordinaten die zuge- hörigen Winkel » eingetragen sind. Zweckmäßig konstruiert man diese Kurven für die Brechungs- exponenten 1:5, 1:6, 1:7, zwischen welche man dann leicht nach dem tatsächlich vorhandenen Brechungs- exponenten interpolieren kann. 12# F. Becke, w Saurer Andesin . . ... 3041 ">w ME a! w r Basischer Andesin . . ... 41—48 a>w Y>e ae (!>o Labrador-Anorthit . . . . 48—100 !>w Y>e a'>e Y!>w Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 103 Nachdrücklich sei noch auf den Gang der Doppelbrechung hingewiesen. Zwar sind die Unterschiede nicht groß, namentlich nicht von der Art, daß sie zu einer exakten Bestimmung der Plagioklasmischung verwendbar wären. Aber einem geübten Beobachter kann es nicht entgehen, daß die Doppelbrechung beider Endglieder größer ist als die der mittleren Mischungen. Das Minimum dürfte auf den Andesin fallen. Dieses Verhältnis, das von der Theorie gefordert wird, ist nicht in allen Bestimmungstabellen gebührend berücksichtigt. 2. Auslöschungsrichtungen bestimmter Schnitte. Für Dünnschliffpeobachtungen kommen vornehmlich in Betracht: Schnitte senkrecht auf die Mittellinien (Fouque), Ferner Schnitte senkrecht auf M und P oder auf die lo nhieihe: Achse a. Schnitte senkrecht zu ß sind nicht leicht zu kontrollieren, geben außerdem keine beträchtliche Variation. Schnitte parallel M sind zwar durch die verschwindenden Lamellen nach dem Albitgesetz charak- terisiert, sind aber in krystallinen Schiefern nicht so leicht zu finden, namentlich auch, weil die aus- Fig. 1. I Bm 100° 90° 0 10 20 30 40 30 60 20 80 90 100 Diagramm der Brechungsexponenten und des wahren Achsenwinkels der Plagioklase. geprägte Zonenstruktur fehlt, die in den Erstarrungsgesteinen die M-Schnitte leicht auffinden läßt. Schnitte nach ? sind in Dünnschliffen nicht erkennbar. In der Tabelle sind gleichwohl die Auslöschungs- schiefen auf P angeführt, um die Beziehung zu den Feststellungen Max Schusters festzuhalten. Alle Angaben und Beobachtungen beziehen sich, wofern nichts anderes ausdrücklich angegeben ist, auf die Richtung « und werden, wo es angeht, gerechnet von der Spur von M. Die Zeichen + und — sind im Sinne von Max Schuster zu verstehen (+ im Uhrzeigersinn, — entgegengesetzt). Die Schnitt- richtung, für welche diese Festsetzung Geltung hat, ist in den einzelnen Abschnitten angegeben. 104 F. Becke, Schnitte a und.a. (Fig. 2, S. 10.) Von allen diesen Schnittrichtungen sind Schnitte senkrecht zur krystallographischen Achse a am leichtesten aufzufinden: Scharfe Zeichnung der Zwillingslamellen nach dem Albitgesetz, symmetrische Auslöschung der beiden Scharen von Zwillingslamellen, daher gleiche Beleuchtung bei Normal- und Diagonalstellung der Zwillingsgrenzen, welche überdies in der genauen Diagonalstellung völlig ver- schwinden — haben diese Schnitte mit allen Schnitten senkrecht M gemeinsam. Dazu kommen nun aber noch: die scharfen Risse nach der Fläche P, eventuell parallel mit diesen die gleichfalls scharf gezeichneten Zwillingslamellen nach dem Periklingesetz. Spaltrisse und Periklinlamellen machen mit der Trace von M Winkel von 86t/,°. Bei richtiger Schnittlage dürfen sich die Bilder der Spaltrisse nach P beim Heben und Senken des Tubus nicht verschieben, und die Auslöschungen der Albitzwillingslamellen müssen genau symmetrisch sein. Zu dieser leichten Erkennbarkeit und Kontrollierbarkeit kommt nun weiter noch als günstiger Um- stand, daß die Auslöschungsschiefen im Schnitt a sich von Albit bis Labrador von —15 bis + 30, das ist fast einen Grad für ein Prozent Anorthitgehalt ändern, daß die Auslöschungsschiefe relativ unempfindlich gegen Orientierungsfehler ist und der Sinn der Auslöschungsschiefe leicht festgestellt werden kann. Vom Albit bis zum Oligoklas mit 21°/, Anorthit liegt die nach a’ genommene Auslöschungsschiefe im stumpfen Winkel der Spuren von M und ?, und die Auslöschungsrichtung weicht im Schnitt senk- recht zum negativen (hinteren oberen) Ast der a-Achse gegen den Uhrzeigersinn von der Spur von M ab. In den anorthitreicheren Mischungen liegt die Auslöschungsrichtung nach der entgegengesetzten Rich- tung abweichend im spitzen Winkel MP. Für die anorthitreicheren Mischungen ist diese Schnittrichtung nicht sehr gut zu brauchen, da die Schiefe sich langsamer ändert. Für das ganze erste Drittel der Plagioklasreihe fällt die Schnittrichtung a nahe zusammen mit der Richtung senkrecht zur Mittellinie «. Beim Albit beträgt der Unterschied der Auslöschungsschiefen in den beiden Schnitten nicht mehr als 1'/,°, wird dann kleiner und erst beim Andesin ist wieder ein merk- licher Unterschied festzustellen. Weiterhin verliert der Schnitt senkrecht zur Mittellinie « sehr an Bestim- mungswert, da die Änderung der Schiefe mit steigendem Anorthitgehalt sehr abnimmt, zum Schluß sogar rückläufig wird. Einige Schwierigkeiten entstehen bei der Aufsuchung und Deutung dieser Schnitte durch die Zwillingslamellen nach dem Periklingesetz. Nicht selten kommen Albit- und Periklinlamellen gleichzeitig vor. Dann kann beim ersten Anblick der Schnitte a Zweifel entstehen, welches von beiden Lamellen- systemen dem Albitgesetz (Spur M), welches dem Periklingesetz (Spur P) entspricht. Für die hier vornehmlich in Betracht kommenden albitreichen Plagioklase gilt die Regel, daß die Auslöschungs- richtung « mit der Spur von M den kleineren Winkel einschließt und daß die im Interferenzbild erkennbare Achsenebene im Sinne der Spur von P und der Periklinlamellen verläuft. In nicht gerade seltenen Fällen treten in krystallinen Schiefern die Zwillingslamellen nach dem Periklingesetz häufiger auf als die nach dem Albitgesetz, ja letztere fehlen bisweilen völlig. Dann sieht man im Konoskop die Achsenebenen beiläufig parallel den Zwillingslamellen verlaufen und die Richtung y’ macht mit den Lamellen den kleineren Winkel. Die Schnitte senkrecht zu 4 sind dann nicht mehr an der scharfen Zeichnung der Zwillingslamellen zu erkennen, denn diese findet sich in allen Schnitten senkrecht zum rhombischen Schnitt. Bisweilen kann man die Schnittrichtung senkrecht zu M an Spaltrissen nach M (selten deutlich!)oder an ganz vereinzelten sehr feinen, oft kurzen Lamellen nach dem Albitgesetz erkennen. In solchen Fällen kann mandie gezeichnete Kurve für az verwenden, indem man diePeriklinlamellen zum Ausgangspunkt nimmt und statt der Auslöschungsrichtung a’ die Auslöschungsrichtung 7’ einstellt. Es ist ferner, um die Kurve a Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 105 zu verwenden, in der Reihe von Albit bis Oligoklas von der gemessenen Auslöschungsschiefe der Winkel 31/,° abzuziehen, in der Reihe Oligoklas-Labrador hinzuzuaddieren. Um das zu erleichtern, ist im Diagramm (Fig. 2) 31/,° unter der O-Linie eine punktierteLinie gezogen und mit PZ (Periklinlamellen) bezeichnet. Die Anzahl Grade zwischen PL und der Kurve a gibt die Auslöschungsschiefe y’ gegen die Periklinlamellen im Schnitt a. Wegen des nahen Zusammenfalls der Schnitte senkrecht zu a und senkrecht zur Mittellinie « ist es erlaubt, in der Reihe vom Albit bis zum Andesin auch konoskopisch festgestellte Schnitte « nach dieser ' Kurve zu behandeln. Beim Labrador findet sich aber bereits eine merkliche Abweichung. Um nun auch in dieser Abtei- lung Schnitte senkrecht zu a mit ausschließlicher Ausbildung von Periklinlamellen bestimmen zu können, ist in das Diagramm eine weitere Kurve eingetragen, welche den Winkel angibt, welchen die Spur der Periklinlamellen mit einer Richtung senkrecht zu M im Schnitt senkrecht zur Mittellinie « ein- schließen. Die Kurve ist bezeichnet: Spur s im Schnitt ©. Die Anzahl Grade zwischen dieser Kurve und'der Kurve a entspricht dem Winkel zwischen der Auslöschungsschiefe y’ und den Periklinlamellen in Schnitten senkrecht zur Mittellinie «a. Zur Konstruktion dieser Kurve war die Berücksichtigung der Lage des rhombischen Schnittes “erforderlich. Fußend auf den Beobachtungen, welche M. Schuster für den Winkel s zwischen der Trace von P und der des rhombischen Schnittes zusammengestellt hat, lassen sich für den Winkel s folgende Werte aufstellen: Anl, ° END) na a EN es. + 13° Ol 2oKlas- AD + 5 Oliaoklases er u ee 20 > A Olisoklassenr ar ae a 2 + 4 . ANdESITE ARRUN a tee ern 10 (0) TBabtadors Nas 182 — 2 TEabrad oma 08 — 5 Byitovvunitee a el to — 9% Another 100 — 18 Zur Orientierung des rhombischen Schnittes ist außerdem erforderlich die Position von P. Da ange- nommen wird, daß die Vertikalachse (die Prismenzone) bei den Plagioklasen streng parallel bleibt, kann die Lage von P in üblicher Weise durch X und » festgelegt werden. Folgende Winkel dürften sich von der Wahrheit nicht weit entfernen und jedenfalls für den Grad von Genauigkeit genügen, der bei Anwendung der stereographischen Netze erreichbar ist. An x [") Albitee ea. 2: b) — DIN + 345° Oligoklas-Albit . 13 — 261), + 31), Olinoklasyer 2220 — 261), + 3%), Olleoklasp er 025 — 261), + 3°), : nes 37 — 264), + 3), Babradoe 52 — 261), + 3%, Leomador . 0 oo, 8 —_. 261), + 3°), Bowle © 6 ©. de — 26 => & Anorthit . , 100 — 26 =r & Denlischriften der mathiem.-naturw. Kl. Bd. LXXV. 14 106 F. Becke, Schnitte y. (Fig. 2.) Schnitte senkrecht zu y sind weniger leicht aufzufinden. In der albitreicheren Hälfte fallen sie fast mit der M-Fläche zusammen, die Zwillingsgrenzen der Albitlamellen sind daher verwaschen. Die charakte- ristischen Zonenpolygone der Erstarrungsplagioklase fehlen in den krystallinischen Schiefern; die schräge v 10 20 30 10 50 m) z0 s0 90 100 % An Diagramm der Auslöschungsschiefen der Plagioklase in bestimmten Schnitten. Durchsetzung der Lamellen nach dem Albitgesetz stört die optischen Erscheinungen. Überdies sind Orientierungsfehler hier von größerem Einfluß auf die Auslöschungsschiefen. Im Schnitt y muß die Auslöschungsschiefe gegen die Trace von P genommen werden (weniger gut gegen Periklinzwillingslamellen). Nur bei den anorthitreicheren Mischungen läßt sich auch die Zwillings- lamellierung nach M verwenden. j In dem albitreicheren Drittel der Plagioklasreihe fällt die Auslöschungsschiefe im Schnitt senkrecht zu fast zusammen mit der Auslöschungsschiefe auf M. Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 107 Tabelle der Auslöschungsschiefen der Plagioklase. (Vergl. Fig. 2.) M=010, P=001, a=kıystallographische Achse | a—= | Mund, s— Spur der Periklinlamellen — rhombischer Schnitt. En 1 Gt N nn nn Syeahenwistet IM I? I @ I@ Ber, Auslöschungsrichtung An), a a a a y' a a" bezogen auf: T n P M M | e) P M ANSIE- 0. .0. able re Be 6) + 19°8 + 3°2 — 14° — 15°5 — 11°5 + 20° OlzoklasAlpitses se 13 —+ 18 + 2 8 -—- 9:5 — 6 Sp a Olzoklasen san ec 120 + 6 + 1 — 05 — 05 + 3 + 6 OlNsalklas cs 0.0 8 6 a 8a ol 28 => ® + 0:7 ar 0 + 7 10°5 + 2°5 Andes io er re 7 — 9'5 — 1:6 + 23 + 23 + 27 — 6:5 — 7? Irabradio ga Be re rare 52 — 17:2 — 6 + 27'7 + 25 + 34 — 26 — 27°5 DaBracdo re 65 — 22 — 10 + 35 => ol + 46 — 37°5 — 34 Byito win wre > — 31 — 18 + 38 82 + 50 — 50 — 40°5 Anorinle 60H 2 Ben || NO) — 38 — 40 + 45 + 31 + 55'5 — 67 — 55 Schnittein Zonen. Die von M. Levy eingeführte Methode der Aufsuchung des Maximums der symmetrischen Aus- löschungsschiefe in Schnitten | M, sowie die Methode der Doppelzwillinge nach Albit- und Karlsbader Gesetz kam gelegentlich zur Anwendung. Die letztere ist in ihrer Anwendbarkeit bei krystallinen Schiefern dadurch beschränkt, daßDoppelzwillinge nicht eben häufig auftreten. Einigermaßen regelmäßig findet man sie in ehemaligen Erstarrungsgesteinen. Die Methode der konjugierten Auslöschungsschiefen ist von M. Levy zu einer sehr bequemen Bestimmungstafel verarbeitet worden. Diese Tafel stimmt mit meinen empirischen Kurven nicht völlig überein, namentlich wenn man die Beziehung zum Mischungsverhältnis von Albit und Anorthit in Betracht zieht. Wenn man sich aber mit angenäherten Bestimmungen zufrieden geben will, kann man die Tabelle von M. Levy mit großem Vorteil benützen. Andere Zonen als die senkrecht zu (010) kommen bei den Plagioklasen der krystallinen Schiefer nicht in Betracht. Um Wiederholungen zu vermeiden, werden hier folgende Symbole festgesetzt, die zur Angabe von Auslöschungsrichtungen Verwendung finden; 1. Auslöschungsrichtung »’ gegen Trace M im Schnitt senkrecht zu M und P wird bezeichnet: a, a + 6° heißt also: die nach # genommene Auslöschungsrichtung bildet im Schnitt senkrecht auf M und P 6° mit M im spitzen Winkel MP. 14% 108 F. Becke, 2. Auslöschungsrichtung a’ gegen Trace M im Schnitt senkrecht zur Mittellinie « heißt a; + und — haben dieselbe Bedeutung wie früher. 3. Auslöschungsrichtung «’ gegen die Trace von Pim Schnitt senkrecht zur Mittellinie 7 heißt 7; + und — haben dieselbe Bedeutung wie bei Max Schuster. 4. Die Auslöschungsrichtung y’ gegen die Trace der Periklinlamellen im Schnitt senkrecht zu M und / heißt a,, im Schnitt senkrecht zu « heißt o.. 5. Auslöschungsrichtungen genommen nach a’ in Doppelzwillingen nach dem Karlsbader und Albit- gesetz werden bezeichnet 1, 1’, 2, 2’ in der von M. Levy vorgeschlagenen Art. 1, 1” bedeutet immer die größeren Auslöschungsschiefen. 3. Bestimmung der Plagioklase mittels der Interferenzbilder von Zwillingen. Die Benützung solcher Winkel geht auf v. Fedorow zurück, der zuerst bemerkte, daß die optischen Achsen B der anorthitreichsten Plagioklasmischungen in Albitzwillingen nahe zusammenfallen. v. Fedorow hat auch schon das Zusammenfallen der ungleichen optischen Achsen bei Albitzwillingen von Oligoklas gekannt und darauf eine Bestimmungskurve begründet. ! Von mir wurde die Benützung der Interferenzbilder anorthitreicher Plagioklase in Schnitten unge- fähr senkrecht zum aufrechten Prisma an Albit- und Karlsbader Zwillingen zum Gegenstand einer beson- deren Studie gemacht.? In dieser Arbeit wurde auch das Prinzip einer neuen Methode angegeben, um die in einem Gesichts- feld sichtbare optische Achse nach Azimut und Zentraldistanz zu fixieren. Die anfänglich sehr umständ- liche Operation wurde durch Verwendung eines drehbaren Zeichentisches und der Camera lucida (Vergl. Teil II dieser Arbeit) wesentlich vereinfacht und hat sich seither bei vielfachem Gebrauch sehr gut bewährt. Hauptvorteile sind: leichte Erkennbarkeit der Schnitte mit Achsenaustritt durch die niederen graublauen Interferenzfarben; Unabhängigkeit des Resultates von der speziellen Schnittrichtung; starke Änderung gewisser Achsenabstände mit dem Mischungsverhältnis; endlich die Möglichkeit einer Menge von Nebenbeobachtungen, wie Charakter der Doppelbrechung, Orientierung der Achsenebenen des Zwillings gegeneinander, Art der Durchkreuzung der in die Projektion oder in das Gesichtsfeld ein- getragenen Spuren der Achsenebenen u. s. w. Zweckmäßig erscheint namentlich die Eintragung der Achsenebene im Gesichtsfeld. In der Normal- stellung, wenn also die Achsenbarre mit einem Nikolhauptschnitt parallel steht, gibt sie die Lage der Ach- senebene. Ist der Winkel der optischen Achsen 2 V von 90° merklich verschieden, so hat man nur auf die gerade Streckung des Achsenbalkens zu achten. Sie liefert ein erträglich genaues Kennzeichen der Normalstellung. Ist aber 2V nahe an 90°, so erscheint der Achsenbalken in jeder Stellung gerade und man muß im Gesichtsfeld des Konoskops den Nikolhauptschnitt markieren. Bei der Verwendung von Camera lucida und Zeichentisch wird das folgendermaßen erreicht, wenn Genauigkeit erfordert wird. Man bringt das Fadenkreuzokular in den Tubus und befestigt auf dem Zeichentisch ein Kartonblättchen, auf dem mit einem Pastellstift eine Schar paralleler Linien gezogen wurden. Durch Drehen des Zeichentisches wird diese Linienschar mit einem der Kreuzfäden und dadurch mit einem der Nikolhauptschnitte parallel gestellt. Nun kann das Okular entfernt und das Interferenzbild 1 v. Fedorow, Tschermak’s Min. petr. Mitt., XII, p. 441, 1891. — Zeitschr. f. Kryst., 22, p. 259 ff. 1894. 2 Tschermak’s Min. petr. Mitt., XIV, p. 415, 1894. Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 109 eingestellt werden. Durch Drehen des Objekttisches wird nun die Achsenbarre parallel zu den Linien ein- gestellt. Dies kann mit ziemlich großer Genauigkeit geschehen; die Präzision der Einstellung kommt ungefähr der einer Einstellung auf Dunkelheit im Orthoskop gleich. Sie wird allerdings wesentlich gemin- dert, wenn die Achsenbarre in der Nähe des Randes des Gesichtsfeldes liegt. Handelt es sich um bloße Orientierung, so genügt die Einstellung in die Sagittal- oder 'Transversal- ebene des Mikroskops nach dem Augenmaß. Liest man in dieser Normalstellung die Teilung des Objekttisches ab, so ist damit das Azimut des der Achsenebene entsprechenden Großkreises gegenüber jener krystallographischen Richtung gegeben, die als Ausgangsrichtung für das Azimut gewählt wurde. Durch Übertragung auf das Zeichenblatt wird diese Richtung nun auch graphisch festgelegt. Es empfiehlt sich in diesem Fall, auch noch die Richtungen zu markieren, in denen innerhalb der Achsenebene «a und y, die beiden Mittellinien liegen. Dies geschieht so: Man habe den Achsenbalken transversal eingestellt. Nun schaltet man ein Gipsblättchen in Regelstellung ein. Steigt die Interferenz- farbe ober, sinkt sie unter der Achsenbarre, so liegt Mittellinie « rechts, y links; und ebenso umgekehrt (Vergl. Fig. 3.) ö Fig. 3. N Gvps Roth JE Bestimmung der Lage von x und y gegen eine im Gesichtsfeld sichtbare Achse, deren Pol in A liegt. Nach Einstellung des Achsen- barrens in die transversale Normalstellung und Einschaltung eines Gypsblättchens mit Rot I. Ordnung in Regelstellung zeigt sich oberhalb der Achse steigende, unterhalb fallende Farbe, wenn rechts o, links y liegt. Wiederholt man dieselbe Beobachtung bei einer zweiten Zwillingslamelle, so gibt die Differenz der bezüglichen Ablesungen am Öbjekttisch die Winkel zwischen den Azimuten der beiderlei optischen Achsenebenen. Derelbe Winkel wird von den auf dem Zeichenblättchen verzeichneten beiden Geraden ein- geschlossen. Findet die Durchkreuzung der beiden Achsenebenen in der Nähe der Mitte des Gesichtsfeldes statt, so ist der von den Achsenebenen selbst eingeschlossene Winkel von diesem Azimutwinkel nicht viel verschieden. Findet die Durchkreuzung in der Nähe des Gesichtsfeldrandes statt oder außerhalb desselben, so läßt sich der Winkel der Achsenebenen durch Benützung des stereographischen Netzes ermitteln. Man verzeichnet die Achsenebene auf dem Zeichenblatt in 2 um 180° verwendeten Stellungen des Zeichentischchens, mißt den Abstand beider Geraden mit dem Millimetermaßsstab und setzt ihn gleich 2 d. Ist ß der mittlere Brechungsindex des Plagioklases x die Mallard’sche Konstante des Konoskops, so ergibt sich der Winkel p zwischen dem Mittelpunkt des Gesichtsfeldes und dem Großkreis der Achsenebene aus: da =ßsin og. Hiemit hat man alle Daten um beide Achsenebenen in richtiger Orientierung in die stereographische Projektion einzutragen. 110 F. Becke, Gewöhnlich wird diese Bestimmung mit der Ermittlung der optischen Achse nach Azimut und Zen- traldistanz verbunden. Trägt man auch diese ins Gesichtsfeld ein, so hat man eine wertvolle Kontrolle darin, daß der Großkreis der Achsenebene durch den Achsenpol gehen muß. Das stereographische Netz läßt nun nach bekannten Methoden den Winkel konstruieren, unter dem sich die Achsenebenen kreuzen, auch dann, wenn die Kreuzung nicht im Gesichtsfeld stattfindet. Die Eintragung von a und y läßt dann auch darüber eine sichere Entscheidung zu, ob die Durch- kreuzung zwischen der Achse und a oder zwischen der Achse und 7 stattfindet. Es ist nützlich aufmerksam zu machen, daß diese Beobachtungen keiner so großen Genauigkeit fähig sind, als etwa die Bestimmung der Position der Achse, und zwar namentlich dann nicht, wenn die Achse randlich liegt und die Achsenebene nur auf ein kurzes Stück am Rande des Gesichtsfeldes sichtbar wird. Die Hauptfehlerquelle liegt, abgesehen von den sonstigen Störungen, wie Doppelbrechung der Linsenränder u. s. w. namentlich in der elliptischen Polarisation, die bei stark exzentrischer Lage im konoskopischen Gesichtsfeld eintritt. Wie die Betrachtung der Projektion (Tafel 1) lehrt, sind es hauptsächlich folgende Zwillingsachsen- winkel, die eine Bestimmung zulassen: 1. Der Winkel zweier ungleicher optischer Achsen in einem Albitzwilling: AB’. 2. Der Winkel zweier ungleicher optischer Achsen im Periklinzwilling: AB,. [d) . Der Winkel 5,5, zwischen den optischen Achsen B eines Karlsbaderzwillings. Der Winkel der hen Achsen A,A, ändert sich nur zwischen Oligoklas und Andesin, dann zwischen Labrador und Bytownit merklich, bietet aber sonst bemerkenswerte Erscheinungen. a optisc Diese drei Zwillingswinkel haben insbesondere für albitreiche Plagioklasmischungen Bedeutung. Für die anorthitreichen sind von Belang: 4. Die Winkel zwischen den optischen Achsen B eines Albitzwillings: BB’. 5. Die Winkel zwischen den optischen Achsen B zweier gleichzeitig nach Albit- und Karlsbader- gesetz verzwillingten Individuen B,B,'. Die letzten beiden Zwillingswinkel wurden von mir schon früher ]. cc. ausführlich behandelt. (Vergl. Fig. 4.) ı. Der Winkel AB’. Dieser Winkel ist für die üblichen Mikroskopobjektive meßbar von Albit bis Andesin. Beim Labrador überschreitet er die Grenze der Meßbarkeit. Schnitte, in welchen man diesen Winkel messen kann, sind leicht zu erkennen: Niedere Interferenz- farben und verwaschene Zeichnung der Zwillingslamellen nach dem Albitgesetz sind die maßgebenden Kennzeichen; ferner bei genügend dünnen Schliffen feine Spaltrisse nach P, welche mit der Spur von M Winkelum 70° einschließen und in beiden Individuen fast gleich orientiert sind. (Vergl. die Abbild. 10, 11, 12 auf Daf. 1, Bis. 16, Taf. 2). Hat man sich von dem Vorhandensein eines Durchschnittes dieser Art überzeugt, so benützt man die Camera lucida mit drehbarem Zeichentisch und überträgt zuerst die Achse des einen, dann nach Parallelverschiebung die des anderen Individuums auf das Zeichenblatt. Aus der linearen Distanz ergibt sich nach Teil 2, p. 37 [91], durch Konstruktion oder angenähert aus der ebenda erwähnten Kurve der Winkel AB’. Zweckmäßig ist es, die erste Übertragung des Achsenbalkens in Normalstellung vorzunehmen und mit dem Gipsblättchen die Orientierung von 4 und y zu notieren. Man überzeugt sich, daß die Achsen- ebenen gegen a hin konvergieren. Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. il Nach der p. 13 erwähnten Methode läßt sich auch der Winkel konstruieren, den die Achsenebenen am Kreuzungspunkt in der Nähe von a miteinander einschließen. Der Winkel AB’ beträgt 24° beim Albit, sinkt auf 2° bei Oligoklas von 20°/, An und steigt von da an anfangs rascher, später langsamer; beim Labrador überschreitet er die Grenze der praktischen Meß- barkeit. (Vergl. Kurve AD, Fig. 4.) Bei der Benützung dieser Kurve kann Unsicherheit eintreten bezüglich der zwischen Albit und Oligoklas einerseits, zwischen Oligoklas und Andesin anderseits liegenden Glieder. Diese Unsicherheit schwindet für größere Werte AB’ bei Berücksichtigung der Lichtbrechung im Vergleich mit Quarz oder Canadabalsam. Vor der Hand bleiben etwas unsicher die Plagioklase mit kleinen Werten von AB’. Aber auch hier kann die Unsicherheit durch Kombination mit anderen Beobachtungen behoben, und eine sehr scharfe Bestimmung erreicht werden. Die Unterscheidung der Achsen A und 3 ist zwar für die Bestimmung des Plagioklases nicht unum- gänglich nötig, aber doch bisweilen erwünscht. Man gelangt dazu, wenn der Plagioklas Zonenstruktur zeigt. Da die Achse 5 bedeutend rascher wandert als die Achse A, wird jenes Individuum, das die Achse B austreten läßt, in seinen verschiedenen Zonen sehr merkliche Verschiedenheit der Höhe der Interferenzfarbe zeigen. Ein Durchschnitt mit dem Austritt der Achse A zeigt in allen Zonen Ähnliche niedere Interferenzfarben. In Fig. 16, Taf. 2, zeigt die linke Hälfte Austritt von B, die rechte Austritt von A. Kann man in mehreren Zonen die Achsen im Gesichtsfeld eintragen, so beobachtet man unmittelbar eine stärkere Verschiebung der B-Achse. Ferner verschieben sich, wenn B austritt, die Achsenebenen nahezu parallel zu sich selbst, während Schnitte mit dem Achsenaustritt A eine geringe Verschiebung der Achse, aber eine starke Drehung der Achsenebene verraten. Die Unterschiede in der Dispersion sind in Dünnschliffen gewöhnlich nicht deutlich genug wahr- zunehmen, als daß sich hiedurch A und B unterscheiden ließen. 2. Der Winkel ABr. So wie durch die Zwillingsverwachsung nach M, kommen auch durch Zwillingsbildung nach der b-Achse (Periklingesetz) die ungleichen Achsen der beiden Individuen in ähnliche Lage. Wir bezeichnen den betreffenden Winkel mit AB,. Schnitte, welche diesen Winkel messen lassen, sind gleichfalls durch niedere Interferenzfarben beider Individuen kenntlich, unterscheiden sich aber von den Schnitten AB’ dadurch, daß die Zwillings- grenzen scharf gezeichnet erscheinen und beiläufig der Achsenebene und nahezu den Spaltrissen nach P parallel laufen. Während der Winkel AD’ bei einer größeren Zahl von chemisch bekannten Plagioklasen direkt "gemessen wurde, ist dies nur bei wenigen Beispielen bezüglich des Winkels AB, möglich gewesen. Ist'aber die Orientierung der Achsen A und B eines Plagioklases gegeben, so läßt sich sehr leicht die Orientierung der Achsen des Periklinzwillings konstruieren. Man hat nur die Orientierung der krystallographischen b-Achse zu suchen. Um diese in die Projektion einzutragen, genügt die Kenntnis der Lage des rhombischen Schnittes s und der Fläche P?. (Vergl. oben p. 9.) Unter Benützung dieser Daten wurde in den Projektionen die Orientierung der Achsen des Periklin- zwillings so konstruiert, daß die Bögen Ab, 5b gezogen und über d hinaus um ihre eigene Länge ver- längert wurden; so erhält man die Lage der Achsen A, und 5. und kann nun in der Projektion den Winkel AB, ausmessen. Man bemerkt, daß AB, zwischen Albit und Oligoklas kleiner, zwischen Oligoklas und Andesin größer ist als AB’. Auch dieser Winkel geht durch ein Minimum, das zwischen An °/, 17 und 18 liegt und nicht ganz so klein ist wie das Minimum von AB’. Kann man, was nicht selten vorkommt, in einem 112 F. Becke, Durchschnitt oder in mehreren desselben Gesteins AB’ und AB, messen, so erhält man eine durchaus scharfe und unzweideutige Bestimmung des Plagioklases. Auch die Achsenebenen der Periklinzwillinge konvergieren in der Richtung gegen « und schneiden sich unweit dieser Mittellinie. Die Winkel sind etwas andere als beim Albitzwilling, haben aber einen ähnlichen Gang. (Vergl. Fig. 5, Seite 20, Winkel der Achsenebenen von Zwillingen.) 3. Winkel B,B, und A,A,. Bei Karlsbader Zwillingen kommen die gleichartigen Achsen A bei allen Plagioklasen in solche Situation, daß ihr Winkel in günstigen Fällen bestimmt werden kann. Doch gestattet der Winkel A,4A, nur in beschränkten Bereichen die Bestimmung des Mischungsverhältnisses. Stets sind es Schnitte der Prismenzone, in denen dieser Winkel gemessen werden kann. Von den Schnitten AB’ unterscheiden sie sich dadurch, daß die Spaltrisse nach P in den beiden Individuen stark verschiedene Lage haben. Vom Albit aus erhält sich A,A, lange auf ungefähr konstanter Höhe und über- trifft AB’ beträchtlich. Von 25°/, An angefangen sinkt dann der Wertrasch auf die Hälfte, um sich dann von 37 bis gegen 65°/, wieder nahe konstant zu halten. Dann erfolgt wieder rasches Ansteigen bis etwa 75/,, zwischen Bytownit und Anorthit ändert sich A,A, wenig. Besser als der Winkelwert A,A, verhält sich der Winkel der Achsenebenen. (Vergl. Fig. 5.) Beim Albit schneiden sich die Achsenebenen zwischen « und B. In der Nähe der Achse A erscheinen daher die Achsenbalken bei richtiger Einzeichnung ins Gesichtsfeld nahezu parallel. Der Kreuzungspunkt verschiebt sich aber sehr rasch in der Richtung gegen y. Bei etwa 11°/, An liegt der Kreuzuugspunkt bei der Achse B, bei 21°/, in der Mittellinie 7, und nun nimmt der Winkel der Achsenebenen stark und stetig zu. Bei Andesin liegt der Kreuzungspunkt schon so nahe bei A, und A,, daß man ihn nebst den beiden Achsen leicht ins Gesichtsfeld bekommt und die Achsenebenen stehen fas senkrecht aufeinander. In diesem Stadium macht sich bei nicht allzu dünnen Schliffen die Dispersion bemerkbar. Der Winkel der Achsenebenen erreicht 180° bei 88°/, An, das heißt, die Ebene der optischen Achsen geht nun durch die Vertikalachse. Nun nimmt der Winkel der optischen Achsenebenen bis zum reinen Anorthit wieder nach der anderen Seite ab bis 167°. Diese Änderungen können für den ganzen mittleren und anorthitreicheren Abschnitt der Plagioklas- reihe sehr wohl zur Bestimmung verwendet werden. Der Winkel B,B, ändert sich sehr stark und bleibt in der Reihe von Albit bis Oligoklas meßbar. Weiterhin ist er zu groß, als daß man ihn messen könnte. Bei 11°/, An geht B,B, durch O durch. Die Kombination mit AB’ liefert in diesem Abschnitt sehr scharfe und unzweideutige Bestimmungen. Bei den eigentlichen Oligoklasen ist A,A, und 5,5, ungefähr gleich groß und die Unterscheidung dieser beiden Fälle nicht sicher. B,B, kommen nochmals in günstige Lage bei den anorthitreichen Mischungen. Es ist aber unzweck- mäßig, den Winkel B,B, selbst zur Bestimmung zu nehmen. Wie in der zitierten Arbeit angegeben, ist es besser, "diesen Winkel mit der Spur von M zu kombinieren und aus der Orientierung von B,B, gegen die Spur von M die Winkel BB’ und B,B,’ abzuleiten. 4. Winkel BB’. Dieser Winkel ist von Bedeutung für anorthitreiche Mischungen; beim Labrador ist er noch zu groß, um meßbar zu werden. Er nimmt dann sehr regelmäßig ab, geht für An = 94°/, durch O durch und 6°. Von Labrador bis 94°/, An kreuzen sich die Achsenebenen zwischen B und «, beim reinen Anorthit zwischen B und y. Der Winkel, den die Achsenebenen einschließen, ändert sich in diesem Bereich nicht stark und beträgt zwischen 50 und 60° erreicht für reinen Anorthit jenseits O noch’ den Wert von 5 Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 113 . Es sind Schnitte ungefähr senkrecht zur Vertikalachse mit scharfer Zwillingslamellierung, welche diesen Achsenwinkel messen lassen. Der halbe Winkel BP’ ist gleich dem Positionswinkel 9, und zwar + zu zählen, wenn sich die Achsenebenen zwischen B und o. kreuzen, — wenn der Kreuzungspunkt zwischen B und y liegt. 5. Winkel B,B/. Dieser Winkel kann häufig beobachtet werden bei Doppelzwillingen nach dem Albit- und Karls- bader Gesetz. Die Durchschnitte sehen in der Regel leistenförmig aus und dadurch unterscheiden sie sich von den mehr flächenhaften Schnitten für A,4,. Der Winkel B,B,' hat noch beim Labrador eine solche Größe, daß es unwahrscheinlich wird, in einem Schnitt diese beiden Achsen messen zu können. Indem die Achse 5 an den die Vertikalachse c und den Pol von M verbindenden Meridian herantritt, wird B,B,’ rasch kleiner. Bei 79°/, An wird der Wert O0 erreicht. Bis dahin findet Kreuzung der Achsenebenen zwischen B undy statt; von 79—100°/, An kreuzen sich die Achsenebenen zwischen B und oa. Dabei erfährt der Winkel, unter dem sich die Achsenebenen kreuzen, von 75°/, An an keine verwertbare Änderung und bewegt sich zwischen 50 und 60°. Im letzten Abschnitt ändert sich auch B,B} selbst nur wenig. Die Hälfte des Winkels B,B} ist gleich dem Positions- winkel A und dieser ist positiv zu rechnen, wenn die Kreuzung der Achsenebenen zwischen B und y erfolgt, negativ bei Kreuzung zwischen B und o. 30 .40 +40 1m 30 | 730 +20 #+ 20, +10 +10 [7 o -10 40 -20 20 ) 10 20 30 40 so co z0 80 90 100% An Winkel zwischen den optischen Achsen von Plagioklaszwillingen. AB, Winkel zwischen den ungleichen optischen Achsen eines Albitzwillings. A Br Winkel ungleicher Achsen beim Periklinzwilling. BB, Winkel zwischen den Achsen B eines Albifzwillings im Schnitt ungefähr | c meßbar. 4A,As und B,B, Winkel zwischen den optischen Achsen eines Karlsbader Zwillings in Schnitten der Prismenzone. B,B} Winkel zwischen den Achsen B der Individuen 1 und 2' eines Doppelzwillings, in Schnitten ungefähr || c meßbar. Die folgenden Tabellen fassen die besprochenen Verhältnisse zusammen. Die Figur 4 gibt die ent- sprechenden Kurven. Denkschriften der mathem.-naturw. Kl. Bd. LXXV. 15 114 F. Becke, Tabelle der Winkel der optischen Achsen der Plagioklase in Zwillingen. Andi, | AB" AB: Arab ws BB' BB‘, 2V, Albin u De 249 18° 322 | 1485 78° Oligoklas Albt .......| 18 13 75 32 6 851/, Oligoklas a ae 20 2 45 31 28:28 8 : 94 Oleoklasın a 05 9 13 28 42 3 99 Andesind ale er 32:5 37 15 78 56° 90 Babrador m er en 52 46 52 15 5 70° 25 7) Kabraaore Sn NDR 163 16 47 14 32 Biyito winter | eo o : 28 0 25:4 3:6 94 Anorthitil a es) 31100 28 { 5-2 12 104 Kreuzung der Achsenebenen. Beobachtungen über den Verlauf der Achsenebenen in den zwillingsgemäß verbundenen Individuen der Plagioklaskrystalle lassen sich leicht anstellen, indem man den Achsenbalken erst des einen, dann des zweiten Individuums in Normalstellung bringt und die zugehörige Einstellung des Objekttisches abliest. (Vergl. p. 13.) Der von den Spuren der Achsenebenen eingeschlossene Winkel, die Art der Durchkreuzung, die Lage des Durchkreuzungspunktes in der Nähe einer optischen Achse oder in der Nähe einer Mittel- linie, die wieder © oder y sein kann, alle diese Momente geben Anhaltspunkte, die für die optische Bestimmung von Wert sein können. Kreuzung der Achsenebenen im Albitzwilling. Die Achsenebenen kreuzen sich beim Albit unter einem Winkel von 149:5°, welcher von der Zwillingsspur halbiert wird. Bequemer ist es, das Supplement 30°5° zu benützen. Der Winkel verkleinert sich, erreicht O bei einem Anorthitgehalt von 20!/,°/,; bei dieser Mischung steht die Ebene der optischen Achsen auf M senkrecht. Dann öffnet sich der Winkel wieder und wächst anfangs gleichmäßig, von etwa 40°/, An langsamer bis zu einem bei etwa 70°/, liegenden Maximum und nimmt dann wieder ab. Im ersten Abschnitt erfolgt die Kreuzung in der Nähe der Mitellinie o. Bei 8°/, An, dann wieder bei 30°/,An fällt der Kreuzungspunkt mit a selbst zusammen. Zwischen O und 8°/, und über 30°/, erfolgt die Kreuzung zwischen « und Achse B, zwischen 8 und 30°/, zwischen a und Achse A. Doch ist die Abweichung der Mittellinie von der Ebene (010) so gering, daß sie im Mikrokonoskop bei Dünnschliff- beobachtungen kaum bemerkbar wird. Erst von 35°/, An angefangen wird die Abweichung merklicher und ist bei eigentlichen Andesinen auch im Dünnschliff schon gut zu konstatieren. Zwischen Labrador und Bytownit liegt der Kreuzungspunkt ungünstig für die Beobachtung zwischen a und B. Beim Bytownit nähert sich der Kreuzungspunkt mehr und mehr der Achse B und ist in den leicht auffindbaren Schnitten senkrecht B zu konstatieren. Bei 94°/, An fällt er mit der Achse B zusammen. Jenseits 94°/, liegt der Kreuzungspunkt zwischen B und o. Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 118 Kreuzung der Achsenebenen im Periklinzwilling. Beim Periklinzwilling kreuzen sich die Ebenen der optischen Achsen unter ganz ähnlichen Ver- hältnissen. Nur wird hier der kleinere Winkel von der Spur der Verwachsungsebene halbiert, und die Winkel erfahren eine kleine Veränderung; ebenso werden die Punkte, wo der Kreuzungspunkt die Mittel- linien & und die Achse 5 passiert, ein wenig verschoben. Der Winkel O zwischen den Achsenebenen ent- spricht jener Lage derselben, wo sie durch die Achse 5b geht. Dies entspricht einem Anorthitgehalt von 171/,°/,. Die Mittellinie & wird passiert bei 6!/, und 28!/,°/,, die Achse B bei 90°/, An. Über die Winkel gibt die Tabelle Auskunft. Dividiert man die unter 11’ stehenden Zahlen durch 2, so erhält man den Abstand der Normalen # von der Normalen von M oder den Winkel, den die Achsenebene mit 010 einschließt. Die Zahlen unter 11" geben durch 2 geteilt das Komplement des Abstandes zwischen ß und der krystallographischen b-Achse. Tabelle Winkel der optischen Achsenebenen im Albitzwilling 11’ und im Periklinzwilling 11”. (Vergl. Fig. 5.) Ant), a" 11 | | Abe N 5 149°5 (30°5) 231/,° Olisoklas Alpin 13 161 (19) 10 OS 0 ee 20 Vo) 61), Keeuzng iin dem Ne von @ Blsoklasıe ne. zo re ar 25 166 (14) 21 Andesine : 37 134 (46) 58 Pabradogre er 92 128 (2) 56 Babradoranere u 2 ae 63 122 (38) 64 [By EONU De Br 75 122 (58) 63 Ara. le RE EN 100 132 (48) 54 N Kranz Im elar INN von 2 Kreuzung der Achsenebenen im Karlsbaderzwilling. Bei Albit und den nahe stehenden Plagioklasen kreuzen sich die Achsenebenen des Karlsbader Zwilligs in der Nähe der Achsen B. Der Winkel ändert sich anfangs wenig; beim reinen Albit kreuzen sich die Achsenebenen zwischen B und Mittellinie «. Der Kreuzungspunkt rückt dann näher an 2. Bei 11°/, An fällt der Kreuzungspunkt mit der B zusammen. (Achse DB passiert die Prismenzone.) Von da an liegt der Kreuzungspunkt zwischen B und Mittellinie y. Bei den Oligoklasen liegt der Kreuzungspunkt in der Nähe der Normalen von M; bei 201/,°/,An fällt er mit dieser, und bei 21°/, mit der Mittellinie 7 zusammen. Nun rückt der Kreuzungspunkt langsamer gegen die optische Achse A vor, und schon bei Ande- sinen kann man leicht beide Achsen A und den zwischen A und 7 liegenden Kreuzungspunkt finden, da die Achsenschnitte senkrecht zu A mit ihren niederen Interferenzfarben leiten. Der Winkel der Achsen- ebenen wird nun stetig größer. Bei 88°/, An wird er gleich 180°, das heißt, die Ebene der optischen Achsen geht durch die krystallographische c-Achse. Bis zum Anorthit nimmt der Winkel dann noch weiter ab. Für Plagioklase aus der Gegend des Labradors ist dieser Winkel zur Bestimmung wertvoll, da andere Bestimmungsstücke zumeist auslassen oder unzuverlässig werden. 116 F. Becke, Die folgende Tabelle vereinigt die Zahlen, die aus den Typendiagrammen abgeleitet wurden. Die Hälfte der angeführten Winkel, entspricht dem Winkel zwischen der optischen Normale ß und der Vertikalachse. Tabelle der Kreuzung der Achsenebenen im Karlsbader Zwilling 12. (Vergl. Fig. 5.) | Winkel der Achsen- Ao0]y, ebenen im Karlsbader Zwilling 12 ER A: 5 34° a zwischen B und « in der Nähe von B; Kreuzung in B bei 0gal: Oligoklas-Albit ..... 13 32 Kreuzung zwischen B und 7 in der Nähe von 3. Oligoklasyr me: 20 42 » » » 3 >, >» Y- Olisoklasperr 49 Kreuzung in y bei 210/, An. Ian deSın Wer Er Er 7 80 Labrador ar re: 52 115 . > ; Kreuzung zwischen A und y in der Nähe von A. Labrador. N runs na 63 142 ; ß 3 Winkel der Achsenebenen — 180° bei 880/, An. Byitownitg re 75 164 Aal 0.0 6 00 0 5 || 10) 167 Fig. 5. Fr TE Teen ren 180 - | 180 c 120 170 160 \. 5 Beenen I] 160 150 re 150 110 = 140 / 130 Lt Il 130 u al Se Be 120 —- : < 120 110 S 10 100 I | Sl | 100 v0 S| IS I | 90 Sl | N 2 | ee 1 wa 1 S & 70 I L —ı 70 Rn S ala 5 = A mE es ZU 60 50 a b2 - er 4 = 50 40 TH (er 40 7 B 1 30 == x 30 2 | 20 Rl 1 20 10 m — 10 b a aaa "m Korean ® 10 —ın 20 20 30 2 n — 30 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 , An Winkel der Achsenebenen bei Albitzwillingen (11'), Periklinzwillingen (11), Karlsbader Zwillingen (12) und Doppelzwillingen nach dem Karlsbader und Albitgesetz (12'). Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 117 Kreuzung der Achsenebenen der Individuen 12’ des Doppelzwillings. Die Kreuzung der Achsenebenen 12 liegt anfangs in der Nähe der Mittellinie y, welche bei 18°/, An passiert wird; bei 21°/, trifft der Kreuzungspunkt mit M zusammen. In diesem Teil der Plagioklasreihe sind Schnitte, in denen die Kreuzung beobachtet werden kann, nicht ganz leicht zu finden. Auch stören die Lamellen nach dem Albitgesetz in den betreffenden Schnittrichtungen die konospischen Beobach- tungen. Von O bis 18°/, An findet das Durchkreuzen statt zwischen y und A, dann bis 80°), zwischen yund2. Im mittleren Teil der Reihe nähert sich der Kreuzungspunkt der Achse B; solche Schnitte sind leichter auffindbar und hier könnte der Winkel der Achsenebenen 12’ auch zur Bestimmung dienen. Weiterhin ist die Änderung gering; bei 80°/, An geht der Kreuzungspunkt durch B und fällt dann zwischen B und o. Für die Bestimmung hat dieser Teil der Kurve keinen Wert. Die Hälfte der Zahlen unter 12’ entspricht dem Winkel zwischen dem Pol ß und einem von M und c um 90° abstehenden Pol der Projektion. Tabelle der Kreuzung der Achsenebenen 12’ des Doppelzwillings. (Vergl. Fig. 5.) And), Winkel der Achsen- | ebenen 12! | A Eh, 5 167° Kreuzung Andet statt zwischen y und A in der Nähe von y. In y bei 180), An. Oligoklas-Albt ..... 13 152 Olıgoklaspar re 20) 138 igok 2 2 6 DTSoklasz ze 2 5 18 Kreuzung zwischen y und 5. Andlasin os 0 BE 0 0 oe 37 119 Bapradosese 2 82 Labrador 2 2 63 72 \ Kreuzung zwischen y und B in der Nähe von B. re A 60 f B wird passiert bei 800/, An. NO OO) 51 Kreuzung zwischen B und o. Interferenzbilder von Doppelzwillingen. Die Doppelzwillinge von Plagioklasen nach dem Albit- und Karlsbadergesetz, denen insbesondere in den Erstarrungsgesteinen eine so große Verbreitung zukommt, liefern sehr charakteristische Erschei- nungen, wenn die Interferenzbilder in geeigneten Schnitten in dasselbe Gesichtsfeld eingetragen werden. Solche Schnitte liefern insbesondere die anorthitreichen Mischungen senkrecht zur Vertikalachse und albitreiche Mischungen parallel zu den Prismenflächen. Schnitte senkrecht zur Vertikalachse. Anorthitreiche Mischungen. Die Verhältnisse solcher Schnitte wurden ausführlich dargelegt in Tschermak’s min. petr. Mitt. 14. An der dort gegebenen Darstellung ist nichts Wesentliches zu ändern. Doch kann die Unterscheidung jener Abteilungen, die sich qualitativ also ohne Messung innerhalb der Reihe Labrador Anorthit trennen lassen, einfacher und durchsichtiger gegeben werden. 118 F. Becke, Es sei ein Durchschnitt mit allen 4 Individuen gegeben, die den Doppelzwilling zusammensetzen. Wir tragen in dasselbe Gesichtsfeld die Achsenbalken in Normalstellung ein, bezeichnen die Achsen- punkte und die Orientierung der Mittellinien x und 7, und ermitteln die Spur von M. Ohne daß wir vorher die Stellung der Individuen kennen, ohne also vorher eine Entscheidung zu treffen, welches die Achse von 1, 1’, 2 und 2’ sei, können wir zwischen den 4 Achsenpunkten und den zugehörigen Achsenebenen 2 Symmetrielinien ziehen, eine parallel der Spur von M: Medianlinie, eine senkrecht dazu: Transversallinie. Unter Anwendung dieser Ausdrücke lassen sich die in den + Figuren 6a, b, c, d dargestellten Fälle folgendermaßen beschreiben: Projektion der Achsen B und der Achsenebenen in einem Schnitt senkrecht c bei anorthitreichen Plagioklasen. Die Ringeln bedeuten die Achsen, die schräglaufenden Linien die Achsenbarren in Normalstellung; ausgezogen der Abschnitt zwischen Achse B und Mittellinie &, gestrichelt der zwischen B und y. Die fein punktierte Linie bedeutet die Achsenbahn des in Grundstellung befindlichen Individuums I für die Mischungsreihe von Labrador bis Anorthit. Der Kreis entspricht ungefähr dem Gesichtsfeld von Objektiv 7 von Fuess. 1. Fall. Anorthitgehalt kleiner als 79°/,. e und X positiv. Die Achsenebenen schneiden sich auf der Transversallinie zwischen B und y, auf der Medianlinie zwischen B und o. Fig. 6a. 2. Fall. Die Achsenebenen schneiden sich auf beiden Symmetrielinien zwischen Bund 9. Den Achsen zunächst liegt der Schnittpunkt auf der Transversallinie. X negativ, » positiv, Anorthitgehalt zwischen 79 und 88 °/,. Fig. 6b. 3. Fall. Die Achsenebenen schneiden sich auf beiden Symmetrielinien zwischen Bundy. Die den Achsen nächsten Schnittpunkte liegen auf der Medianlinie. © und wie bei Fall2, Anorthitgehalt zwischen 88 und 94 °/,. Fig. 6 .c. 4. Fall. Die Achsenebenen schneiden sich zwischen B und 7 auf der Medianlinie, zwischen B und o. auf der Transversallinie. A negativ, @ negativ, Anorthitgehalt größer als 94 °/,. Fig. 6.d. Zwischen 1 und 2 liegt die Mischung mit 79°/, An, für welche B, B,'’ = 0; zwischen 2 und 3 liegt die Mischuug 88°/, An, für welche die Ebene der optischen Achsen durch die Vertikalachse geht; zwischen 3 und 4 liegt die Mischung 94°/, An, beiderBB =. Schnitte der Prismenzone. Albitreiche Mischungen. Charakteristische Konfigurationen ergeben sich in Schnitten albitreicher Mischungen, die einer vertikalen Prismenfläche parallel gehen, die ungefähr die Lage von f oder z hat. Hier kann man unter Umständen in allen 4 Individuen eines Doppelzwillings die Achsenebenen und Achsenpole eintragen und erhält dann auch sehr gut orientierende Bilder. Zunächst wird man finden, daß in allen Individuen die Mittellinien 7 und «a gleichsinnig gerichtet sind. Die Richtung y ist gegen den Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 119 Pol von M gewendet und gibt somit Aufschluß, ob man sich in der rechten oder linken Hälfte der Projektion befindet. Vergl. Fig. 7 a, b, c, d. a b c d Projektion der 4 Achsen eines Plagioklas-Doppelzwillings in einem Schnitt ungefähr parallel (130). Die Normale von M liegt zur linken Hand. Die eingezeichneten Linien bedeuten die Achsenbarren in Normalstellung, die Ringel die Achsenpunkte. Die aus- gezogene Linie verbindet die Achse mit «, die gestrichelte mit 7. 1. Fall. Die A-Achsen mit einem Abstand von etwas über 30° liegen außen, die B-Achsen innen Der Anorthitgehalt ist kleiner als 21 °/,. (Fig. 7 a, b, c). Hier gibt es zwei Unterfälle: a) Die inneren Achsenebenen schneiden sich zwischen Achse 3 und Mittellinie o. Anorthitgehalt zwischen O und 11 °),. (Fig. 7 a). b) Die inneren Achsenebenen schneiden sich zwischen Achse 3 und 7. Anorthitgehalt größer als 10, (7a, 9) Innerhalb dieses Unterfalles sind noch zwei weitere Unterfälle unterscheidbar; man verbinde die Achsenpunkte A durch einen Großkreis, im Gesichtsfeld also durch eine gerade Linie; nun liegen: %) die inneren Achsen B und die Mittellinien y auf verschiedenen Seiten des Bogens A,A, (Fig. 7b), ß) die inneren Achsen B und die Mittellinien y auf derselben Seite des Bogens A, A, (Fig. 7 c). Zwischen a) und ß) liegt die Mischung mit 16°/, An bei welcher alle 4 Achsen in einer Geraden liegen. 2. Fall. Die A-Achsen mit einem Abstand von 30° oder weniger liegen innen, die B-Achsen mit einem Abstand größer als 30° liegen außen: Anorthitgehalt größer als 21°), (Fig. 7 d). Doppelzwillinge nach Albit- und Periklingesetz. Solche Doppelzwillinge sind häufig in der Weise ausgebildet, daß einem größeren Individuum Lamellen sowohl nach dem Albit- als nach dem Periklingesetz eingeschaltet sind. In der Reihe zwischen Albit und Andesin können nicht selten in einem Schnitte die optischen Achsen aller drei Individuen eingestellt werden. In solchen Schnitten erscheinen dann die Lamellen nach dem Albitgesetz ziemlich verwaschen, die Lamellen nach dem Periklingesetz scharf begrenzt und zwar sieht man entweder AB’ und B, oder BA’ und A.. Dies führt wieder zu ganz charakteristischen Bildern, wenn die Achsenebenen und die Achsenpole in dasselbe Gesichtsfeld winkelgetreu eingetragen werden. Die folgenden Fälle sind leicht zu unterscheiden. 1. Fall. Die Achsenebene des Haupt-Individuums liegt außerhalb der beiden anderen, und zwar näher an der Achsenebene der Periklinlamelle. (Fig. 8a). 2. Fall. Die Achsenebene des Haupt-Individuums liegt zwischen den Achsenebenen der beiden anderen Individuen (Fig. 8). 120 E. Becke, 3. Fall. Die Achsenebene des Hauptindividuums liegt außerhalb der beiden anderen, und zwar näher der Achsenebene der Albitlamellen (Fig. 8 c). Projektion der Achsen und Achsenebenen von Zwillingen nach Albit- und Periklingesetz. Der Pol von M liest zur linken Hand vom Gesichtsfeld. Die Grenze zwischen Fall 1 und 2 fällt zusammen mit dem Minimum des Winkels AB- und mit der Auslöschungsschiefe OÖ gegen die Spur von P im Schnitt «a. Die Ebene der optischen Achsen geht durch die krystallographische b-Achse. Dies tritt ein bei 18°/, An. Die Grenze zwischen 2 und 3 fällt zusammen mit dem Minimum des Winkels AB’, mit der Aus- löschungsschiefe O0 gegen die Spur von M im Schnitt «. Die Ebene der optischen Achsen steht senkrecht auf M. Dies ist der Fall bei 20t/, °/, An. Fig. 9. 10 ‚ N0 100 100 90 90 80 se 70 60 50 40 40 30 20 10 Jo 0 [ 30 20 30 40 BI 60 0 60, 90 100 Wanderung der Achsen A, B und der Achsenebene, resp. ihrer Normale in der Plagioklasreihe. Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 121 Es ist zu bemerken, daß man in einem solchen Schnitt entscheiden kann, ob das Hauptindividuum senkrecht zur Achse A oder B getroffen wurde. Durch Beobachtung mit dem Gipsblättchen ist die -Seite des Achsenbalkens zu erkennen. Die y-Seiten der Achsenbalken sind der Seite des Gesichtsfeldes zugekehrt, wo die Normale von M liegt. Ist nun im Hauptindividuum 3, also in den Lamellen A’ und A, getroffen, so liegt die Achse des Hauptindividuums zwischen M und den belden A. Ist dagegen A des Hauptindividuums getroffen, so liegt es in Bezug auf M jenseits der die Achsen der Zwillingslamellen verbindenden Linie. Innerhalb ihrer Achsenbahn verschiebt sich die optische Achse A der Plagioklase langsamer als die Achse B. Auch ist die Schnelligkeit der Verschiebung nicht im ganzen Verlaufe der Reihe gleich. Ebenso erfährt die Achsenebene eine stetige Änderung ihrer Lage, welche am besten an der Wande- rung der Normalen ß erkannt wird. Auch diese Wanderung erfolgt nicht überall gleich schnell. Die vorstehende Figur 9 verzeichnet die Kurven, welche sich ergeben, wenn als Abszissenachse der Gehalt an Anorthit in Molekularprozenten, als Ordinate die Gesamtwege aufgetragen werden, welche die Achsen A, B und die Normale ß von ihrer Position bei Albit zurückgelegt haben. Diese Kurven können Verwendung finden, wenn bei zonar gebauten Plagioklasen die Zusammen- setzung einer Zone bestimmt ist und von den anderen Zonen die Verschiebung der Achsen oder der Achsenebene gemessen wurde. Tabelle der Wanderung der Achsen und der Achsenebene der Plagioklase. Verschiebung der Achse a Anl) A B ß | AN DIE er 5 — — — Oligoklas-Albit . . ... 18 |’ Sl, 10%), 10 Olıgokla spe: 20 81/, 22 20 Olrsoklasrer er: 25 111), 30 ö 281/, IN de SIn Ger: 37 181/, 48 46 Pabradoresrer re e 52 32 65 621/, Pabradowsar era 63 33 781), 74 ENUONENE 0 0 0 0 0.0 00 75 39 90/5 85 AN O te er 100) 47 1081/, 97 Nur die häufiger angewandten Fälle optischer Bestimmung der Plagioklase sind hier besprochen. Für denjenigen, der mit der konoskopischen Untersuchungsmethode vertraut ist, ergeben sich noch manche andere Möglichkeiten zur Bestimmung. Es hätte aber keinen Zweck diese Kasuistik auf alle mög- lichen Fälle auszudehnen. Solche Spezialfälle bleiben der Einzeibeschreibung überlassen. Am häufigsten wurden die Auslöschungsschiefen a und a, ferner die Winkel AB’, AB,, sowie B,B, angewendet. Diese Beobachtungen führen fast immer zum Ziel. Der Zonenbau der Plagioklase in krystallinen Schiefern. In den Erstarrungsgesteinen haben die Plagioklase einen gesetzmäßigen Zonenbau, der seit langer Zeit bekannt ist, und dessen Grundregel lautet: Kern anorthitreicher als die Hülle. Diese Zonenstruktur ist mannigfacher Ausbildung fähig und erleidet bisweilen scheinbare Ausnahmen, stellt aber ohne Zweifel Denkschriften der mathem,-naturw. Kl, Bd. LXXV. 16 192 F. Becke, ein wichtiges Merkmal für die Plagioklase der Erstarrungsgesteine dar, das sich auch mit allgemein physikalisch chemischen Gesetzen in Zusammenhang bringen läßt. Diese Zonenstruktur der Plagioklase hat in neuerer Zeit besonders durch J. H.L. Vogt eine ein- gehende Besprechung und theoretische Beleuchtung erfahren. Besonders wurde der Zusammenhang mit den theoretischen Gesichtspunkten, die Backhuiz-Roozeboom bezüglich des Verhaltens isomorpher Schicht- krystalle erörtert hat, dargetan. Diesen sehr interessanten Auseinandersetzungen gegenüber ist es vielleicht billig, hervorzuheben, daß in sachlicher Beziehung das Verhalten der Plagioklase schon vor dem Auftauchen der allgemeineren Theorien von den Petrographen, die sich mit dieser Frage befaßt hatten, vollkommen richtig und zutreffend beurteilt worden war. ; Manche Züge in dem Verhalten der Plagioklase sind sogar von petrographischer Seite mit größerem Detail beurteilt worden, so zum Beispiel die Frage der Änderung der ersten Ausscheidungen. Nach der Theorie sind die ersten Ausscheidungen aus der Schmelze zweier isomorpher Substanzen reicher an der Komponente mit höherem Schmelzpunkt. Die Schmelze wird dadurch in ihrer Zusammensetzung im ent- gegengesetzten Sinne geändert. Genügend langsame Abkühlung vorausgesetzt, sollten sich nun die zuerst ausgeschiedenen Krystalle während des Weiterwachsens stetig in ihrer Zusammensetzung ändern durch einen ‚fortwährenden Austausch mit der sich gleichfalls fortwährend ändernden Schmelze, so daß zum Schluß homogene Krystalle von der ursprünglichen Zusammensetzung der Schmelze übrig bleiben. Es ist die Frage ob irgendwo in der Natur ein so stetiger Austausch zwischen bereits ausgeschie- denen Krystallen und Magmarest stattfindet, wie er im theoretischen Grenzfall vorgesehen ist. Daß aber ein lebhafter Austausch zwischen Krystall und Schmelze stattfindet, ist ohne Zweifel richtig; es sind insbesondere plagioklasreiche Gesteine mittlerer Zusammensetzung, in denen solche Erscheinungen beobachtet werden. Ich habe solche Strukturverhältnisse als Kerngerüst und Füllsubstanz ausführlich beschrieben und genau jene Deutung dafür gegeben, die jetzt von Vogt und anderen befürwortet wird. ! Wenig später nach meiner Publikation wurden dieselben Erscheinungen von M. Levy beschrieben und abgebildet, ohne daß er wie es scheint meine Beschreibung gekannt hat, jedenfalls aber ohne die Deutung zu’ geben, die ich gefunden zu haben glaubte. Ich erwähne das hier, nicht um die Bedeutung der theoretischen Ansichten von Roozeboom und Vost zu verkleinern, aber um hervorzuheben, daß diese Ansichten schon früher ausgesprochen waren, ehe sie als Spezialfälle eines allgemeineren Schemas ihre theoretische Einordnung fanden. Daß bei den krystallinischen Schiefern die Zonenregel umgekehrt lautet: Kern anorthitärmer als die Hülle, glaube ich zuerst ausgesprochen zu haben, obwohl vielleicht einzelne einschlägige Beobachtungen schon früher gemacht wurden. Ich berichtete über die auffällige Erscheinung im Anzeiger der Akademie der Wissenschaften und in einem Vortrag im Verein Lotos in Prag. ° Die Erscheinung ist dann von anderen Forschern bestätigt worden. So hat Hennig die ver- kehrte Zonenfolge in skandinavischen Gesteinen gefunden, und Weinschenk beschreibt sie aus alpinen Gesteinen. Sie dürfte ziemlich weit verbreitet sein, denn: bei einiger Aufmerksamkeit läßt sie sich fast immer wenigstens in Spuren nachweisen, wenn die Plagioklase der krystallinischen Schiefer überhaupt Zonen- struktur zeigen. 1 F.Becke, Petrographische Studien am Tonalit der Rieserferner. Tschermak’s Min. u. petr. Mitt. 3, 389, 1893. 2M. Levy, Determination des Feldspats, Deuxieme fascicule, Paris 1896, Taf. XIX, XX, XXI. 3 F. Becke, Über Zonenstruktur bei Feldspaten. Vortrag 3. April 1897. Lotos, XVII, Nr. 3 p. 58. Prag 1897. Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 128 In den obersten Tiefenstufen fehlt die Erscheinung, weil hier überhaupt andere Plagioklase außer Albit ‚nicht existenzfähig sind. In der unteren Tiefenstufe ist sie nicht selten und in den Übergangszonen zwischen der oberen und unteren Tiefenstufe ist sie oft sehr typisch entwickelt. Die Ausbildungsweise ist dabei ziemlich mannigfaltig. Bald ist der Kern ziemlich scharf von der anorthitreicheren Hülle geschieden (vergl. Fig. 14, Taf. II), bald fließen Kern und Hülle ohne jede scharfe Grenze ineinander. (Fig. 13, 15, 16, 17). Bisweilen unterscheiden sich Kern und Hülle nur durch das verschiedene Mischungsverhältnis und die davon abhängige Orientierung, bald sind sie durch Einschlüsse, Durchsichtigkeit, Formausbildung verschieden. In Krystallinen Schiefern mit ausgeprägter Schieferung beobachtet man sie stets am deutlichsten im Schliff parallel der Hauptschieferung. Am wenigsten ist davon in den Querschliffen gestreckter Gesteine zu sehen. Nicht immer umgibt die anorthitreichere Hülle den Kern allseitig. Häufig ist sie nur einseitig oder auf zwei Seiten entwickelt, bisweilen bestehen nur ganz kleine Fortwachsungen, die sich in der Richtung der Schieferung in das Grundgewebe vorschieben, aus anorthitreicherem Plagioklas (Fig. 14). Manchmal grenzen die albitreicheren Kerne mehrerer Körner unmittelbar aneinander, und die Hüllen treten nur an den gegenüberliegenden freien Seiten der Kerne auf. Die inverse Zonenstruktur findet sich im Bereiche- der ganzen Plagioklasreihe, vom fast reinen Albit angefangen bis zum Bytownit mit einigen achtzig Prozent Anorthitgehalt. Sie ist also nicht auf die sauren Plagioklase beschränkt. j Über den Grund der inversen Zonenstruktur weiß ich noch heute nichts vollkommen Befriedigendes auszusagen und kann nur ihre weite Verbreitung in den krystallinen Schiefern betonen. Einschlüsse der Plagioklase. Eine schon von den ältesten Beobachtern! hervorgehobene Eigentümlichkeit der Plagioklase in den alpinen Gesteinen ist ihr Reichtum an Einschlüssen. In den albitreichen Varietäten bestehen sie vornehm- lich aus einem Mineral, das sich mikroskopisch und optisch von Muscovit nicht unterscheiden läßt. In den anorthitreicheren Mischungen tritt sehr häufig Klinozoisit, auch ein lichtgefärbter, in (110) Krystalli- sierender Granat hinzu. Von manchen Beobachtern wird auch Sillimanit angegeben, was ganz gut möglich ist; in den von mir untersuchten Gesteinen habe ich ihn nicht beobachtet. Spärlich findet sich auch Biotit darunter. Diese Einschlüsse spielen eine große Rolle in den Vorstellungen, welche Weinschenk über die Entstehung der alpinen Zentralgranite entwickelt hat (Theorie der Pi&zokrystallisation). Weinschenk bestreitetihre sekundäre Entstehung, betrachtet sie als primäre Bildungen. Dem Ein- wand, daß diese Einschlüsse nie in den anderen Gemengteilen, namentlich nie in Quarz, nie im Kali- feldspat, vorkommen, sucht er dadurch auszuweichen, daß er sich vorstellt, im Magma sei die Tendenz zur Bildung basischerer Feldspate vorhanden gewesen, im Moment der Festwerdung sei jedoch saurer Plagioklas und Klinozoisit entstanden. Die von mir und vielen anderen Beobachtern seit langem behauptete sekundäre Entstehung dieser Einschlüsse weist Weinschenk zurück, weil die Beibehaltung der Krystallstruktur des Plagioklases beim Übergang von anorthitreicher zu anorthitärmerer Mischung undenkbar sei. 1 Vergl. z. B. A. Böhm. Über die Gesteine des Wechsels. Tschermaks Mineral. u. petrogr. Mitt. 5. p. 197, 1882; insbe- sondere p. 201, 202, 203 und sonst. 5 16° 124 F. Becke, Ich behalte mir vor, auf die Frage nochmals einzugehen, wenn unsere Beobachtungen an verschie- denen Gesteinen vorliegen werden, und beschränke mich hier darauf, den Gegensatz der Auffassung fest- zustellen und meine Meinung auszusprechen, daß angesichts vieler Tatsachen, welche chemische Umwand- lungen unter Erhaltung der Krystallstruktur bezeugen, die Annahme sekundärer Bildung aus dem Anor- thit-Silikat des Plagioklases die einfachere Auffassung zu sein scheint. Schachbrett-Albit. Eine besondere Ausbildung von albitähnlichem Plagioklas beobachtet man in vielen Gesteinen, die einen ursprünglichen Gehalt an Kalifeldspat haben, und starker Umwandlung ausgesetzt waren. Hier findet oft eine Verdrängung des Kalifeldspat durch Natronfeldspat statt, wobei der neugebildete Natronfeldspat homoax zum ursprünglichen Kalifeldspat abgesetzt wird. Dieser Absatz besteht stets aus recht anorthitarmen Mischungen, wie die Bestimmung der optischen Eigenschaften zeigt, und ist durch eine eigentümliche Entwicklung der Zwillingsbildung nach dem Albit- gesetz ausgezeichnet. Die an Stelle des Kalifeldspates tretende Albitmasse ist nicht homogen, sondern zeigt sich aus meist ganz kurzen alternierenden Lamellen nach dem Albitgesetz zusammengesetzt. Während sonst Zwillings- Fig. 10. Alıkrolein/ Mikroklin mit perthitischen Albitbändern. Karlsbader Zwilling ungefähr parallel (100) geschnitten. (Vergl. Taf. I, Fig. 2 und 3.) : lamellen nach dem Albitgesetz in der Regel ein Korn der ganzen Länge nach durchsetzen, sind die Lamellen hier häufig nicht viel länger als breit, wodurch in gewissen Schnitten eine an ein Schachbrett mahnende Zeichnung entsteht, wenn eine Schar der Zwillingslamellen auf dunkel gestellt wird. In Schnitten senkrecht zu M und P? tritt diese Struktur am deutlichsten hervor. In Schnitten schief zu M entstehen fleckige verwaschene Polarisationsbilder. Es ist mir nicht unwahrscheinlich, daß solche Plagioklase es sind, welche bisweilen für Anorthoklas ausgegeben wurden. Die Bilder, Taf. II, Fig. 18 und 19 geben das Aussehen dieses Schachbrett-Albites recht gut wieder. In vielen stark geschieferten, porphyrartigen Granitgneisen bestehen die schneeweißen undurch- sichtigen, porzellanähnlichen Einsprenglinge aus solchem Schachbrett-Albit, so der Granitgneiß des Sonn- blickkernes, die Randpartien des Duxer Kernes bei Mairhofen. Die Bildung dieses Schachbrett-Albites schreitet oft derart in das Innere der ursprünglichen Kali- feldspate vor, daß kleine inselförmige Partien des ursprünglichen Minerales erhalten bleiben. Von dem Material der zackigen Perthitbänder unterscheidet sich dieser auf Kosten des Kalifeld- spates gebildete Schachbrett-Albit nicht wesentlich, wohl aber recht deutlich von den älteren, so häufig Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 125 in den Ralifeldspaten eingeschlossenen Plagioklaskörnern. Diese enthalten stets mehr oder weniger von jenen kleinen Glimmertäfelchen, welche für die alpinen Plagioklase so charakteristisch sind. Der Schach- brett-Albit ist von jenen Bildungen frei. Interessant gestalten sich die Bilder, wenn derartige Kerne von ursprünglichem Kalifeldspat in der Folge weiter wachsen. Den mit typischer Schachbrettstruktur versehenen Kern umgibt dann eine Rinde aus stetigen, geraden aber ungewöhnlich schmalen Lamellen nach dem Albitgesetz. Vergl. Ta 2, dl, IR), Beispiele für die Anwendung der konoskopischen Bestimmungsmethoden bei der Untersuchung von Feldspaten. Kalifeldspat in Verwachsung mit perthitischen Albitbändern. In Granitgneis W von Gais bei Bruneck finden sich große Kalifeldspate, die auf Taf. I, Fig. 2, 3, 4 abgebildet sind. Schnitte nach P und ähnlich liegende geben das bekannte Gitter. Schnitte ungefähr parallel (100) oder zwischen (100) und (201) lassen eine ziemlich verschwommene Streifung in flammenähnlichen Lamellen erkennen. (Vergl. Fig. 2, Taf. ]). In Diagonalstellung verschwindet diese Streifung ebenso wie die der unregelmäßigen perthitischen Albitbänder. (Vergl. Taf. I, Fig. 3), welche nur mit höherer Interferenzfarbe aus dem dunkelgrauen Grund des Kalifeldspates herausleuchten. In den bezeichneten Teilen des dort abgebildeten Durchschnittes, S.28 skizziert, beobachtet man die in richtiger Stellung daneben gezeichneten Interferenzbilder. Man erkennt, daß der Schnitt nicht genau senkrecht auf (010) getroffen hat. Man sieht ferner, daß die Mittellinien « der beiden Zwillingslamellen von Albit fast zusammenfallen, während die des Kalifeldspats so stark gegeneinander verschoben sind, daß sie für das eine Individuum bereits außerhalb des Gesichtsfeldes fällt, so daß & des einen Individuums und die Achse des anderen fast zusammenfallen. Bei der Vergleichung der zu einem Karlsbader Zwilling gehörigen Interferenzbilder bemerkt man, daß die Achsenebenen des Mikroklins weiter voneinander entfernt liegen als die des Albits. Die perthitischen Bänder bestehen nicht aus ganz reinem Albit. Die Winkel, welche die Achsen- ebenen der im Albitzwilling verbundenen Individuen einschließen, betragen: I2=3197, 227 =237, im Mittell >12 Elieraus folst nach Rie. 5 12%, An. Einfacher Albitzwilling in Glimmerschiefer von der Hochsäge. Taf. I, Fig. 11. Die beistehende Figur S. 30 zeigt eine vereinfachte Skizze des Durchschnittes. Im Individuum links bemerkt man feine Spaltrisse nach ?. Der Kreis nebenan zeigt die Projektion der im Gesichtsfeld von 26° Radius sichtbaren Achsenpole und Achsenebenen. Die Orientierung von y und a zeigt, daß der Pol (010) zur linken Hand liegt. Die in 1 sichtbare Achse ist B, die in 1’ sichtbare A. Aus der Beobachtung ergeben sich folgende Azimute und Zentraldistanzen der Achsen: Azimut gegen die Achse Zwillingsgrenze Zentraldistanz B, 90° 10-5° A 8 16-5 Für das Azimut der Achsenebenen fand ich durch Einstellung der Achsenebenen in den transver- salen Nicolhauptschnitt 126 F. Becke, Azimut gegen die Zwillingsgrenze B, + 80° 4! —_ 929, Hienach ist die Projektion ausgeführt. Zur Kontrolle wurde aus der Zeichnung der Abstand der Achsenebene vom Zentrum entnommen zo Achsenebene 1 Abstand vom Zentrum 9°5° Konstruktion fordert 9-5 » 1’ » » » 10:5° » » 122 Aus der Projektion ergibt sich: AB’ = 25° und hieraus der Anorthitgehalt nach Fig. 4. An 4°),. Ferner der Winkel der Achsenebenen, welche wie es der Albitzwilling verlangt, gegen « konver- gieren, gleich 365°. Dieser Winkel ist etwas zu groß. 4°/, An würden nach Fig. 5 etwa 32° fordern. Fig. 11. 4 I | | ) l I 1 } | | l l | j | I N l | j | I Z Albitzwilling aus Glimmerschiefer Hochsäge AB! = 25°. Konvergenz der Achsenebenen gegen o. Die Projektion ist direkt mit Fig. 1 vergleichbar. Man beachte, daß augenscheinlich B dem Kreuzungs- punkt der Achsenebenen in der Symmetrieebene näher liegt. Daraus folgt, daß die Mittellinie « schon jenseits der Medianzone liegt, wie dies bei Albit tatsächlich der Fall ist. Karlsbader Zwillinge. Albit in Glimmerschiefer von der Ampfergießen bei Taufers. Fig. 12 und 13 geben zwei Durchschnitte durch Zwillingskörner dieses Albites. Die Messungen ergaben an dem Durchschnitt Fig. 12 für den Winkel beider optischen Achsen 17°, für den Durchschnitt Fig. 13 321/,°. Die Durchschnitte gehörten zu den ersten, die untersucht wurden und die geringe Über- einstimmung schien die Methode sehr zu diskreditieren, bis die genauere Untersuchung und insbesondere die Berücksichtigung der Lage der Achsenebenen die Lösung brachte. Keiner von den beiden Durch- schnitten ist ein Albitzwilling,' wofür sie anfänglich gehalten wurden, sondern Karlsbader Zwillinge. In Fig. 12 treten die Achsen B aus, in Fig. 13 A. Damit stimmen jetzt alle der Projektion zu entnehmenden Größen. In Fig. 12 schneiden sich die Achsenebenen zwischen Achse und « noch innerhalb des Gesichts- ieldes, wie es Schnitte B,5, für Karlsbader Zwillinge verlangen. Aus 5,5, = 17° folgt nach Fig. 4 An = 4°/, (durch Extrapolation), Winkel der Achsenebenen 321/,°. Fig. 5 verlangt für 4°/, An zirka 34°. Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 127 Aus Fig. 13 folgt A,A, = 321/,°. Fig. 4 gibt für diesen hier wenig variablen Winkel 32°. Der Winkel der Achsenebenen ist auch hier 32°. Fig. 12. Fig. 18. Albit. Karlsbader Zwilling 3, By, = 17°. Albit. Karlsbader Zwilling A), As — 32°. Doppelzwilling 1’, 2 von Albit in Grünschiefer. In einem Grünschiefer vom Gaiskopf bei Mairhofen östl. der Rettelwand fand sich ein Feldspatdurch- schnitt durch einen Zwilling mit Achsenaustritt. Die Untersuchung ergab das in beistehender Skizze dar- gestellte Resultat. Fig. 14. Albit. Doppelzwilling 1,2', A,B'5s —9°40'. Der Winkel zwischen den beiden optischen Achsen wurde gefunden zu 9° 40’. Die Einzeichnung der Achsenebenen ließ erkennen, daß sie fast parallel gehen und einen kleinen Winkel in der Richtung gegen y einschließen. Die Achsen erscheinen in der Richtung der Achsenebene gegeneinander ver- schoben. Da an einem anderen Durchschnitt AB’ = 15!/,° gefunden war mit ganz normaler gegen « stark konvergierender Lage der Achsenebenen, so schien ein Widerspruch vorzuliegen. 128 F. Becke, Aus den Beobachtungen folgt: 1. Der Zwilling kann kein Albitzwilling sein, sonst müßten die Achsenebenen merklich gegen & konvergieren. 2. Der Zwilling kann kein Karlsbader Zwilling sein. Es müßte B,B, vorliegen und die Achsen- ebenen müßten noch stärker konvergieren entweder gegen a oder gegen Y. Somit bleibt nur übrig, daß die Kombination von Karlsbader und Albit-Gesetz vorliegt und die Individuen die Stellung 1’, 2 haben. In der Tat findet sich an der Zwillingsgrenze eine sehr schmale, anfangs übersehene Lamelle, die dem verkümmerten Individuum I oder 2’ entspricht. Aus der Projektion ist zu ersehen, daß angenähert!A’B = B’B, + A',B,, also A',B, = AB'—B,B,. Hieraus ergibt sich die Möglichkeit, den gemessenen Winkel zu verwerten. Man hat zu sehen, wo der Abstand der Kurven B, BD, und AB’ gleich ist dem gemessenen Winkel von 9° 40’. Das ist der Fall bei 121/, An ®/, in sehr naher Übereinstimmung mit dem aus AB’ = 151/,° folgenden Gehalt von U An: Mehrfacher Zwilling nach Albit, Karlsbader und Periklingesetz. Tonalitgneis Göge. Auf Taf. 1, Fig. 12, hat man das Photogramm eines Plagioklases aus den am besten erhaltenen körnigen Partien des Toonalitkernes der Zillertaler Hauptkette (Göge, im Weißenbachtal unweit des Neveser Jochs, Chemnitzer Hütte). Das Gestein zeigt die hypidiomorph körnige Struktur des Tonalits noch recht gut erhalten. Der Durchschnitt zeigt einen Doppelzwilling nach dem Karlsbader und Albit- gesetz, in einem der Individuen (rechte Hälfte) stecken auch Lamellen nach dem Periklingesetz. Sehr gut tritt die Grenze des Karlsbader Zwillings hervor; durch Kompensation erscheint sie tief schwarz gezeichnet. Die Lamellen nach dem Albitgesetz erscheinen breit, verwaschen. Wie die nähere Untersuchung lehrt, sind die schmalen Lamellen in der linken Hälfte in der Grund- stellung (Individ. 1). Die breiten Teile links und rechts entsprechen I’ und 2’, die schmalen Lamellen rechts 2 und 2’. Die beistehende Textfigur 15 bringt eine etwas schematisierte Skizze und die Orientierung der in den Lamellen sichtbaren Achsenbilder, wie sie durch Beobachtung mittels Camera lucida und drehbarem Zeichentisch gewonnen und in stereographische Projektion übertragen wurden. zz ist die Richtung der Lamellen nach dem Albitgesetz, also die Spur von M. In 2/, 2, 2’, und 1 ließen sich die Achsen eintragen. Die Achse von 1’ liegt bereits außerhalb des Gesichtsfeldes rechts unten. Die Einstellung des Achsenbalkens in transversale Normalstellung lieferte folgende Azimute. Spur von M parallel dem Vertikalfaden: Ablesung am Öbjekttisch 218, O-Punkt für das Azimut. Individuum 1, Achsenbalken in transversaler Normalstellung (rechts, links), Ablesung 252°, Azimut gegenz + 56 (= 90— [252—218)). Individuum 2 ebenso, Ablesung 184°, Azimut —06° » 2 » » 200 er 9 » _— 2) ° » 24 » » 1 80 > » —5% > . Die Einzeichnung der Achsen gab Distanz vom Mittelpunkte Individuum Azimut gegen zz des Gesichtsfeldes 1 + 160 16° 2 —6 5° (do) Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 12 Distanz vom Mittelpunkte Individuum Azimut gegen zz des Gesichtsfeldes 2! — 1 26° (hart am Rande) 21 An 81,,°. Aus der hienach angefertisten Projektion ergäbe sich für den Abstand der Achsenebene I vom Mittelpunkt des Gesichtsfeldes 16°. Die direkte Ausmessung auf dem Zeichenblatt gibt 15!/,° Distanz der Achsenebene 2 vom Mittelpunkt, Projektion 4°; direkte Messung 4°. Oligoklas-Andesin. Schnitt der Prismenzone durch einen Doppelzwilling nach Albit- und Karlsbader Gesetz mit Periklinlamellen. Normale Zonenstruktur. Distanz der Achsenebene 2’, vom Mittelpunkt. Projektion 2°; direkte Messung 2°. Aus der Projektion ergibt sich ferner, daß die Achsenebenen von 1, 2 sich zwischen Achse und y im Gesichtsfeld schneiden, daß ferner die Achse von 2’ samt ihrer Achsenebene außerhalb dieses Winkels liegt. Schon daraus ist nach p. 23 [—], Fig. 7 d zu entnehmen, daß der Anorthitgehalt höher als 21%), ist. Zu demselben Resultat führt die Beobachtung, daß AB, größer ist als AB’. Mißt man die hier vorkommenden Winkel und benützt die Figuren 4 und 5 zur Bestimmung, so hat man: Anorthitgehalt: Ay il” 301/,%/, ABr=25, 30, Ale 30°), Winkel der Achsenebenen 12 — 70° 33%), > >. » 22,92, 28,/a0)o » » » DD Zoe Berücksichtigt man, daß die Einstellung der Achsenebene von 2’ sehr unsicher ist, da sie nahe am Rande des Gesichtsfeldes verläuft, so kann man die Übereinstimmung wohl als sehr befriedigend bezeichnen. Deni:schriften der mathem.-naturw. Kl. Bd. LXXV. 17 130 F. Becke, Noch wäre zu erwähnen, daß auch die Lage der Achse A von 2’, gegen die Achsen A, und B', durchaus so ist, wie die Konstruktion für einen derartigen basischen Oligoklas verlangt. Um die Übereinstimmung einzusehen, braucht man nur die Figur um 180° um zz zu drehen, so hat man eine ganz ähnliche Lage, wie sie die Projektion I für einen Plagioklas zwischen 25 und 37°/, An interpolieren läßt. Das hier benützte Beispiel wurde einer laufenden Beobachtung entnommen, bei welcher auf die Ermittlung der Lage der Achsenebenen keine besondere Sorgfalt gewendet worden war. Der vorliegende Plagioklas zeigt nur einen sehr schmalen Saum mit abnehmender Basizität. Nach Beobachtungen in Schnitten a geht der Anorthitgehalt in diesem Saum bis auf 25°/, An herunter. Links unten grenzt der Durchschnitt mit einem schmalen Myrmekitsaum an einen Lückenbüßer von Mikroklin. Doppelzwilling von Albit- und Periklingesetz, verbunden mit Zonenstruktur. Oligoklas im Tonalit- gneis. Fig. 16 zeigt einen Durchschnitt aus einer basischen Konkretion im körnigen Granititgneis des Windbachtales. Das Gestein zeigt noch sehr gute Erhaltung der Erstarrungsstruktur. An dem gezeich- neten Durchschnitt erkennt man Zwillingsbildung nach dem Albit- und Periklingesetz. Die untere Hälfte des Durchschnitts zeigt etwas höhere Interferenzfarbe als die obere. Wir nehmen die untere als Kern, die Fig. 16. Da En (|e[S=S Be AZ Asa N) N DSB ds NSS His bl) D OS el BANG 7 |: | Z Oligoklas. Albit und Periklinzwilling, verbunden mit normaler Zonenstruktur. Schnitt der Prismenzone mit Achsenaustritt. obere als Hülle. Die feinen Linien an der Grenze zwischen Kern und Hülle sind Spaltrisse nach ?; darüber liegt ein System von Periklinlamellen; diese stehen in Zwillingsstellung mit dem Individuum auf der rechten Seite des Durchschnittes. Die Achsen wurden bestimmt im Kern an den Individuen I und 1’ an den mit Kreisen bezeichneten Stellen, ferner ım Bereich der Hülle an 1, 1’ und x an den mit schwarzen Punkten bezeichneten Stellen. Die Achsenpunkte und die Achsenebenen sind in der danebenstehenden, das Gesichtsfeld von zirka 26° Radius darstellenden Projektion eingetragen. Im Individuum 1 verschiebt sich Achse und Achsenebene von Kern zur Hülle stark, hier ist also Achse B sichtbar. Im Individuum 1’ ist die Verschiebung der Achse unmerklich, wohl aber ändert sich merk- lich die Lage der Achsenebene; dies entspricht der Achse A. Die Periklinlamelle zeigt natürlich eben- falls A. Folgendes sind die Resultate der Messung. Als Ausgangspunkt für die Azimute dient die Spur der Zwillingslamellen nach dem Albitgesetz. Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 131 Individuum 1 (Achse 5) Kern Hülle Achsenebene Azimut —_ 88.67 — 87:8° Azimut der Achse + 838° + 75° Zentraldistanz der Achse 20° 1°, Individuum 1" (Achse A) Achsenebene Azimut — Bl” — 84.6° DT — Azimut der Achse + 82° Zentraldistanz der Achse 12% Individuum 17 (Achse A) Achsenebene Azimut — — 79° Azimut der Achse — + 122° Zentraldistanz der Achse — Sud: Aus der Projektion folgt: AB! 14° 2” AB, — 9° Bei der Deutung kann man ausgehen von der Tatsache, daß die Achsenebene des Hauptindivi- duums 1 außerhalb der Achsenebenen von I’ und r liegt, dem ersteren näher. Dies entspricht dem Fall 3 für Doppelzwillinge nach dem Albit- und Periklingesetz (Fig. 8 .c). Die Hülle muß also mehr als 201/,°/, Anorthitgehalt haben. Die Kurven AB’ und AB, (Fig. 4) geben 204/, und 22!/,, im Mittel 21!/,°/, für die Hülle des Plagioklases. Der Winkel AB’ — 14° im Kern kann zunächst 12 oder 27°/, An bedeuten. Berücksichtigt man indessen, daß die Achse B, sich von der Gruppe der Achsen A’ und A, entfernt, wenn man von der Hülle zum Kern übergeht, so erkennt man, daß die richtige Lösung nur 27 °/, An sein kann. Dies wurde auch durch anderweitige Beobachtungen bestätigt, auf die erst später eingegangenen werden kann. Obzwar die Eintragung der Achsenebenen nicht sehr genau sein kann, wurden doch aus der Projektion zur Kontrolle auch die Winkel zwischen den Achsenebenen abgeleitet und gefunden: Winkel der Achsenebenen Hieraus An nach Fig. 5 für 11/7 Kern 14° 28, 11’ Hülle 38 213%, m 10° 21%, Die Kontrolle führt somit zu sehr ähnlichen Ergebnissen. Die Situation der hier gefundenen Achsenlagen korrespondiert mit der in Fig. I projizierten, wenn die Projektion um die Linie zz umgeklappt wird. Doppelzwilling von Albit- und Karlsbader Gesetz, verbunden mit Zonenstruktur. Die umstehende Figur 17 zeigt einen Durchschnitt durch einen zonar gebauten Plagioklas aus dem Granitit von Grasstein. Man erkennt sofort daß man es mit einem Doppelzwilling nach dem Karlsbader und Albitgesetz zu tun hat. \ 17# 132 F. Becke, Die linke Hälfte besteht aus den beiden Individuen 1 und 1’; 1 herrscht vor, 1’ bildet zahlreiche sehr schmale und 3 breitere Lamellen; außerdem sind in die äußerste Zone von 1 noch viele sehr feine und 2 gröbere Lamellen 1" nach dem Periklingesetz eingeschaltet. Fig. 17. Z Andesin mit Oligoklashülle. Doppelzwilling nach Albit und Karlsbader Gesetz; mit Periklin-Zwillingslamellen. Schnitt der Prismenzone mit Achsenaustritt. Die rechte Hälfte wird durch ein vorherrschendes Individuum eingenommen, in das zahlreiche, aber sehr feine Lamellen nach dem Albitgesetz eingeschaltet sind. Wie sich nachträglich festellen ließ, ist das vorwaltend entwickelte mit 1’ in Zwillingsstellung nach dem Karlsbader Gesetz. An dem Durchschnitt erkennt man deutliche Zonenstruktur; im Individuum 2 sieht man die Spur der y und P angedeutet, in 11’ die Spur von M und ?. E Die äußere Zone am oberen Rande zeigt an allen 3 Individuen Achsenaustritt. 1 zeigt sehr starke Unterschiede der Interferenzfarbe. Hier tritt mutmaßlich B aus. In 1’ und 2’ ist die Höhe der Interferenz- farben in Kern und Hülle weniger verschieden, hier darf man Austritt der Achse A vermuten. Die Achsen und Achsenebenen wurden in der äußersten Zone an den mit leeren Ringeln bezeichneten Stellen gemessen. Eine Beobachtung gab 1, 1’ und 2 am oberen Rande, eine zweite die Periklinlamelle 1” und abermals 1. Die beiden Beobachtungen an 1 stimmten sehr gut zusammen. In Figur 17 sind in der Projektion die Achsenpunkte dieser Stellen durch leere Ringeln bezeichnet. Die Beobachtungen im Kern sind dadurch erschwert, daß die in 1 sichtbare Achse aus dem Bereich des Gesichtsfeldes wandert, ehe noch der innere Kern erreicht ist. Nur am Rande des Kerns läßt sich 1 beobachten; damit wurde die Beobachtung an nahe gelegener Stelle in einer Lamelle 1’ verbunden. Auch im Kern von 2’ ist die Achse im Bereich des Gesichtsfeldes nicht mehr sichtbar. In Figur 17 sind die Achsenpunkte der Kernpartien durch schwarze Ringel dargestellt. Aus den Beobachtungen läßt sich nun folgendes schließen: Aus der Lage der Mittellinien « und y ist zunächst zu entnehmen, daß der Pol von M zur Rechten liegt. Ferner kann man aus der Situation der Achsen 4’/,A', und B, in der Hülle entnehmen, daß der Anorthitgehalt größer als 21°/, sein muß; dasselbe ergibt sich aus der Situation von B, zu 4’, und A. Ebenso ist dies zu folgern daraus, daß augenscheinlich AB < ArB. Für die genauere Bestimmung stehen nun folgende Zahlen zur Verfügung, welche den Beob- achtungen entnommen werden können: Phoysiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 133 Äußerste Hülle: Als = il hieraus An?/, = 28 AIBrTE=6% » ne ee AN A=22% » =) Winkel der Achsenebenen 11’ = 25° An!/, = 28 » » » Ile 28° 26 > > >» 1/2!’ = 60° (ungenau)) 29. Rand des Kernes: AB! — 22° Ant), = 31 Winkel der Achsenebenen 11’ = 30° An=29 » » » 1/2’ = 70° (ungenau) An?/, = 33. Aus der Gesamtheit der Beobachtungen folgt für die Hülle ein Gehalt von 27°/,, für den Rand des Kernes 31°/, Anorthitgehalt. Der innerste Kern muß noch einige Prozente Anorthitgehalt mehr haben. Mit diesen Bestimmungen harmoniert, daß in der Hülle der Charakter der Doppelbrechung nach der Hyperbelkrümmung deutlich negativ ist; im Kern ist der optische Charakter wenig ausgesprochen, 2 V nicht sehr von 90° verschieden. Zwilling nach Periklingesetz verbunden mit Zonenstruktur. Amphibolit Floite. Im Grundgewebe eines Amphibolites aus dem Floitental zeigen die granoblastischen Plagioklase durchwegs inverse Zonenstruktur. Die meisten lassen eine oder mehrere Zwillingslamellen erkennen. In einem der Durchschnitte, der in beistehender Fig. 18 skizziert ist, findet man in Kern und Hülle in beiden Fig. 18. raH EK Oligoklas mit inverser Zonenstruktur. Periklinzwilling. Lamellensystemen Achsenaustritt. Da die Achsenebenen im Sinne der Zwillingsgrenze verläuft, hat man es mit Periklinzwillingen zu tun. Wir unterscheiden: Individuum 1 Kern und 1 Hülle » TE »> » TC Die Achsenebenen liegen nach Einstellung der Achsenbarre in die. transversale Normalstellung in folgenden Azimuten gegen die Spur der Zwillingslamelle: 134 F. Becke, Einstellung auf die Zwillingsgrenze O-Azimut 98. Individuum 1 Kern Einstellung 102° Azimut + 4° 1 Hülle 96° — 2° rz Kern 99° + 1° r Hülle 99° + 1° Die Achsen lagen in folgenden Azimuten und Zentraldistanzen: Individuum 1 Kern Azimut — 24° Zentraldistanz 15%4/,° { Hülle En ne 14° r Kern — Al LO r Hülle — 18° 15° Wie die Eintragung in das Gesichtsfeld lehrt, verschiebt sich die Achse von I sehr stark und die Achsenebene ändert gleichfalls stark ihre Lage. Hier tritt somit Achse B aus; in z Achse A. Nach der Orientierung von a und y liegt M zur rechten Hand des Beobachters. Nach der Verschiebung der Achsen liegt Kern vor, Hülle hinter dem Minimum AB, der Periklin- zwillinge. "Im Kern beträgt A-B —5°, entsprechend 15%, An, in der Hülle Bu, 5 211/,°/0 An. Die Verschiebung der Achse B von Individuum 1 beträgt 1x bis 1 8°; nach Fig. 9 sollte sich Achse B verschieben von 15 bis 21!/,°/, An um 10°; Achse A von Individuum z verschiebt sich von rk bis zu um 5°, Kurve Fig. 9 gibt für Achse A für dieses Intervall eine Verschiebung von 5°. Man beachte auch die Konvergenz der Achsenebenen gegen o, ferner das Fortrücken der Achse A in z von der positiven Mittellinie. In der Tat verhält sich die Hülle wahrnehmbar negativ nach der Hyperbelkrümmung; der Kern gibt neutrale Reaktion. \ Myrmekit. Eine besondere Beachtung verdienen die eigentümlichen Verwachsungen von Plagioklas und Quarz, welche im allgemeinen unter den Begriff der Implikationsstruktur! (Zirkel) fallen, stets an die Oberfläche von Körnern von Kalifeldspat gebunden sind, seltener auch von Sprüngen aus in diesen hineinwuchern und aus warzen- oder halbkugeligen Körnern von saurem Plagioklas bestehen, die von auseinanderlaufenden gekrümmten, bisweilen verästelten Quarzstengeln durchwachsen sind. Diese Gebilde wurden öfter mit Mikropegmatit zusammengeworfen, mit dem sie das gemeinsam haben, daß die Bestandteile gleichzeitig gebildet wurden. Sederholm ’° hat für die hier gemeinten Gebilde den Namen Myrmekit eingeführt, der hier auch beibehalten werden soll. I F. Zirkel: Petrographie, I, 469, Regelmäßig ineinander verschränkte Verwachsung zweier gleichzeitig gebildeter Gemengteile, ....Die Erscheinung besteht darin, daß eine größere Anzahl stengeliger Krystallindividuen eines Minerales sämtlich in untereinander paralleler Orientierung (also krystallonomisch eigentlich nur ein Individuum bildend) ein größeres einheitliches Individuum eines anderen offenbar zu gleicher Zeit entstandenen Minerals durchsetzt, ohne daß aber zwischen beiden eine Gesetzmäßigkeit in Bezug auf die gegenseitige krystallographische Orientierung stattfindet. < 2 Bull. Comm. Geol. de la Finlande, Nr. 6, 1899. Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 135 Michel Levy dürfte wohl einer der ersten gewesen sein, der diese Bildungen bemerkt hat. Schon in der Abhandlung: »Structure microscopique des roches acides anciennes«! gibt er (Taf. IV, Fig. 1) eine Abbildung des »Granite porphyroide de Vire«, welche die wurmförmigen Fransenin der Um- hüllung eines in jüngeren perthitischen Kalifeldspat eingehüllten Plagioklases deutlich zur Anschauung bringt. Die Beschreibung lautet (l. c. p. 201): »Les debris de feldspath ancien, noyes dans l’orthose recent, sont souvent corrodes et infiltres sur leur bords, et aux Nicols croisees ces infiltrations, comme guillochees presentent des jeux de coloration tres caracteristiques.« Und bei der Beschreibung des Bildes (p. 229): »Quelques cristaux en debris presentent des corrosions et des infiltrations vermiculdes, ä aspect caracteristique«. In dem französischen Fundamentalwerk unterscheiden Fouque und Michel Levy? ganz scharf diese Gebildeals»quartz vermiculee« vondemeigentlichen Mikropegmatit, bei welchem die in Feldspat einge- wachsenen Quarzstengel gewöhnlich geradlinig begrenzt sind, und beschreiben sie als »formes hierogly- phiques a contoures courbes ou des apparences vermiculaires«. Als »Quartz vermiculaire« erscheint diese Bildung dann sehr häufig in der französischen petrogra- phischen Literatur. Wie man aus den Beschreibungen ersieht, faßt M. Levy diese Gebilde als Ergebnis einer Korrosion des älteren Plagioklases durch das Magma, das den jüngeren Orthoklas produziert. J. Romberg? hat bei der Beschreibung argentinischer Granite die Aufmerksamkeit auf allerhand Quarz- und Feldspatbildungen gelenkt, für die ihm sekundäre Bildungsweise wahrscheinlich dünkte. Hierunter befindet sich unzweifelhaft auch Myrmekit, den er, einem Gebrauche Rosenbusch’ folgend granophyrische Verwachsung von Feldspat und Quarz nennt. Er gibt eine Anzahl gute Abbildungen (Taf. IX, Fig. 15, 16, 17, 18). Die Beschreibungen Romberg’s heben manche Momente richtig hervor, so das Auftreten der Verwachsungen an den Rändern der Mikroklindurchschnitte. Die Gründe, die er dafür vorbringt, daß diese Gebilde Produkte der Verwitterung seien, sind nicht zwingend. Allerdings folgen den gekerbten Säumen von Myrmekit um KRalifeldspat öfters in etwas verwitterten Graniten 'trübe Verwitte- rungszonen. Das rührt aber davon her, daß die Verwitterung auf allen Trennungsfugen zwischen den Gesteinskomponenten angreift. Es gibt Myrmekit in ganz unverwitterten Gesteinen. ü Bei der Beschreibung der Tonalite der Rieserferner hatte ich Gelegenheit, mich über diese Gebilde zu äußern, die mir schon viel länger bekannt waren. Ich lernte diese Objekte, die wir jetzt Myrmekit nennen, zuerst kennen beim Studium von Granitgneisen aus dem niederösterreichischen Waldviertel.! Ich beschrieb den Myrmekit damals, wie folgt: »Der Quarz findet sich (in Augengneis zwischen Krems und Stein) auch in sehr schönen pegmati- tischen Verwachsungen mit Feldspat, welche an der Ausfüllung der Zwischenräume zwischen den Feld- spataugen einen großen Anteil haben. Diese Verwachsungen bestehen aus rundlichen Körnern von Feld- spat, welche oft zu mehreren traubig aggregiert sind. Jedes Korn ist von einem System im ganzen radial verlaufender, gebogener und verästelter Quarzstengel durchwachsen.« Diese Beschreibung ist noch etwas mangelhaft. Es wäre zu ergänzen, daß die rundlichen Feldspat- körner stets aus saurem Plagioklas bestehen, ferner daß die Myrmekitkörner stets an Kalifeldspat gebunden sind, in dessen Rinde sie sich in der Regel einsenken, und daß die Gruppen von Quarzstengeln 1 Bull. Soc. Geol. de France 8® serie, tome III, 1874. 2 Mineralogie micrographique, 1879, p. 193. 3 Julius Romberg, Petrographische Untersuchungen an argentinischen Graniten. Neues Jahrb. f. Min., B. Bd. VIII, 1892. 4 Die Gneisformation des niederösterreichischen Waldviertels. Tschermak’s Min. u. petr. Mitt. IV, 211, auch 201 und sonst passim (1881). 136 F. Becke, in der Richtung gegen das Innere des Kalifeldspates divergieren, als ob das ganze Gebilde vom Rande her in den Kalifeldspat hineingewachsen wäre. Ebenso ist die Konvexität der Plagioklaskörner immer dem Kalifeldspat zugekehrt. Der Beschreibung dieser Gebilde in der Arbeit über den Tonalit der Rieserferner! ist nicht mehr viel hinzuzufügen, obwohl ich dieDeutung, die ich dort befürwortete, nicht mehr aufrecht erhalten kann. Ich hatte das, was Sederholm später Myrmekit nannte, dort als »Mikropegmatitzapfen« bezeichnet und als letzte magmatische Ausscheidungen aufgefaßt. Ich hatte zwar den Unterschied gegenüber den eigent- lichen Mikropegmatit-Bildungen bemerkt, aber beides für Bildungen derselben Art gehalten. In derselben Weise wurde auch der Myrmekit in den Gesteinen der südkärntnerischen Aufbruch- zone von H. Graber? aufgefaßt. Die Beobachtung, daß rings von Mikroklin umschlossene Plagioklas- körner einen Saum von Myrmekit aufweisen, was Graber auch abbildete,? wurde dahin zu erklären versucht, daß das Plagioklaskorn über oder unter der Schliffebene doch mit dem Rande des Mikroklin- korns zusammenhänge. Inzwischen hatte K. Futterer* vorzügliche Abbildungen dieser Gebilde publiziert und beobachtet daß die schönsten Mikropegmatitzapfen-Myrmekite (er bezeichnet sie als granophyrische Verwachsungen wie J. Romberg) auch von Sprüngen aus in den Feldspat hineinwuchern. Er betont auch ihr reichliches Auftreten im Streckungshof der großen Mikroklinkörner des dynamometamorphen Granitporphyrs.° Weniger klar sind die Beschreibungen dieser Gebilde, und die Angabe, daß es sich um granophyrische Verwachsung von zweierlei Feldspat handle, ist entschieden unrichtig. Futterer sieht in diesen Gebilden die Ausfüllung von Hohlräumen, die bei der Zertrümmerung und Streckung des Gesteins durch Gebirgsdruck entstehen; das halte ich für unrichtig. Im Jahre 1899 veröffentlichte J. J. Sederholm® eine interessante Studie über das Grundgebirge von Finnland. Zweimal kommt er hier auf diese Gebilde zu sprechen, die er mit dem Namen Myrmekit belegt. P. 108 spricht er von Orthoklaskörnchen, die an der gegenseitigen Grenze der Feldspate zum Teil als sie durchziehende Schnürchen auftreten und mit radialstrahlig angeordneten, wurmartig gekrümmten Quarzstengeln (Quartz vermiculaire von Michel Levy) verwachsen sind. P. 112 gibt er in Figur 62 und 63 gute Abbildungen dieser Verwachsung und schildert das Auftreten der »warzenähn- lichen Verwachsungen zwischen Feldspat, ganz vorwiegend Oligoklas, und wurmartig gekrümmten Quarzstengelchen«. Er unterscheidet diese Gebilde scharf von dem echten Mikropegmatit, von dem sie auch genetisch verschieden sind. Er findet, daß Myrmekit in reichlicher Menge dort auftritt, wo sich Mörtelstruktur (Törnebohm) entwickelt hat. Doch unterscheidet sich diese Mörtelstruktur von derjenigen, welche man in Graniten antrifft, die eine vorwiegend mechanische Metamorphose durchgemacht haben. »Es scheint somit der Myrmekit nur metamorph, und zwar bei solchen Prozessen gebildet zu werden, welche der Kontaktmetamorphose nahe stehen, also bei erhöhter Temperatur und Vorhandensein von reichlichen Lösungsmitteln. « I Petrographische Studien am Tonalit der Rieserferner. Tscherma’k Min. petr. Mitt,, XIII, 411. 2H. Graber, Die Aufbruchzone von Eruptiv- und Schiefergesteinen in Südkärnten. Jahrbuch der geol. Reichsanst. 47. 1897. Sale. pP. 201. 4 Über Granitporphyr von der Griesscharte in den Zillertaler Alpen. Ein Beitrag zur Kenntnis dynamometamorpher Strukturen. . Min., Bd. IX, 1894. 7 a 5 Das Gestein der Griesscharte ist in der Tat eine Apophyse am Westende der großen Zentralgneismasse des Zillertaler Hauptkammes. Dasselbe Gestein tritt im Schlegeistal auf der westlichen Tallehne als Randzone des Tonalitkernes auf. Die Bezeich- nung als Granitporphyr ist etwas gesucht. Ohne Schieferung wäre es ein porphyrartiger Granit, aber kaum ein Granitporphyr. 6J.J. Sederholm, Über eine archäische Sedimentformation im südwestlichen Finnland. Bull. Comm. Geol, de la Finlande, Nr. 6, 1899), Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 137 In neuerer Zeit hat sich gelegentlich W Bergt! mit dem Myrmekit beschäftigt. Er findet keine Ver- anlassung, Gebilde in körnigem Gneis, die mit Sederholm’s Myrmekit identisch sind, für sekundär zu halten. »Sein den übrigen Gemengteilen durchaus gleichartiges Auftreten läßt ihn als eine dem Mikro- pegmatit entsprechende ursprüngliche Verwachsungsform erscheinen.« Diese Aussage kann richtig oder unrichtig sein; es kommt auf die Definition dessen an, was man unter ursprünglich verstehen will. Entschieden unrichtig ist es aber, wenn gesagt wird, daß Sederholm die in Rede stehenden Ver- wachsungen zuerst beschrieben hätte. In der Beschreibung hat Sederholm mindestens 3 bis 4 Vor- gänger gehabt. In letzter Zeit hat Petrascheck® dem Myrmekit ein eigenes Kapitel gewidmet gelegentlich der Untersuchung von Gesteinen der Brixener Masse und ihrer Randbildungen. ü Er diskutiert eingehend die über Myrmekit aufgestellten Ansichten, stellt die eigenen Beobachtungen zusammen, unter denen insbesondere von Wichtigkeit ist, daß die Myrmekitsäume sıch nur dort ent- wickeln, wö Plagioklas an Kalifeldspat grenzt, und dort ausbleiben, wo Plagioklas oder Kalifeld- spat an Quarz grenzen, daß ferner hie und da ein äußerster Saum der Myrmekitrinden (äußerst in der Richtung gegen den Kalifeldspat hin genommen) aus fast reinem Albit besteht, identisch mit den gröberen perthitischen Albitspindeln des Kalifeldspates, und daß dieser Albitsaum frei ist von den Quarz- stengeln. Bezüglich der Bildungsweise des Myrmekits diskutiert er verschiedene Möglichkeiten: Aussonderung eines Gehaltes von Quarz und Plagioklas, der ursprünglich im Kalifeldspat gelöst gewesen sei nach Art einer festen Lösung; Reaktion zwischen Kalifeldspat und Plagioklas; direkte Erstarrung als letzter Magmarest. Keine von diesen Aussichten läßt alle Erscheinungen befriedigend erklären. »Auf jeden Fall aber halten wir den Myrmekit für eine primäre und magmatische Bildung. « Wir werden dem Myrmekit in den später folgenden Gesteinsbeschreibungen oft begegnen. Als allge- meines Resultat ergibt sich folgendes: 1. Der echte Myrmekit besteht aus halbrunden oder kegelförmigen oder krustenartigen Wucherun- gen von Plagioklas mit wechselndem, aber meist niedrigem Anorthitgehalt, welche von gekrümmten, bis- weilen verästelten Quarzstengeln durchwachsen werden. Die Quarzstengel erweisen sich in der Regel auf größere oder kleinere Strecken als Teile desselben Individuums. 2. Myrmekit findet sich ausschließlich in Zusammenhang mit Kalifeldspat (Mikroklin), und zwar am häufigsten in die Rinde der Mikroklinkörner eingesenkt, bisweilen umsäumt er auch darin eingeschlossene Plagioklase und siedelt sich auch auf Klüften und Sprüngen des Kalifeldspates an. 3. Es besteht kein konstantes Verhältnis zwischen der Größe des Kalifeldspates und der an seinem Rande auftretenden Myrmekitzone. Man kann also den Myrmekit nicht auffassen als eine Ausscheidung von Substanzen, die im Kalifeldspat etwa nach Art einer festen Lösung vorhanden waren. Es kann Myrmekit den Kalifeldspat auch völlig verdrängen. 4. Der Feldspat der Myrmekitkörner hat keine gesetzmäßige Orientierung zum Kalifeldspat, in den er eingesenkt ist, aber er erweist sich häufig als eine Fortwachsung angrenzender Plagioklase. Diese Fortwachsungen scheinen sich selten an den P-Flächen des Plagioklases zu entwickeln, häufig dagegen an den Vertikalkanten und an den y-, o- und x-Flächen. Nur wenn Myrmekit als Fortwachsung an orien- tierten Plagioklaseinschlüssen auftritt, ist er natürlich so wie diese auch parallel zum Wirt orientiert. ı W. Bergt, Zur Geologie des Coppename- und Niekerietales in Surinam (Holländisch-Guyana). Samml. des Geolog. Reichs- museums zu Leiden, Serie 11, Bd. Il, Heft 2. 2 W. Petrascheck, Über Gesteine der Brixener Masse und ihrer Randbildungen, Jahrbuch der Geol. Reichsanst. 54 (1904), 47. Denkschriften der mathem.-naturw. Kl. Bd. LXXV. 18 138 F. Becke, >. Der Myrmekitfeldspat grenzt sich gegen den Kalifeldspat stets durch konvexe Flächen ab und die Quarzstengel sind divergent strahlig und ungefähr normal zu dieser Oberfläche gestellt. Hiedurch wird der Eindruck geweckt, als würde der Myrmekit stets einwärts in den Kalifeldspat hineinwachsen. Die Grenzfläche zwischen Kalifeldspat und Myrmekit erscheint in frischen Gesteinen vollkommen scharf, bis- weilen etwas gekerbt oder gezähnelt. 6. Die Myrmekitbildung scheint älter zu sein als die Bildung von Muscovit und Epidot aus Plagio- klas. Denn man trifft bisweilen Gesteine, in denen die Myrmekitkörner ähnlich wie die Gesteinsplagioklase mit Schüppchen von Kaliglimmer und kleinen Epidotnadeln durchsetzt sind. Wenn in einem Gestein, dessen Kalifeldspate mit Myrmekit umsäumt sind, sich um die Feldspate Gleitflasern von Muscovit'entwickeln, so schneiden diese an den der Schieferung parallelen Flächen der Feldspatkörner den Myrmekit von seiner Unterlage ab. Die Myrmekitkörner bleiben im Feldspatauge sitzen. In den Streckungshöfen können sich die Myrmekitkörner wohl von dem zugehörigen Feldspatauge abtrennen und sich zu mehreren anhäufen. 7. Die Zusammensetzung des Plagioklasgrundes im Myrmekit schwankt, wie es scheint, mit der chemischen Zusammensetzung des Gesteins. Durch Vergleich der Lichtbrechung mit den Quarzstengeln läßt sich die Bestimmung leicht vornehmen. So fand ich: In der aplitischen Randfacies des Tonalits der Rieserferner eSrkaeovertse>« sauren Oligoklas. Im mikroklinreichen Randgranitit desselben Gesteins > .o=d.u>Y.e>d basischen Oligoklas. Im Kerntonalit des Reinwalds basischen Andesin. Hermann Graber fand im Tonalit von Wistra er aeo lo er Io; basischen Andesin. sauren Andesin. Im Granitit von Südkärnten sauren Oligoklas. Petrascheck fand im Granitit von Mauls Sn > De Bee sauren Oligoklas. Im Pegmatit (Quarzfrei) nach der Auslöschungsschiefe im Schnitt a — 14° fast reinen Albit. Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 139 8. Die Quarzmenge im Myrmekit unterliegt Schwankungen, und zwar scheint sie um so größer zu sein, je reicher der Plagioklas des Myrmekits an Anorthitsubstanz ist. (Vergl. die Angaben weiter unten.) Aus der Zusammenstellung der verfügbaren Daten scheint hervorzugehen, daß die Zusammen- setzung des Myrmekits einigermaßen abhängt von der Gesamtzusammensetzung des Gesteins und daß um so anorthitreicherer Plagioklas zur Bildung kommt, je kalkreicher das Gestein. In der Tonalitarbeit habe ich mich zwar mit einer gewissen Lebhaftigkeit gegen die Annahme einer sekundären Bildung des Myrmekits ausgesprochen, ich kannte aber damals noch nicht die häufigen Fälle, wo Myrmekit mitten in den Kalifeldspaten steckende Plagioklase umsäumt, die doch wohl nicht alle in der Weise erklärt werden können, wie dies Graber unter dem Eindruck meiner Darstellung versucht hat. Diese Fälle sind zu häufig, als daß man den Zusammenhang mit der Rinde des Kalifeldspates über oder unter der Schlifffläche suchen dürfte. Endlich gibt es Fälle, wo ohne Zweifel von Sprüngen aus Myrmekit sich in den Kalifeldspat ein- frißt. Ein sehr deutlicher Fall dieser Art ist in Fig. 6, Taf. 1, abgebildet. Ich muß daher jetzt annehmen, daß der Kalifeldspat früher vorhanden war und der Myrmekit sich in dem schon fertigen Kalifeldspat unter Verdrängung desselben gebildet hat. Insofern hat J. Rom- berg richtig beobachtet und geschlossen. Als Verwitterungsprodukt möchte ich ihn allerdings nicht bezeichnen. Auch für ein Erzeugnis der Kataklase, worauf Futterer’s Ansicht hinausläuft, kann ich den Myrmekit nicht halten. Denn er spielt bei deutlich kataklastischen Strukturen eine ganz passive Rolle und findet sich namentlich auch in Gesteinen, welche von Kataklase sonst frei sind. Nicht zu verkennen sind seine Beziehungen zur Krystallisationsschieferung. Mit dieser ist er durchaus verträglich; nur ist hervorzuheben, daß er auch in Gesteinen auftritt, die von Schieferung über- haupt frei sind. Gesteine mit ganz reinen Erstarrungsstrukturen scheint er zu meiden, wie schon Sederholm für die Rapakiwigesteine hervorhebt. Ich kann angeben, daß ich ihn in Schliffen von Granit von Predazzo vergeblich gesucht habe. Auch in Schliffen des Granits vom Brocken habe ich ihn nicht finden können. Die Myrmekitbildung ist wohl auf Tiefengesteine und krystallinische Schiefer beschränkt. In eigentlich vulkanischen Gesteinen dürfte sie kaum vorkommen. In Kontaktgesteinen kann Myrmekit dann vorkommen, wenn sie Kalifeldspat führen. Mit dem eigentlichen Mikropegmatit, dessen Natur als Eutektikum von Feldspat und Quarz zuerst von Teall auf Grund des Auftretens und der Beschaffenheit befürwortet, in neuerer Zeit von Vogt mit guten Gründen gestützt wird, hat derMyrmekit vieles gemeinsam. Es kann wohl aus der ganzen Beschaffen- heit dieser Gebilde mit Recht gefolgert wurden, daß Plagioklas und Quarz sich gleichzeitig gebildet haben. Ein Unterschied liegt darin, daß im Mikropegmatit die Quarzstengel häufig geradlinige Umrisse zeigen, im Myrmekit dagegen gebogene runde Formen die Regel sind. Mikropegmatit füllt Lücken im Gesteinsgewebe zwischen älteren Gemengteilen, die vom magma- tischen Eutektikum eingenommen waren, hat daher keine selbständigen Grenzen; Myrmekit frißt sich in bereits vorhandene Kalifeldspate ein und ist gegen diesen durch konvexe, bisweilen etwas gekerbte oder gezähnelte scharfe Grenzen geschieden. Wenn man aus diesen Tatsachen einen Schluß ziehen dürfte, so ist es der, daß die Myrmekit- bildung sich in einer Phase der Gesteinsbildung zu vollziehen scheint, die sich unmittelbar an die Erstarrung anschließt, also zu einer Zeit, wenn die Temperatur noch der Erstarrungstemperatur nahe steht und noch Lösungsmittel im Gestein vorhanden sind. Man müßte annehmen, daß Kalifeldspat nicht mehr bestandfähig wird, daß die Lösungsmittel Na, Ca herbeiführen, K fortnehmen, das vielleicht gleichzeitig zur Glimmerbildung verarbeitet wird, deren Spuren man ja vielfach in den Gesteinen antrifft. 15* 140 F. Becke, Ist dieser Gedankengang richtig, so sollte die Quarzmenge in den Myrmekitkörnern in einem gewissen Verhältnis stehen zu dem Anorthitgehalt des Myrmekitkornes. Beim Austausch von Na für K, würde ja die ganze SiO,-Menge des Kalifeldspates für die Albitbildung aufgebraucht. Dagegen wird beim Ersatz von K durch Ca ein Teil der Kiesetsäure in Freiheit gesetzt und der Myrmekit sollte um so quarzreicher sein, je reicher sein Plagioklas an Anorthitsubstanz ist. In der Tat sind die äußersten Säume der Myrmekitkörner im Granitit von Grasstein, wie Petra- scheck zeigte, quarzfrei. Den entgegengesetzten Fall bilde ich hier in einem Myrmekit ab, der in Granit- gneis von Stillup beobachtet wurde. Hier nehmen manche Myrmekitkörner an der inversen Zonenstruktur teil (nicht alle). Der innere Teil besteht aus Oligoklas-Albit (7’ < ®), der äußere Saum aus Oligoklas (Y' = »); der Unterschied in der Menge der eingewachsenen Quarzstengel springt in die Augen (Taf. 2, Rie-2). In einem anderen Schliff desselben Gesteins besteht das hier deutliche Zwillingsstreifung tragende Plagioklaskorn aus Oligoklas-Albit. Die Zahl der Quarzstengel ist ziemlich gering (Taf. 2, Fig. 20). In Tonalit vom Reinwald bestehen die Myrmekitpartien, welche hier häufig die kleinen Kalifeldspatkörner ganz zu verdrängen scheinen, aus Andesin (e — a), (we < y'). Die Menge der Quarzstengel ist augen- scheinlich größer. (Taf. 2, Fig. 22.) Die Quarzmenge im Myrmekit exakt zu messen ist allerdings schwierig. Doch findet man Stellen, wo die Quarzstengel beiläufig gerade und parallel laufen. Im Granitgneis von Stillup fand ich an solchen Stellen das Verhältnis der Breite der Quarzstengel zu der Breite der dazwischen liegenden Feldspatpartien wie 1:4 oder 1:5, bei Myrmekit des Tonalites aus Andesin bestehend, wie 1:2 oder 1:11),. Diese approximativen Zahlen sind zu einer Ausrechnung des Mengenverhältnisses nicht recht taug- lich, da ja der Querschnitt der Quarzstengel zu unregelmäßig ist. Immerhin deuten sie einen nicht unbe- trächtlichen Unterschied in dem Sinne an, daß der Myrmekit um so quarzreicher wird, je reicher sein Plagioklas an Anorthitsubstanz. Die Sache verdient jedenfalls genauer geprüft zu werden und ich behalte mir vor, am Schluß unserer Untersuchungen nochmals auf diese Frage zurückzukommen. Die hier dargelegte Auffassung des Myrmekits dürfte mit manchen Erscheinungen in Einklang stehen, die darauf hindeuten, daß ein in Erstarrung befindliches granitisches Gestein die Fähigkeit hat, an die Umgebung K abzugeben und im eigenen Gesteinsgewebe K-haltige Minerale entstehen zu lassen. (Biotitbildung in den Kontaktgesteinen, Biotitbildung aus Hornblende, Muscovitbildung im Granit selbst). Nicht aufgeklärt ist, woher Na und Ca stammen, die dem Kalifeldspat zugeführt werden müssen, um Myrmekit zu erzeugen. Man könnte allenfalls an eine Lösung denken, die die Bestandteile der Plagio- klase enthielte. Anhang. Beobachtungen über die optische Orientierung bestimmter Plagioklasmischungen. im folgenden sind jene Einzelbeobachtungen zusammengestellt, welche bei der Konstruktion -der Projektionen bestimmter Plagioklastypen Verwendung fanden, auf denen also die Bestimmungsdiagramme beruhen. Albit. Die Bestimmung der Lage der optischen Achsen am Albit von Amelia ergab: ! A o— —491/,°, A= + 643/,° I We — IHN USE 1 F. Becke, Optische Orientierung des Albit von Amelia, Viginia. Tschermaks M. P. Mitt., XIX, 321 (1900). Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 141 Die Brechungsexponenten wurden gefunden: 05 9283 12% = 00102 bi ıloaepı —le5387 Die Auslöschungsschiefen auf den 3 wichtigsten Schnitten sind (in Klammern stehen die aus der Achsenposition berechneten Werte): M= + 20° (19-8) P=z+4° (8'2) a=—14° (14) Die chemische Zusammensetzung des optisch untersuchten Materials 1 ergab einen Anorthitgehalt von zirka O"/o. Oligoklas-Albit. Für diesen Typus standen zur Verfügung: meine Bestimmungen an Oligoklas-Albit von Sobot und Wilminston,? ferner die von H. Tertsch an einem vorzüglichen Material von Bamle.? Die-Zusammen- setzung der ersten beiden Plagioklase, die schon Max Schuster untersuchte, ist bekannt.“ Der Plagio- klas von Bamle dürfte den Oligoklas-Albiten von Sobot und Wilmington sehr nahe kommen, aber etwas reicher an Anorthitsubstanz sein. Nimmt man das Mittel der drei Orientierungen, so kann man den mittleren Anorthitgehalt mit 13°), annehmen. E Anorthitgehalt A B 9 IS 0) N Sobot 12:89, — 465° + 665° + 475° + 865° Wilmington . . 13:5°/, —45:6° + 669° + 47:9° + 859° Bannlewe ? — 45° + 68° + 47-1° + 83:9° Mies AS, —45:7° + 67:1° + 47:5° + 85°4° Abgerundet . —19° + 87° u Az) © + 851/,°. Von Bestimmungen der Brechungsexponenten liegen vor: 0. B Y —-@ So 5337 1-5376 1-5429 0:0092 Banıle se re 1-5385 1-5433 0:0087 Mittel . 15341 15381 15431 0-0090 1 Franz Erben und L. Ceipek, Analyse des Albit von Amelia. M. P. Mitt., XX, 85, (1900). 2F.Becke, Optische Orientierung des Oligoklas-Albit. M. P. Mitt., XX, 55 (1900). 3H. Tertsch, Optische Orientierung von Feldspaten der Oligoklasgruppe. M. P. Mitt., XXII, 159 (1903). 4 Analyse des Plagioklas von Sobboth in Steiermark von A. Smita. Min. Mitt. (1877), 265. — Analyse des Plagioklases von Wilmington von Teclu. Ebenda (1871), 55. 142 F. Becke, Auslöschungsschiefen (in Klammern die aus der Achsenposition abgeleiteten): 122 M a Sobot a en en oe DE er a ee Kae) Wilmington „+ 2° er) ee (2) —_ 1°20 (725°) Bamler ... 20.0 0er ee zes tan verehl (12°16) —7°18' (6°37°) Mittel der Beobachtung . + 2° 7’ er 2 101 —1°483 Berechnet aus der mittleren Achsenposition . + 2° + 13° —8° Oligoklas. Von Oligoklas wurden dem verfügbaren Material entsprechend, 2 Typen aufgestellt: I. SL B Anorthitgehalt ® rk 9 IN Oligoklas von Ytterby !. ? —41!/%,° + 68° + 48° + 71%),° Bakessyilleen > 2.22 22295 —42° + 70:4° + 45° + 68° Abgerundetes Mittel . 20°), — 42° + 69° + 44° + 70° Auslöschungsschiefen (aus der Achsenposition abgeleitete in Klammern): ıB M a Yiterbyu ne un er 09 res 8.6 Dee u Bakersville 6 aa ee) + 7°3014 (6°32)° (+ 0°45) Aus der mittleren Achsenposition.. . . . + 1° E67 — Brechungsindizes: [7 B Y Y—a Bakersuillen 22 2 2200219888 1:5428 1:54693 0:0075 1. Oligoklasvon Twedestrand: Orientierung der Achsen: A B Anorthitgehalt ® IS ) 7 Becker a —40:4° an eo + 41:0° + 60:1° lertsch ln 0. Mm2nlın = 39182 + 708° + 40:9° + 594° Mittel abgerundet 25°), —40° + 72° + 41° + 60° 1 Unveröffentlichte Beobachtung an einem Exemplar der Prager Universitätssammlung. Die chemische Zusammensetzung dürfte merklich weniger als 200/, An-Gehalt entsprechen. 2H. Tertsch, 1. c. 3 Beobachtung von Max Schuster. 3 Beobachtung von Ofiret. 5 Unveröffentlichte Beobachtung an einem Exemplar der Prager Sammlung. 6L.c. Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 142 Auslöschungsschiefen: M P a Beckett Daolre ae oe ee + 1° — kentschüpeoh gm EN Dal SE ll + 7°25 Aus der mittleren Achsenposition.. . . + 3° + 07° u 7° Brechungsexponenten: a B Y Te Becke" co oo „8A 1545 1'549 0008 Teisen . „ 2.8 1:5458 1.5490 00073 Spezifisches Gewicht des untersuchten Materials; Becker 2105 NErSen. 6 0 0 0 2:88. Andesin. "Bis jetzt gibt es noch keine nach zuverlässigen Methoden durchgeführte Orientierung von Andesin an chemisch bestimmtem Material. M. Levy? begnügt sich, die Orientierung von Andesin durch Inter- polation zu ermitteln, und Wülfing? ist ihm hierin gefolgt. v. Fedorow* gibt zwar die Orientierung von Andesinen nach Beobachtungen, aber die Zusammensetzung dieser Andesine ist unbekannt. Meine Bemühungen, an den von Max Schuster hinterlassenen Materialresten von Andesin aus dem Porphyrit vom Dep. Var, dessen Zusammensetzung (zirka 38 bis 39°/, An) von Sipöcz bestimmt worden war, die Orientierung zu ermitteln, sind bisher gescheitert. Ich konnte nur einen für die Orientierung allerdings wichtigen Winkel bestimmen, nämlich den Winkel der zwei ungleichen Achsen in einem Albitzwilling AB’. Ich fand ihn: AB—2360: Dagegen standen mir Dünnschliffe von mehreren ausgezeichneten granitporphyrischen Daciten des Vlegyaszastockes von Nagy-Sebes und Kis-Sebes zur Verfügung, die einen sehr ähnlichen Andesin führen. ? Ich stand nun vor der Aufgabe, mit den mir geläufigen Beobachtungen im konvergenten Licht an den zufälligen Schnitten, wie sie der Dünnschliff darbietet, die Orientierung zu bestimmen. Das Material ist hiezu nicht ungünstig, da reichliche Zwillingsbildung vorhanden ist und die Ein- sprenglinge des Dacits vom Vlegyaszastock keine sehr auffallende Zonenstruktur besitzen. Nur die äußerste schmale Randzone zeigt die normale Zonenfolge von anorthitreicherer zu anorthitärmerer Mischung, der Kern erscheint viel homogener als die Andesine vom Dep. Var. 1 Unveröffentlichte Beobachtung an einem Exemplar der Prager Sammlung. 2 Etude sur la determination des Feldspaths, I. Paris 1894, p. 26, Taf. IV. 3Rosenbusch-Wülfing Mikroskopische Physiographie, Bd. I, 2. Hälfte, p. 340, Taf. XVII. + Zeitschr. f. Kryst. 22. 5 Vergl. Max Schuster in Tschermak’s Min. petr. Mitt., II, p. 181. 144 F. Becke, Nun ist es in der Tat, wenn eine größere Zahl von Durchschnitten zur Verfügung steht, gar nicht schwer, die Orientierung eines Plagioklases durch konoskopische Beobachtungen mit einem genügenden Grade von Genauigkeit zu ermitteln. Im allgemeinen läßt sich das ja leicht verstehen. Die optische Orien- tierung eines Krystalls ist bekannt, wenn man ermittelt hat: die Lage der Achsenebene gegen das krystallo- graphische Projektionsbild; hiezu sind offenbar zwei Daten hinreichend: der Winkel, den die Achsen- ebene mit irgend einer Krystallfläche einschließt, und die Lage der Durchschnittslinie von Achsenebene und Krystallfläche). Ferner die Lage einer der Mittellinien und einer der Achsen in der so bestimmten Achsenebene. Dies sind wieder zwei voneinander unabhängige Daten (statt Mittellinie und Achse könnten auch beide Achsen ihrer Lage nach ermittelt werden). Im ganzen sollten also vier voneinander unab- hängige Beobachtungen genügen, um die Orientierung festzulegen. Verfügt man über mehr, so erhielte man eine Kontrolle der Bestimmung. Beim Andesin liegen die Verhältnisse derart, daß man leicht folgende Beobachtungen anstellen kann. In den Schnitten von Albitzwillingen senkrecht zu a (senkrecht zu M und P) sieht man in beiden Individuen das Bild der Mittellinie 4. Indem man im Mikrokonoskop erst das eine, dann das andere Indivi- duum in die Normalstellung bringt, erhält man mit ziemlich großer Genauigkeit den Winkel, welchen die Achsenebenen beider Individuen miteinander einschließen. Ich fand an verschiedenen Schnitten für diesen Winkel 464°. Die Hälfte davon ist dann der Winkel, den die Achsenebenen mit dem Pol der Zwillings- ebene — M bilden. In denselben Durchschnitten kann man mittels Camera lucida und Zeichentisch den Winkel zwischen den beiden Mittellinien a und @ bestimmen. Er wurde in verschiedenen Schnitten gleich 6°, 3!/,°, 6°, 5°, im Mittel gleich 5° gefunden. Hieraus folgt für den Abstand der Medianzone von a 21/,°. Damit sind zwei Beobachtungen gemacht und zwei Daten gewonnen. In Schnitten, die senkrecht oder nahe senkrecht zu einer optischen Achse liegen, kann man den Winkel 2V bestimmen. ! Im vorliegenden Falle waren Messungen nicht nötig; in der Diagonal- stellung erschien der Achsenbalken so merklich gerade gestreckt, daß mit der Annahme 2V = 90° sicher kein großer Fehler verbunden ist. — Dritte Beobachtung. Trägt man nach den bisherigen Beobachtungen die optischen Achsenebenen, die Mittellinien und die optischen Achsen ein, so fehlt offenbar nur noch eine Beobachtung, um das im Projektionskreis noch schwankende System zu fixieren. Hiezu sind geeignet Schnitte von Karlsbader Zwillingen, welche in beiden Individuen die Achse A einstellen lassen. Man erhält hiedurch den Winkel, welchen die Achse A mit der durch die Normalen der Prismenflächen gelegten Zonenebene [001] einschließt, und braucht nur die Achsenebene mit den eingetragenen Achsen A, B und Mittellinien «, y so lange um den Punkt M (010) zu drehen, bis A in den verlangten Abstand kommt. Dieser Winkel A,A, wurde gefunden zu 14°. Die gewonnene Örientierung kann dann durch andere Beobachtungen geprüft und verbessert werden. Auf diesem Wege wurde für Andesin nach Beobachtungen an Schliffen von Nagy- und Kis- Sebes die folgende Orientierung der optischen Achsen ermittelt. Andesin vom Vlegyasazstock. Orientierung der optischen Achsen: A B o N v x —43° + 80° + 38:5° + 36:5° I Tschermak'’s Min. petr. Mitt., Bd. 24, H. 1,2. Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 145 Auslöschungsschiefen: P—1'4° M — 6° a + 23° An dem jedenfalls sehr nahestehenden Andesin von Dep. Var hat Max Schuster beobachtet: P—1 bis —3:6°, M —4° 30' bis 8°. Die Auslöschungsschiefe in zufälligen Schnitten sehr nahe senk- senkrecht M und P beobachtete ich zu 24°. Eine weitere Kontrolle bietet der Winkel AB’, der sich aus der Achsenorientierung zu 32° bestimmt, während Messungen an geeigneten Schnitten ergeben: Kis-Sebes 291/,°, 33°; Nagy-Sebes 321/,°, 31°, 37°, 33°. Mittel 321/,°. Der analoge Winkel zwischen den ungleichen Achsen eines Periklinzwillings bestimmt sich aus der Projektion zu 37°. Dieser Winkel wurde an einem Durchschnitt von Nagy-Sebes gemessen ABr —= 37°. Endlich kann noch der Winkel herangezogen werden, den die Ebenen der optischen Achsen im Karlsbader Zwilling miteinander einschließen. Indem man im Schnitt, der die optische Achse A in beiden Individuen austreten läßt, einmal das eine, dann das andere Individuum in Normalstellung bringt (Achsenbalken parallel einem Nicolhaupt- schnitt) findet man den Winkel gleich 87°. Diese Messung kann nicht sehr genau angestellt werden. Die Projektion ergibt ihn zu 80°. i Die Zusammensetzung der von mir untersuchten Andesite aus dem Vlegyasza-Stock ist nicht bekannt. Das spärliche Material erlaubte auch keine Analyse. Eine ältere Analyse von Karl Hauer! scheint an ziemlich unreinem Material ausgeführt zu sein, und überdies ist es fraglich, ob das analysierte mit dem optisch untersuchten identisch sei. Indessen ist es möglich durch Vergleich mit dem von Schuster untersuchten Plagioklas vom Dep. Var, dessen Zusammensetzung bekannt ist, einen ziemlich guten Schluß auf die Mischung der vorliegenden Dacit-Feldspate zu machen. Es ist beim Plagioklas von Anorthitgehalt AB’ Iwedessand 0 0 0 a 028% 95 NagyzSepesen nn 32° Dep Ver © 2 0 a 0 0 0 8 36° Nimmt man eine ziemlich gleichmäßige Änderung des Winkels AB’ an, so kommt man für Nagy- Sebes auf 37°/, Anorthitgehalt. Diese Zusammensetzung soll für den optisch untersuchten Andesit ange- nommen werden. Labrador. Für Labrador gibt es ziemlich gute Bestimmungen von v. Fedorow und M. Levy. In neuerer Zeit sind nach zwei verschiedenen und genauen Methoden Bestimmungen von Labradoren vorgenommen worden, welche eine erfreuliche Übereinstimmung ergeben. 1 Verhdl. der Geol. R. A., 1867, 13. Feldspat von Nagy Sebes. SiO, 57'20, Al, 25:12, CaO 6-96, MgO Sp., NaO, 7:28, K,0 1:87, Glv. 1:68. Summe 100°11. Denkschriften der mathem.-naturw. Kl. Bd. LXXV. 19 146 F. Becke, Die Orientierung der optischen Achsen ist: 4A B o x DO 78 nach Wülfing . „2... .—86° + 76° + 35° + 15° Louezizky an. ae. 2 595830/ + 77°80' + 35° + 16°30' Mittel —55°45’ + 76°45’ + 35° + 15°45. Auslöschungsschiefen wurden beobachtet von M r a Bouezizky Da Sn 222 les —ö +28° Die Brechungsexponenten hat derselbe gefunden: a B Ü ® 1:5553 1:5583 1:5632 0:0079 Von keinem dieser optisch untersuchten Labradore sind Analysen vorhanden. Beide dürften etwas mehr als 50 Molekularprozente Anorthit enthalten. Wenn man die Beobachtungen der Auslöschungsschiefen im Schnitt senkrecht zu M und P undauf M, P an nahestehenden analysierten Labradoren von Max Schuster heranzieht, so läßt sich die Stellung des im Projektionsbild dargestellten Labradors in der Reihe der Plagioklase ziemlich sicher angeben: M 12 a Anorthitgehalt Sp. Gew. Labrador von Ojamo, Schuster ......2.--16°40! —5° — >» >» Kabrador Schuster... 0.220 170280, 7, 521802120552 Sl, 2.698 » >» » Wülfingu.Louczizky . —17°15' —6° E20 ? » » Kamenoibrod Schuster n... .,. 2023 —6°48 — 56°), 2:700 Aus dieser Zusammenstellung folgt, daß man für die von Wülfing und Louczizky untersuchten Labradore mit großer Wahrscheinlichkeit den Gehalt von 52 Molekularprozent Anorthitgehalt annehmen kann. Basischer Labrador. Von Plagioklasmischungen mit einem Gehalt an Anorthitgehalt zwischen 50 und 75°/, gibt M. Levy auf Grund der Untersuchungen von Fouque die Orientierung an. Im Heft 1 wurde die Zusammensetzung durch die Formel Ab, An, ausgedrückt, später durch Ab, An,, entsprechend 60°/, Anorthit. Für diese Plagioklasmischung gibt M. Levy eine Orientierung, welche dadurch bemerkenswert ist, daß Achse A nahe an.die Prismenzone heranrückt. Zahlreiche Beobachtungen, die bei verschiedenen Gelegenheiten im Wiener Institut gemacht wurden, ließen nie eine solche Position der A-Achse der basischen Labradore erkennen. 1 Rosenbusch Wülfine. Mikroskopische Physiographie, Bd. 1, 2. Hälfte, p. 340, Taf. XVII. 2 Tschermak Min. petr. Mitt., Bd. 24. Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 147 Nach der von M. Levy gegebenen Orientierung sollte in einem Karlsbader Zwilling, der ungefähr in der Richtung der (110) oder (150) getroffen ist, in beiden Zwillingsin.lividuen die Achse A konoskopisch sichtbar werden. Schnitte ähnlicher Lage findet man nicht selten; sie sind an der grauen Polarisations- farbe, an der verwaschenen Grenze der Lamellen nach dem Albitgesetz leicht kenntlich. Die Orientierung M. Levy’s würde für den Winkel der gleichnamigen Achsen A des Karlsbader Zwillings, den ich mit A,4, bezeichne, verlangen A,4, =4° Ich beobachtete bei solchen Labradoren stets viel größere Winkel. Man kann an solchen Schnitten auch den Winkel messen, den in der Nähe der Achsen A die Achsenebenen der beiden Individuen des Zwillings einschließen. Es ist wichtig, sich vor Augen zu halten, daß bei basischen Labradoren auch die Achsen B von zwei Individuen 1 und 2’ eines Doppelzwillings nach Albit- und Karlsbader Gesetz sich stark nähern und die Ebenen der optischen Achsen sich kreuzen. Doch läßt sich der letztere Fall schon durch die mehr leistenförmige Beschaffenheit der Durchschnitte sowie dadurch unterscheiden, daß bei B, B,' die Sym- metrielinie den spitzen Winkel der optischen Achsenebenen teilt, bei A,A, den stumpfen. Ich gebe hier eine kleine Tabelle von Beobachtungen dieser Art: A,As Winkel der Achsenebenen Anorthitgehalt IAndesin@kiseSche ser in 87° 37°%o Leirado®r s . on 6 ee oo oa od 118° 520), Labrador aus Gabbro, Narenta . . . . .'16:2° 138° Labrador aus Basalt, Insel Ustica . . . . L1!y, 144° WeseleichenulnselWAlporanee 2 2 3777002127 135° Caro von LansenloS8 © co oo 0.6.18 139° Byıtoyznite Nano dal 237 164° 79%, Bytownit Hypersthen-Andesit Nıboramloeu at a 166° Nlborannnsse ea. .230R iz Amorımı Sokammaı son 00 0 00 0 0 A 167° Zwischen Alboran und Somma geht der Winkel der optischen Achsenebenen in ihrem Kreu- zungspunkt in der Nähe von A durch 180° durch, das heißt es gibt einen Plagioklas, bei dem die Ebene der optischen Achsen auf der Prismenzone senkrecht steht, beziehentlich durch die Vertikal- achse geht. : An dem Gabbro aus dem Narentatal in Bosnien, der in manchen Varietäten sehr reich an Feld- spat ist, habe ich versucht durch Kombination verschiedener Beobachtungen die Orientierung der optischen Achsen zu ermitteln. Ich fand außer den beiläufig der Prismenzone angehörenden Schnitten, in denen die Achsen A sicht- bar werden, häufig leistenförmige Schnitte, in denen die Achsen B in den zwei Lamellen 1 und 2’ eines Doppelzwillings sichtbar wurden. 1 Aus der Position der Achsen. F. Becke, Wenn man die Achsenpunkte und Achsenebenen, wie sie sich im Gesichtsfeld darbieten, in eine Projektion einzeichnet, so zeigt sich, daß die Achsenebenen sich mit den Strecken zwischen der Achse und der + Mittellinie y in einem spitzen Winkel schneiden. Die Entfernung der optischen Achsen wurde gefunden: B,Ba' Winkel der Achsenebenen 141/,° 69-4° 25 745 14° Zr Mittel: 13°5. ML In zwei Schnitten der Prismenzone wurde gefunden A,As Winkel der Achsenebenen IzanS 1381/,° 15° 1371/,° Mittel: 16°2° 138° Die hier mitgeteilten Zahlen entsprechen 4 voneinander unabhängigen Beobachtungen und ergeben eigentlich schon die optische Orientierung. Es wurden aber zur Kontrolle noch die weiteren Beobachtungen zu Hilfe genommen: Auslöschungsschiefe im Schnitt _L M, P=35'2°. Diese Schnitt zeigen öfter schwach angedeutet eine Zonenstruktur, in den äußeren Schichten geht die Auslöschungsschiefe herunter bis 33° im Mittel. Auslöschungsschiefe im Schnitt annähernd senkrecht zur Mittellinie « = 30'6°. In einem solchen Schnitt wurde gefunden: Distanz der Mittellinien « in einem Albitzwilling 25°, Winkel der Achsenebenen zirka 70°. Aus diesen Beobachtungen leitete ich folgende Position der Achsen ab: A B ? A v x —06 +76 +23 +83 Aus diesen Achsenpositionen bestimmen sich die zur Konstruktion benützten Größen wie folgt: A,A, = 16° Winkel der Achsenebenen 142° B,B,' = 14° » » » Mo 0,00 88% » > S 60° Ferner die Auslöschungsschiefen: P—10°, M—222, 04% 35%,° ar 319, Y gegen M 342, noegenPEsaza Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. 149 Die Zusammensetzung dieses Plagioklases ist nicht bekannt. Aus den Auslöschungsschiefen auf M und ? würde nachMax Schuster folgen eine Zusammensetzung von zirka 60°/, Anorthit. Um noch eine fernere unabhängige Angabe zu haben, ermittelte ich mittels der Immersionsmethode den Brechungsexpo- nenten und verglich die gefundenen Werte mit denen nahe gelegener chemisch bekannten Plagioklase. Ich fand bei Spaltblättchen den größeren Brechungsexponenten Y’ bei Anorthitgehalt y' Labrador, Kamenoibrod . . . . . 56°), 1'559 » Nanentag 1'563 BytowairNarodalessrse eo), 1'569 Durch Interpolation ergibt sich für den unbekannten Anorthitgehalt von Narenta 63°/,. Bytownit. Für die anorthitreichen Mischungen der Plagioklasreihe stand mir ein kleiner Rest des von G. v. Rath stammenden Materials des Plagioklas von Närödal zur Verfügung, an dem ich schon früher die Position der B-Achse bestimmt hatte.! Mittels Immersion ließ sich an Spaltblättchen nach M auch die Position von A ermitteln. Ich teilte im Sommer 1904 die gefundenen Zahlen Herrn E. A. Wülfing mit, und diese Position wurde in Rosenbusch’ Mikrosk. Physiographie, I, 2, aufgenommen. Diese Achsenpositionen sind: A B ? x 0) \ —96° + 64° u 1207 —1[:8° Die Achse A springt hienach merklich aus dei von M. Levy gezeichneten Achsenbahn heraus. Ich habe, durch diese Abweichung veranlaßt, im Herbst 1905 die Bestimmung nochmals wiederholt, erhielt aber ein fast identisches Resultat, so daß ich die Position für gesichert ansehen muß. Aus der gefundenen Achsenposition ergibt sich: ZVN— 942. Die wichtigsten Auslöschungsschiefen berechnen sich hienach: 2 10, ur a, a 388 An meinen Spaltblättchen wurde gemessen: BD —il8°, M —-30:6°. 1 Bestimmung kalkreicher Plagioklase mittels der Interferenzbilder von Zwillingen. Tschermak’s Min. u. petr. Mitt., XIV, 415 (1894). 150 F. Becke, Max Schuster gibt an: P —15°36’ bis 17°59, M —28°40'. Es schien mir wünschenswert auch die Brechungsexponenten zu bestimmen, soweit die Beschaften- heit des Materiales das zuließ. Zu diesem Zwecke wurden mittels Immersionsmethode an einem Spaltblättchen nach ? gemessen Hz’, % = 11970: Ferner wurde in zwei Spaltstückchen nach ?P und M der Gangunterschied mittels Babinet und die Dicke gemessen. Der Gangunterschied wurde gefunden: P 0:000375 mm, M 0:000 800 5 mm. Die Dicken waren: P. 0:0835 mm, M 0:162 mm. Hieraus folgt y’—o für P 00044, für M 0:00498. Die Winkel zwischen den Flächennormalen und den optischen Achsen sind: PA=&7°, MA = 34° PB=29°% MB)= 70.38. Hieraus folgt nach der Beziehung: (@—.) sin PA sin PB = y'—ıV, aus den Beobachtungen auf P: y—a = 0:00916 und aus den Beobachtungen auf M: 1a = 0:00908. Der letzteren Beobachtung kommt größeres Gewicht zu, so daß man als Mittel annehmen kann: Y—0=0:'0091. Außer dieser Beziehung erhält man noch zwei weitere Gleichungen, in denen a ß y als Unbekannte auftreten, indem man die auf P gemessenen Größen «’ und y’ als Funktionen der Werte «ßYy und der Richtungscosinus der betreffenden Schwingungsrichtungen mit den durch die Achsenpositionen gegebenen Richtungen der Symmetrieachsen der Indicatrix « ßB y ansetzten kann. Dies gibt für die Brechungs- exponenten «ßy drei von einander unabhängige Gleichungen, deren numerische Auflösung unter Weg- lassung der unsicheren 4. Dezimale lieferte: Physiographie der Gemengteile der krystallinen Schiefer. Anorthit. Meine Bestimmung der Achsen von Anorthit! hat durch die Messungen von E.A. Wülfing,? die nach einer wesentlich verschiedenen Methode ausgeführt wurden, volle Bestätigung erfahren. Die Achsenpositionen von Anorthit werden somit wie folgt angenommen: A B © A —631/,° + 57:9° —2 6° —).2° Als Brechungsexponenten verwende ich die Zahlen, welche C. Klein? angegeben hat: 15758 B=5833 1 Sitz. Ber. Wiener Akad. 1. Abt. 108. 1899. 2 Zeitschr. f. Kryst. 36. 1902. 407. 3 Sitz. Ber. Berliner Akad. 19. 1899. 346. Le ER 8 Br Tafel 1. Alle Bilder sind zwischen gekreuzten Nicols aufgenommen. Fig. 1—6. Kalifeldspat. Fig. 1. Feingegitterter Mikroklin mit zackig begrenzten perthitischen Spindeln von Albit neben einem großen Plagioklasdurch- schnitt. Syenitgneis. Aste bei Böckstein. Fig. 2. Großes Mikroklinkorn, Schnitt ungefähr parallel (100) mit unregelmäßig flammiger Zwillingsstreifung, welche nament- lich längs der sehr unregelmäßig begrenzten perthitischen Albitlamellen sichtbar wird. Granitgneis von Gais bei Bruneck, Antholzer Masse. Vergr. 13. Text S. 29. Fig. 3. Dasselbe Korn, Nicols in Diagonalstellung. Die Zwillingsstreifung des Mikroklins und der Albitbänder verschwunden. Diese heben sich durch stärkere Doppelbrechung deutlicher ab und zeigen ihre sehr unregelmäßige Begrenzung. Vergr. 13. Fig. 4. Deutlich gegitterter Mikroklin (Schnitt ungefähr parallel P) neben anscheinend ungestreiften (Schnitt eines Karlsbader Zwillings) Aufhofner Steinbruch bei Bruneck. Vergr. 15. Fig. 5. Grundgewebe des Granitgneises von Gais. Deutlich gegitterter Mikroklindurchschnitt ‚in der Mitte; links unten schräger Mikroklinschnitt mit verwaschenen Lamellengrenzen. Vergr. zirka 35. Fig. 6. Kalifeldspatschnitt ungefähr parallel M. Spaltrisse nach P, feine, etwas zackig begrenzte Lamellen von Albit; vom Rande und längs Sprüngen dringt Myrmekit ein. Granitgneis vom Wildlahner Gletscher, Duxer Kern. Vergr. 15. Fig. 7—12. Plagioklas. Fig. 7. Schnitt von Albit senkrecht zu M und P. Man erkennt die scharfe Zwillingsnaht und die unter 861/,° damit zusammen- stoßenden Spaltrisse nach P. Porphyroblast aus Glimmerschiefer, Hochsäge, S vom Pfitschtal. Vergr. 60 Fig. 8. Schnitt senkrecht zu M und P von Oligoklas-Andesin, körniger Tonalitgneis von Göge. Zillertaler Hauptkamm S vom Thurnerkamp. Außer den feinen Zwillingslamellen nach dem Albitgesetz einige schmale und eine breite Lamelle nach dem Periklin- gesetz. Der Durchschnitt zeigt Andeutungen von Zonenstruktur durch die Verteilung der feinen Nadeln von Klinozoisit. Vergr. 30. Fig. 9. Schnitt ungefähr senkrecht zu «. Oligoklas-Andesin mit vorwaltender Periklinstreifung. Aus demselben Gestein. Fig. 10. Schnitt durch ein großes Plagioklaskorn. Albitzwilling, in beiden Individuen je eine Achse sichtbar, AB" — 23°, Man beachte die verwaschene Zeichnung der Albitlamellen. Aus pegmatitischem Gneis von Wielenbach, Randfazies des Antholzer Granitgneises. Vergr. 30. Fig. 11. Albit, Zwilling nach dem Albitgesetz. Achsenschnitt für AB'. Porphyroblast aus Glimmerschiefer von der Hochsäge = Fig. 7. Vergr. 30. Fig. 12. Achsenschnitt durch einen Doppelzwilling von Oligoklas-Andesin aus körnigem Tonalitgneis von der »Göge« — Fig. 8 und 9. Siehe Text S. 32. Becke, F.: Physiographie der Gemengteile der kristalinen Schiefer, Feldspate. 1 Fi or TS Fig. 12 Kunstanstalt Max Jafle, Wien. Denkschriften d. kais. Akad. d. Wiss, math.-naturw. Klasse, Bd. LXXV. Tafel I. Fig. 13—17 Inverse Zonenstruktur der Plagioklase. Fig. 13. Porphyroblast von Albit mit Hülle von Oligoklas-Albit; Grünschiefer, Bärental bei Steinhaus. Vergr. 30. Fig. 14. Porphyroblast von Albit mit ausgespitzten Fortwachsungen von Oligoklas-Albit. Schnitt durch einen Albitzwilling | des linken Individuums. Dieses hat Auslöschungsschiefe + 17°, die zipfelförmigen Fortwachsungen + 6:0° Aus Glimmer- schiefer, Lappacher Joch. Vergr. 30. Fig. 15. Plagioklas im Grundgewebe von Diorit-Amphibolit, Groß-Trog S vom Mösele; basische Ausscheidung im Tonalitgneis. Inverse Zonenstruktur, Zwillingslamellen. Vergr. 100. Fig. 16. Porphyroblast von Albit mit Hülle von Oligoklas-Albit, Albitzwilling-Schnitt AB'. Linke Hälfte zeigt starke Unter- schiede in der Interferenzfarbe, hier tritt 3 aus; die rechte Hälfte zeigt kaum merkliche Abschattierung von Kern und Hülle. Grün- schiefer Bärental bei Steinhaus. Vergr. 30. Fig. 17. Grundgewebe von schiefrigem Tonalitgneis, Roßrucken, Berliner Hütte. Die granoblastischen Plagioklase zeigen durch- wegs inverse Zonenstruktur. Vergr. 40. Fig. 13—19. Schachbrett-Albit. Fig. 18. Typische Entwicklung von Schachbrett-Albit in stark kataklastischem Granitgneis vom Kellerjoch. Am oberen Rand des Feldspatkornes zeigt sich die Anwachszone von Albit, in welcher die Schachbrettstruktur [einer feinen gestreckten Zwillings- lamellierung Platz macht. Fig. 19. Körner von Schachbrett-Albit mit Anwachszone im Sericit-Quarzit von Schönberg. Fig. 20—22. Myrmekit (vergl. auch Taf. I, Fig 6). Fig. 20. Myrmekit am Rande eines dunkel gestellten Kalifeldspates. Man erkennt Zwillingstreifung im Feldspat, der sich konvex und schart gegen den Kalifeldspat abgrenzt. Diese Quarzstengel laufen deutlich auseinander in der Richtung gegen denjKali- ‚feldspat. Nach der Lichtbrechung (w = 7', = ) &') liegt saurer Oligoklas vor. Aus Granitgneis, Vinzenzhütte, Stillup. Vergr. 30. Fig. 21. Myrmekit am Saum eines fast auf dunkel gestellten Kalifeldspates. Der Plagioklas zeigt inverse Zonenstruktur. Der innere Teil mit spärlichen Quarzstengeln ist nach der Lichtbrechung (w ) y', e) =') Oligoklas-Albit: der äußere Saum, der auf dunkel eingestellt ist und zahlreichere Quarzstengel enthält, ist Oligoklas (w — y', = ) @'). Granitgneis, Stillup. Vergr. 30. Fig. 22. Myrmekit in Kerntonalit vom Reinwald Rieserferner. Der früher wohl auch hier vorhandene Kalifeldspat ist ganz ver- drängt. Der Feldspat ist Andesin (w( y',e = u), rechts ein senkrecht zur Achse getroffener Apatit. Verg. 30. Becke, F.: Physiographie der Gemengteile der kristalinen Schiefer, Feldspate. Tata I “ \ \ N R Ak RE GE A Kunstanstalt Max Jaffe, Wien. Denkschriften d. kais, Akad, d. Wiss, math,-naturw. Klasse, Band LXXV. IV. CHEMISCHE ANALYSEN VON KRYSTALLINEN GESTEINEN AUS DER ZENTRAL- KEITE DER OSTALPEN VON BeBEEKE W.M. Mit 17 Textfiguren VORGELEGT IN DER SITZUNG»+AM 11. JULI 1912 Einleitung. % Während der durch viele Jahre fortgesetzten petrographischen Studien an den krystallinen Gesteinen der Ostalpen hat sich eine große Zahl von Gesteinsanalysen angesammelt; obzwar diese Studien noch nicht völlig abgeschlossen sind, schien es doch zweckmäßig, dieses reiche Tatsachenmaterial nicht länger zurückzuhalten; manche Arbeit wird durch diese Publikation erspart, andere durch die Darbietung von Vergleichszahlen gefördert, dem Fortschritt der Erkenntnis genützt werden. Ich habe mich daher entschlossen, diese Gesteinsanalysen im Zusammenhang zu veröffentlichen. Zum Verständnis war es notwendig, einige orientierende Worte über das Auftreten der analysierten Gesteine vorauszuschicken; ferner werden gleichzeitig mit der Analyse einige allgemeine Resultate der Unter- suchung mit veröffentlicht, während die genaueren Angaben über die Einzelheiten später nachfolgen werden. Insbesondere die Dichtebestimmungen, ferner die Angaben über den Feldspatgehalt werden hier in ihren zahlenmäßigen Resultaten mitgeteilt. Die Analysen sind zum größten Teil im Laboratorium E. Ludwig nach den dort üblichen Methoden durchgeführt worden. Es sei mir gestattet, dem Vorstand dieses Laboratoriums den herzlichsten Dank dafür auszudrücken, daß er durch viele Jahre hindurch die Ausführung dieser Arbeiten unter seiner fort- währenden Kontrolle ermöglichte; ferner den Herren, die unter dieser bewährien Leitung die Analysen ausführten. Sie sind bei den einzelnen Analysen genannt. Eine kleinere Anzahl wurde im mineralogisch-petrographischen Institut der Wiener Universität, eine fernere Anzahl im Laboratorium der landwirtschaftlichen Hochschule in Tetschen-Liebwerd von Herrn Pfohl, endlich einige von Herrn Prof. Max Dittrich in dessen Laboratorium in Heidelberg ausgeführt. Die Ausführung dieser Analysen wurde von der kais. Akademie der Wissenschaften in Wien durch Subventionen unterstützt, die in den Jahren 1894 bis 1899, dann wieder 1908 aus der Zepharovich- Stiftung gewährt wurden. Für diese Förderung der Arbeit sei hier der ergebenste Dank ausgesprochen. Denkschriften der mathem.-naturw. Kl. LXXV. Bd. 20 154 FE. Becke, Die Analysen sind in erster Linie nach geologischen Gesichtspunkten geordnet. Die Untersuchungen haben zu der Überzeugung geführt, daß zunächst eine große Zahl von Gesteinen vorhanden sind, die zu den Intrusivgesteinen gehören. Manche tragen die Struktur der Erstarrungsgesteine unverkennbar zur Schau. Das gilt vor allem für die Gesteine des periadriatischen Bogens. Die Gesteine der Rieserferner Gruppe mit ihren Begleitern von salischen Tonalitporphyriten, Apliten und lamprophyrischen Ganggesteinen sind da in erster Linie zu nennen. Sehr nahe verwandt mit ihnen sind die Gesteine der Ulten- und Iffinger Masse und deren gang- förmige Begleiter. Diese Gesteine haben in ihrer Umgebung stellenweise deutliche, an anderen Stellen kaum nachweisbare Kontaktmetamorphose hervorgerufen, letzteres vor allem dort, wo sie in altkrystallinen Glimmerschiefern und Schiefergneisen stecken, deren Mineralbestand eine auffallende Kontaktmeta- morphose kaum zuläßt. Alle diese Gesteine sind hier unter I. Tonalitgesteine zusammengefaßt. Da chemische Analysen typischer Tonalite keineswegs häufig sind, wird die Mitteilung dieser Analysen nicht unwillkommen sein. Sie sind geeignet, den Gesteinsbegriff Tonalit schärfer zu charakterisieren, als bisher möglich war. Eine zweite Gruppe von Analysen betrifft jene gewaltigen Gesteinskörper der hohen Tauern, die bereits von den Aufnahmsgeologen der geologischen Reichsanstalt in der Mitte des XIX. Jahrhunderts namentlich von Peters und Stur als etwas Eigenartiges erkannt, auf der geologischen Karte Österreich- Ungarns von Hauer mit einer besonderen Ausscheidung versehen und Zentralgneis genannt wurden. Die Mannigfaltigkeit dieser Gesteine ist sehr groß, größer als die der Tonalitgesteine; einerseits reichen sie mit ihren glimmerarmen Abarten, die nicht nur als aplitische Adern sondern in großen Massen auftreten, weiter gegen das salische Ende der Reihen; anderseits sind sie von dunklen, basischen Differen- tiationszonen begleitet, die ebenfalls weite Strecken des Gebirges zusammensetzen. Hier tritt oft ein auffallender und rascher Wechsel von hellen und dunklen Abarten auf, der sich in einer scharfen Bänder- struktur ausprägt. Aplitische Durchaderung, Auftreten rundlicher, bei starker Ausbildung der Parallelstruktur oft dünn linsen- oder lagenförmig ausgezogener basischer Ausscheidungen sind häufige Erscheinungen. Selten sind basische lamprophyrische Gänge. In allen diesen Gesteinen hat eine tiefgreifende Metamorphose die Erstarrungsstruktur meist völlig verwischt und in der Regel trifft man — nicht nur am Rand der Massen sondern bis tief ins Innerste hinein — eine prachtvoll ausgebildete Krystallisationsschieferung. Dabei sind Biotit, Epidot, albitreiche Plagioklase typomorphe, gleichberechtigte Gemengteile. Anorthitreiche Plagioklase haben sich nur höchst ausnahmsweise erhalten. Ausscheidung von zarten Epidotnädelchen und Muscovitschüppchen in der Masse der Plagioklaskrystalle ist eine stets zu beobachtende Erscheinung. Während die Trennung und Unterscheidung der Tonalitgesteine von dem durch sie intrudierten Nebengestein überall leicht möglich ist, hat man im Gebiet der Zentralgneisse oft Mühe, die Grenze zwischen dem Intrusivgestein und seiner Hülle festzulegen. In den eben erwähnten Stellen starker Differenzierung stellen sich des öfteren Gesteine ein, die nach ihrem Mineralbestand kaum etwas anderes sein können als metamorphe Sedimente; und in der Natur die Grenze zu ziehen zwischen aplitisch geadertem Schiefer und in basische und aplitische Lagen differenziertem metamorphen Intrusivgestein, ist manchmal nicht möglich. Auch die petrographische Untersuchung gibt in Folge der tiefgreifenden Metamorphose häufig kein ganz zweifelfreies Resultat. Diese Fragen werden später eingehend zu behandeln sein. Hier wird nur im allgemeinen darauf hingewiesen. In weiten Bezirken treten zu der Metamorphose, bei welcher Biotit, Epidot und albitreiche Plagioklase bis gegen 20—25°/, An im Gleichgewicht sich bildeten, noch fernere Umwandlungen hinzu. Diese sind begleitet von Mineralbildungen wie Sericit, Chlorit, Albit; sie weisen auf Entstehung bei niederer Tem- peratur in höherem Niveau hin und sind meist von ausgiebiger Kataklase begleitet. Als allgemeine Regel Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. (SB) scheint sich herauszustellen, daß diese Art von Umwandlung an der Nordgrenze des Zentralgneisgebietes kräftiger einsetzt als an der Südgrenze, obzwar derartige Spuren auch dort nicht fehlen. Wie aus der neueren geologischen Literatur bekannt, werden der Zentralgneis und seine Schiefer- hülle als »Lepontinisch« den anderen Gebirgsteilen gegenübergestellt. Wo das Lepontinische an seine Nachbarschaft angrenzt, sind überall höchst verwickelte tektonische Lagerungsstörungen zu finden, und überall, wo diese Grenzen genauer studiert wurden, finden sich Spuren oder weit ausgedehnte Vorkomm- nisse von mesozoischen Ablagerungen. In eine dritte Gruppe sind Intrusivgesteine zusammengefaßt, welche außerhalb des Zentralgneises und seiner Schieferhülle in den umgebenden krystallinen Schiefern stecken. Sie bilden stellenweise gleich- falls große Massive, die sich über viele Quadratkilometer ausdehnen (wie die Antholzer Granitgneismasse) oder auch kleinere Lager, wie zum Beispiel die Gesteine des Söldnerkogels, von Winterstall u. a. in der Ötztaler Masse. Die Mannigfaltigkeit der Gesteine ist nicht so groß wie in den Zentralgneiskernen, wenigstens so weit die Kenntnisse bis jetzt reichen. Diese Gesteine haben chemisch meist granitischen Charakter. Erhaltene Erstarrungsstruktur ist selten und höchstens undeutlich zu erkennen. Meist tritt zu der ursprünglichen Krystallisationsschieferung noch weiter Kataklase hinzu; die während dieser erzeugten Mineralneubildungen sind jene der oberen Tiefenstufe. In manchen Fällen kommt es zu ausgeprägter rück- schreitender Metamorphose. Man erkennt, daß die ursprünglichen Gneisgemengteile unter Umstände geraten, in denen sie nicht mehr bestandfähig waren. Sie vermochten dem mechanischen Angriff nicht mehr durch Umkrystallisieren sich anzupassen. Sie wurden häufig verdrückt, verbogen, zerknittert, unter teilweiser Neubildung von feinschuppigem Sericit, auch Chlorit; kurz sie zeigen jene Erscheinungen, die in ihrer Vollendung zu »Diaphthoriten« führen, in ihren Anfängen aber allenthalben in ihnen verbreitet sind. Während die Zentralgneise die letzten in ihnen wirksamen gebirgbildenden Einwirkungen als petrographisch lebendige Gesteinskörper durchmachten, haben die Gesteine, die wir hier in der Gruppe III zusammenstellen, die letzten mechanischen Pressungen und Bewegungen als petrographisch tote Körper erlitten. Diese Art von Intrusivgesteinen wurde genauer untersucht an den Gesteinen der Antholzer Granit- gneismasse, an der Tschigatmasse und im Gebiet von St. Leonhard in Passeier, ferner von mehreren Vor- kommen im Ötztal, endlich vom Kellerjoch bei Schwaz. Es ist nicht zu zweifeln, daß die Granitgneise der Schladminger Masse und vom Bösensteingebiet demselben Typus angehören. Genau dasselbe Bild bieten die Augengneise und verwandte Gesteine im Vintschgau, die kürzlich von Hammer und John studiert wurden. Derselbe Typus findet sich ferner in der Silvrettagruppe nach den Untersuchungen von v.Foullon über die Gesteine des Arlbergtunnels. Das Nebengestein aller dieser Intrusivkörper zeigt bei weitem nicht die Mannigfaltigkeit und reiche Gliederung der Schieferhülle des Zentralgneises. Schiefergneise, Glimmerschiefer manchmal mit Granat, manchmal mit Granat und Disthen oder Granat und Staurolith, manchmal in stark daphthoritischem und dann sehr phyllitähnlichem Zustand bilden die gewöhnliche Begleitung. Daß unter solchen Verhältnissen deutliche Kontaktwirkungen schwer nachweisbar sind, liegt auf der Hand. Vielversprechend scheinen da die von Ohnesorge beschriebenen Verhältnisse am Nordrand der Ötztaler Masse zu sein, wo Andalusit, Cordierit im Zusammenhang mit Gneisen dieser Art bekannt sind. Eine sehr scharf charakterisierte Gruppe bilden die basischen Gesteine, die als Lager in der Schiefer- hülle der Tauernzentralgneise auftreten (Grünschiefer), anderseits größere Lagermassen in den Schiefer- gneisen des Ötztales bilden (Eklogite und Amphibolite); sie sind im Abschnitt IV zusammengestellt. Hierauf folgen endlich in Abschnitt V die untersuchten Schiefergneise, Glimmerschiefer, überhaupt die mit Wahrscheinlichkeit auf sedimentären Ursprung zurückzuführenden krystallinen Schiefer. Sie sind in der Reihenfolge angeführt, daß auf die Schiefergesteine aus dem Gebiet der »altkrystallinen« Gebirgs- anteile jene aus der Schieferhülle des Zentralgneises folgen. 156 R. Becke, I. Tonalitgesteine. 1. Tonalitaplit. Burgkofel bei Taufers. Handstück im mineralog. petrogr. Institut der deutschen Universität Prag. Gesammelt von F. Becke 1892. Inv. Nr. 38. Petrographische Untersuchung: F. Becke, TMPM, 73, p. 384 u. ff., 1893. Analyse ausgeführt von R. Pfohl, Tetschen-Liebwerd 1894. Spezifisches Gewicht 2626 (Becke). 2. Tonalit. (Quarzglimmerdiorit) Zinsnock. Gesammelt 1892 von F. Becke. Handstück im mineral. petrogr, Institut der deutschen Universität Prag. Inv. Nr. 39, Petrographische Beschreibung: F. Becke, TMPM, 13, p. 383 u. ff. 1893. Analyse ausgeführt von R. Pfohl, Tetschen-Liebwerd 1894. Spezifisches Gewicht 2:688 (Becke). 3. Tonalit, Normaltonalit. Taufers, Reinwald, von den Schutthalden am linken Ufer des Reinbachs oberhalb der Tobelbrücke. Handstück im mineral.-petrogr. Institut der deutschen Universität Prag. Gesam- melt von F. Becke 1892 Nr. 28. Petrographische Beschreibung: F. Becke, TMPM. 73, p. 382 ff. 1893. Analyse ausgeführt im Kaboratorium E. Ludwig von Th. Panzer. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 10113. g Substanz gaben SiO, 06204 9, TiO, minimale Spur, Fe,0,0'0722g, AlsO, 0:1844 g, Mn Spur, CaO 006428, Mg,P,0, 0:0756 £. II. Aufschließung mit Flußsäure: 10420 g Substanz gaben Chloralkalien 0:0666.9, KaPtCl, 0:0967 9, entsprechend KCl 00297 g. NaCl 0:0369 g oder KO 0:0188 8, Na,0 00196 8 III. Aufschließung mit Flußsäure im Rohr: 0'5576 g Substanz verbrauchten 4°5 cm? Chamäleon (1cm? — 0:005731 g FeO) ent- sprechend 0°0258 g FeO. IV. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali im Schiffehen: 1'0037 g gaben 0'0141 gWasser. Spezifisches Gewicht 2:790 (Becke). 4. Dioritische Schliere im Tonalit, Reinwald, Blockhalden am linken Ufer des Reinbaches bei Taufers. Gesammelt von F.Becke 1892. Handstück im mineral.-petrogr. Institut der deutschen Universität Prag Nr. 32. Petrographische Untersuchung: F. Becke, TMPM. 73, p. 382 u. ff., 1893. Analyse ausgeführt von R. Pfohl, Tetschen-Liebwerd 1894. Spezifisches Gewicht 2:917 (Becke). 5. Tonalitporphyrit. Gang im Schiefergneis. Abstieg von der Brugger Alpe nördlich vom Sambock nach dem Mühlwalder Tal. Gesammelt von F. Becke 1898. Handstück im mineral.-petrogr. Institut der Universität Wien, Nr. 738. Das Gestein ist ähnlich dem Tonalitporphyrit vom Gelttalferner, beschrieben von F. Becke, TMPM. 13, 1893. Analyse ausgeführt im Laboratorium von E. Ludwig vonE. Zdarek. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 10670 g Substanz gab 0°0097 g Hs0. II. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0'9955 g gaben 07194 g SiO,, 0:0002 g TiO,, 0:0280 5 FesO,, 015138 AlsO,, minimale Spur MnO, 0:0240 g CaO, 0:0170 g MoPs0,, das ist 00061 g MgO. III. Aufschließung mit Flußsäure: 0:9972 g gaben 009802 Chloride, 0:1363 g KoPtCl, entsprechend 00418 gK CI, 0-0562. 8 NaCl oder 0:0264 g K,0, 0:0298g Nas0. IV. Eisenoxydulbestimmung: 0'4987 g verbrauchten 1'25 cm? Chamäleon (1 cm? — 000665 g FeO) = 0:00831 g FeO. Spezifisches Gewicht 2°711 (Becke). Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 157 6. Kersantit. Abendweide, Kamm zwischen Antholzertal und Wielenbachtal. Gänge, welche bei- läufig NNO streichen und sowohl den dortigen Ralkschiefer als die Pegmatiteinlagerungeen durchsetzen. Südlich von dem Lagergang des Zinsnock. Die Lokalität ist in dem Kartenblatt Bruneck, aufgenommen von 'F. Teller, angegeben. Handstück gesammelt von F. Becke 1894. Petrographische Untersuchung eines ähnlichen Gesteins: F. Becke, TMPM. 15, p. 442. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 1°5850 g gaben 0:7079 g SiO,, 00003 5 TiO,, 0:2377 8 Fe,O, „9 0723528 Al»O3, 01090 g CaO, Spur MnO, 0:3142 g Mg»P50- entsprechend 01138 g MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1'228 g gaben 01015 g Chloride, 0:1083 & K,PtCl, entsprechend 00331 SK Cl, 00684 9 NaCl oder 0:0208 g K50, 0:0363 8 Na50. | III. Eisenoxydulbestimmung: 104969 verbrauchten 14°9 cm? Chamäleonlösung (1cm? = 0:006686.g TeO) entsprechend 0:1026g FeO. IV. Wasserbestimmung: 1°1090 g gaben 00400 g H50. V. Kohlensäurebestimmung: 1°1167 g gaben 0:0421 2 C0,. Spezifisches Gewicht 3222. 7. Quarzglimmerdiorit. Gaul bei Lana, Ultenmassiv. Gesammelt von U. Grubenmann. Hand- stück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben 1896. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 1:0813 g gaben 0:0032 g TiO,, 0:0460 5 FesO;, 0'1682 9 Al,O;, 00006 £ Mn30,, 0:0353 g CaO, 0:0411 g MgsP50,,; 1'1317 g gaben 0:7833 g SiO>. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1:0006 g gaben 0'1243 g Alkalichloride und 0:1982 9 K,PtCl, entsprechend 0:0606 g KCl und 0:0637 g NaCl oder 0:0383 8 K,O und 0:0338 g Na50. III. Eisenoxydulbestimmung: 05571 g verbrauchten 2:35 cm? Chamäleonlösung (1 cm? = 0':00544 8 FeO) entsprechend 0.0128 £ FeO. IV. Wasserbestimmung: 1"0014 g gaben 0:0079 g H50. Spezifisches Gewicht 2:°679 (Grubenmann). 8. Feinkörnige basische Konkretion im Quarzglimmerdiorit von Gaul bei Lana (An. 7). Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium von E. Ludwig von F. Erben 1896. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 1:0172 g gaben: 0:6897 g SiO,, 0:0549 8 Fe,O;, 0:1530 g AlsO3, Spur MnO, 00306 8 Ca0, 00334 g MgsP50,. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1:1896 g gaben 0:1552 g Chloralkalien und 0:2618 g K,PtCl, entsprechend 00800 £ KCI und 0:0752 g NaCl oder 0:0506 £g KO und 0:0399 g Nas0. III. Eisenoxydulbestimmung: 06434 g verbrauchten 3:25 cm? Chamäleonlösung (Icm? — 0:00544g FeO) entsprechend 0:0176. gFeO. IV. Wasserbestimmung: 0°8497 £ gaben 0.0086 £ H,O. Spezifisches Gewicht 2:71 (Grubenmann). 9. Tonalit, hornblendereich mit Neigung zu Gneisstruktur. Raffeiner T'obel bei l.ana (Ultenmasse). Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. x oO [0'0) IR. Bielekie, Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0:°7848 g gaben 00168 g H,O. II. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 11476 g gaben 0:6429 g SiO,, 011329 Fe,O,, 0°2075. 9 Al,O,, Spur MnO, 0:0860 £ CaO, 0:1250 9 MgaP50, entsprechend 0°0450 g MgO. III. Aufschiießung mit Flußsäure: 1'1319g gaben 0:0602 g Alkalichloride und 0:0636 & K,PtCI, entsprechend 00194 KCI und 0:0408 g NaCl oder 0:0123g K,0, 0:0216 g Na50. IV. Eisenoxydulbestimmung: 05463 9 verbrauchten 5°4 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0006708 g FeO) entsprechend 0:0362g FeO. Spezifisches Gewicht 2'829 (F. Erben). 10. Quarzglimmerporphyrit, gangförmig. Ostabhang des Kreuzberges, Lana bei Meran, Ulten- masse. Gesammelt von U. Grubenmann. Petrographische Untersuchung, TMPM. 76, p. 186, 1897. Analyse ausgeführt im Laboratorium von E. Ludwig von F. Erben 1898. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 08467 g gaben 0:0215 g Hs0. II. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 1'0710 g gaben 0°7623 g SiO,, Spur TiO,, 0:0418 g Fe,O5, 0:1400 5 Al,O, Spur MnO, 0:0172 g CaO, 0:0265 g MgsP50, entsprechend 00095 g MgO. III. Aufschließung mit Flußsäure: 1:0780 g gaben 0:1352 g Alkalichloride und 0° 2345 & KaPtCl, entsprechend 0:0717 # KCl und 0:0635 g NaCl, oder 0:0453 g K,O und 0:0337 g Na50. IV. Eisenoxydulbestimmung: 05399 g verbrauchten 1'9cm? Chamäleonlösung (1cm? = 0006708 g FeO) entsprechend 0:012745 g FeO. V. Kohlensäurebestimmung: 0°7831 g gaben 0:0025 g CO». Spezifisches Gewicht 2°657 (F. Erben). 11. Tonalitporphyrit (Töllit, A. Pichler). Gang im Biotitschiefergneis beim Egardbad, ın der Töll bei Meran, Steinbruch zirka 250 m über der Talsohle. Braunes Salband des Ganges. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstücke im mineralog.-petrogr. Institute des Polytechnikum Zürich, und mineralog.- petrogr. Institut der Universität Wien, Petrographische Untersuchung: U. Grubenmann, TMPM. 16,p.189, 1897. Siehe auch A. Pichler. Neues Jahrbuch für Mineralog., 1873, p. 940 und 1875, p. 926. — C. W.C. Fuchs, Die Umgebung von Meran, Ebenda 1875, p. 825. — A. Cathrein, Zur Dünnschliffsammlung der Tiroler Eruptivgesteine, Ebenda 1890, I, p. 73. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von E. Zdarek. I. Aufschließung mit koblensaurem Natronkali: 09907 g gaben 0:0152 g H,O. II. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0°9785 g gaben 05742 g SiO,, 0°0016 & TiOs, 0:0777 8 Fe,O;, 0°1746. 9 Al,0,, starke Spur MnO, 0:0590.g CaO, 0:0780 5 MgsP50, entsprechend 0:0281 g MgO. III. Aufschließung mit Flußsäure: 09490 g gaben 00867 g Alkalichloride, 01572 g KaPtCl,, entsprechend 00483 g RKCI und 0:0384 g NaCl oder 0:0305 g KsO und 0°0203 g Nas0. IV. Eisenoxydulbestimmung: 0°6131g verbrauchten 4°9 cm? Chamäleonlösung (1 cm? = 0:006639 5 FeO) entsprechend 0:03253 8 FeO. Spezifisches Gewicht 2:760 (Zdarek), 2:76 (Grubenmann). 12. Tonalitporphyrit vom selben Gang wie 11, grünlichgraue Varietät der Gangmitte. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstücke, Literatur wie bei Nr. 11. Gestein weniger frisch. Analyse ausgeführt von E. Zdarek im Laboratorium von E. Ludwig 18099. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0°9948 g gaben 0:0387 g H50. Chemische Analysen von kry'stallinen Gesteinen. 159 II. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0:99689 gaben 05858 8 SiO,, 0°0005 £ TiOs, 0:07708 FesO,, 0:1798 9 Al50>, starke Spur von Mn ©, 0:0603.g CaO, 0:0730 g MgsP,0, entsprechend 002635 MgO. III. Aufschließung mit Flußsäure: 0:9698 g gaben 00602 g Alkalichloride und 0° 1207 g K,PtCl, entsprechend 0:0371 g KCl und 0:0231.g NaCl oder 00234 g K5O und 0:0122 g Nas0. IV. Eisenoxydulbestimmung: 05195 g verbrauchten 3°9 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0'006639 9 FeO) entsprechend 0:0259 8 FeO. Spezifisches Gewicht 2:78 (Grubenmann). Bemerkung zu den Analysentabellen. In den Tabellen sind zuerst die Gewichtsprozente angeführt, sodann die durch Division durch das Molekulargewicht erhaltenen Molekularquotienten, die mit 1000 multipliziert wurden. Bei Al,O,, Fe,O,, Na,0 und R,O wurde durch das halbe Molekulargewicht dividiert, was durch !/, Al,O, usw. angedeutet ist. Die Quotienten sind daher proportional den Atomzahlen von Al, Fe, Na, K. Hierauf sind die Molekularprozente in der Fassung nach Osann gegeben, das heißt, Fe,O, in FeO umgerechnet, Mn mit Fe, Ti mit Si vereinigt. Es folgen die Osann’schen Verhältniszahlen a, c, f, deren Summe gleich 20 beibehalten wurde. Bleibt bei der Berechnung von A und C ein Überschuß von Al,O, übrig, so ist dieser unter T auf- geführt. In diesem Falle ist ein zweiter Satz a’, c', f' berechnet, wobei T mit A vereinigt wurde. Ferner sind angegeben die Metallatomprozente nach Rosenbusch, die Gruppen Si, U= Al+Fe+ +Mg, L= Ca+Na-+R. Sodann das auf 100 umgerechnete Verhältnis der aus der Analyse berechenbaren Feldspatmengen An, Ab, Or. Die Bedeutung von a,, C,, f, Wird später eingehend erläutert. Das Verhältnis a,:c,: ist gleich dem Verhältnis 2a@:c:1/,f; a,+c,+f, ist gleich 10 gesetzt. Die Zahlen a’, cf, sind in gleicher Weise aus a'c'f! abgeleitet. 160 F.: Becke, Tabelle Tonalit- Rieserferner Ulten Masse 1 os | au 6 7 8 | 9 | 10 11 12 I | | Brugger | : | reuz- | Zinsnock| En ental | Reintall sm end Gau re Een Bere nn orte Aplit Grano- | m zE || EH 4 B weide Grano- a NoDel | 2 Se Tonalit Diorit | Tonalit- |, 22. Io f Q.-Gl.- | Salband | Mitte diorit .,| Kersantit|| diorit Tonalit | : porphyrit | DE Gewichtsprozentische Zusammensetzung. SiOs 74:66 65:34 61:35 72-15 72-26 44:66 69-21 67:81 56:02 az 58:68 58:77 TiO, Sp Sp Sp 112 "02 -10 82 _ Sp "16 -05 AlsO3 13:59 16:53 18:24 1493 15:20 14:84 1471 15:04 18:08 13:07 17:84 15:04 Fey O5 -08 1:16 2-00 7:07 0-97 4:46 1:69 2:34 2:49 1:29 2-05 2a) FeoO 68 3:40 4:62 6:10 1:67 9-49. 2.30 2279 663 2:36 5:30 4:98 MnO En _ Sp _ Sp Sp -04 Sp Sp Sp SSjeb | Sn Sıah MgO 24 1:62 2:69 593 0-61 vely 1:37 1:18 3:92 "88 2:87 2:64 CaO 2-47 4 6:35 5-62 2-41 6:87 3:26 3:01 7.50 61 6:03 6:05 Na,0 3.32 2:41 1:88 1:74 21.99 2:95 3:38 3-35 191 13 2-15 1:26 KO 3-52 3:23 1:80 3:34 2-65 1:69 3:83 4:26 1:09 20 3:22 2:42 H,0 361 671 1-41 881 91 3-61 209 1:01 2-14 2:54 1:53 3:89 CO, _ _ —_ _ = 3:77 _ _ _ "32 _ _ P,0, 1:43 1:54 1:58 —9 _ _ 2 — 2 2 2 _ 100-35 | 100:60 | 100:34 | 10046 99-69 99-61) 10090] 100°75 99-68 | 100°57 99-83 | 100-29 Spez. Gew. 2:626| 2688 2.790 297 2 3:222 2.679 ol 2:829 2:657 2:76 2:78 Molekularquotienten X 1000 SiO, 1237 | 1080 | 1016 864 | 1196 739 | 1144 |. 1121 928 | 1177 971 973 TiO, — — - 10 1 Al = = = 2 1 1/yAlsO5| 266 324 357 293 298 290 288 295 354 256 349 353 1/gFesO3 1 15 25 89 12 56 29 29 32 16 26 27 FeO 9 47 64 85 23 132 24 38 92 33 74 69 MgO 6 40 67 147 15 178 34 29 97 22 it 65 Cao 44 84 113 100 43 123 58 54 134 29 108 108 1oNa50| 107 78 61 56 96 95 109 108 62 101 69 41 1/,K,O 75 69 38 71 56 36 81 91 23 s9 68 51 1 Glühverlust. 2 Spur Li. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 161 1. gesteine. Rieserferner Ulten Masse | | | | 1 2 3 | 4 5 6 | ® Syn: 0. 10m ke ei | Reinthal | Brugger | Abend- | Gaul Nasen) Kreuz- A 2 ’ R S | ne Tail; Un | Diorit | Alm | weide | a one topela Bere, | alien | A Talit | | | | Molekularprozentzahlen der Oxyde. SiO, 813 12-3 672 582 79:0 51°5 75°7 74:6 61-7 ea 66.4 Als 03 8:7 10-8 11-8 97 9:8 10-1 9:5 9-8 11:8 8:5 oz 12-0 FeO am 37 3.8 11°5 2:3 13-1 25 35 3-2 33 66 6:6 MgO "4 2:7 44 97 1:0 12-3 2132 19 6°5 14 4-8 | 4:5 CaO 2.00) 5:6 üo 657 238 Ss°5 38 36 8:9 1-9 072 74 Na, O0 3:5 21:6 2.0 19) 3.2 38 3°6 | 3:6 ZA! 34 223 14 K,0 2.5 2:3 1:3 23 19 1222 27 3-0 0-8 3:0 2-3 1627 a 12-0 5.6 31 276 9-0 24 79 8.0 il 98 {0) 2129 c 56 6:5 1 3 5-1 249 4 3:7 6°8 29 6:8 f 2:4 [Q "8 14:0 9.9 14:7 0 3 nlonl 73 99 10°3 " 0 3 1-0 1-9 11°) 0 ) 0 0 0-3 0 15 a' 5.9 : 10° 10:0 4° e* 4 2 6° in UT 7 Js Metallatomprozente. | Si 70-9 62:3 584 Se 68:8 449 64:8 63°5 53.9 68:3 56.0 977 Al 15:3 18:7 20-5 izeil geil 17:6 16:3 16:7 20-6 14:8 20-1 20-9 Fe 0:6 3:5 51 10-1 2-0 11:4 29 349 122 2.8 97 57 Mg 0:3 2:3 38 8°5 °%) 10-8 129 1:7 3.6 1:3 4-1 3-9 Ca 2-5 4:8 65 98 2-5 174 33 30 7:8 1° 6-2 64 Na 6:1 4:5 3°5 33 55 57 6-2 6-1 3:6 3.9 4:0 2 K 4:3 3:9 2:2 41 "2 272 "6 oil 1:3 902 3:9 3.0 Si 70:9 62:3 584 S1’1 68:8 449 64:8 63-5 53°9 68 380 |: Ber U 16-2 24-5 29-4 39°7 20-0 39:8 21-1 2273 3:4 15 29.9 30°5 L 12-9 12-2 12-2 13:2 1172 15.4 14:1 14:2 127 12,8 14:1 ES) | An 19 36 bp) 39 22 38 20 19 61 13 43 54 Ab 48 34 2° 27. 49 45 46 44 25 46 29 20 Or 33 30 18 34 29 17 34 37 11 41 28 26 ag (76 52 3 34 6:9 Sl? 6 6°7 21:16 75 4:2 33 Co le 0 3 2102 20 153 1 1:6 4-1 oil 372 38 Jo 0:4 8 2 4:4 nei 4-9 107 107 3:3 1:4 2.6 2 a’, 5-4 4:1 7:6 7:6 4-2 c'y 229 3° 1:5 oil 3:3 fo 1e7/ 2-4 9 1:3 3.5 Denkschriften der mathem .-naturw. Kl. LXNV. Bd. Da 162 a Biecke, II. Gesteine der Zentralgneisgruppe. 13. Granitgneis mit einzelnen Glimmerflasern (Forellengneis, Berwerth). Hochalmkern, Tauern- tunnel, Nordseite in der Nähe des Nordportales (Material, an dem die Wärmeleitungsfähigkeit bestimmt wurde), Handstück im mineralog.-petrogr. Institut Wien. Analyse aus dem Laboratorium von E. Ludwig, ausgeführt von Margarete Becke. Zur Analyse wurden verwendet: Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali zur Bestimmung der Kieselsäure, Titansäure und Basen 0°9899 g. Wasserbestimmung: 0°9299 g gaben 0:0229 g. Zur Flußsäureaufschließung wurden verwendet 0°9967 g. Zur Eisen- oxydulbestimmung wurden 04677 g verwendet. Spezifisches Gewicht 2:63 (Becke, Mittel aus zahlreichen Proben von Forellengneis aus dem Tauerntunne)). 14. Aplitgneis. Felsen am Fahrweg zwischen der Hatzingalm und dem Knappenhaus am Rathaus- berg bei Gastein, Hochalmkern. Im Gebiet des Syenitgneises gesammelt von F. Berwerth 1895. Hand- stück im k. k. naturhistorischen Hofmuseum. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben 1898. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 1'0933 g gaben 08261 g SiOs, 0:0091 g Fe;O;, 0:1544 g Al,O,, Spur MnO, 00138. 8 Ca0, 0:0077 g MgP50-. I. Aufschließung mit Flußsäure: 1'0044 9 gaben 0°1324 g Alkalichloride und 0:1558 g K,Pt Cl, entsprechend 0:0476 g KC1 und 0:0848 5 NaCl oder 00301 g KO und 0°0450 g Na50. III. Wasserbestimmung: 1'0337 g gaben 0:0044 g Wasser. IV. Eisenoxydulbestimmung: 0°9993,g verbrauchten 0°3 cm? Chamäleonlösung (1 cm? = 0:006709 g FeO) entsprechend 0:00201 g FeO. Spezifisches Gewicht 2:64 (Berwerth). 15. Aplitader im Granitgneis. Rotbach, Zillertaler Hauptkamm. Vgl. die genaue Angabe bei Nr. 23. Analyse aus dem Laboratorium von E. Ludwig von Walter Claar. I. Aufschluß mit kohlensaurem Natronkali: 1°1067 g gaben SiO, 0'8408 8, Fe,0; 0:0093.9, Al,O, 0:1577.9, MnO Spur CaO 0:0147 .g, MgaP50- 00060 g. II. Aufschluß mit Flußsäure: 1°0549 g gaben Alkalichloride 0:1439 g, KaPtCl, 0°1368 9, entsprechend 00418 g KCI und 0:1021.g NaCl oder 0:0264 9 K,O und 00541 g Na50. III. Eisenoxydulbestimmung: 0°5515 g verbrauchten 0:3 cm? Chamäleon (1 cm® = 0:007017 g FeO) entsprechend 0:002105 g FeO 16. Aplitgneis. Hochalmkern. Weiße Lagen. Felswand ober den hinteren Lassacher Hütten, See- bachtal (vgl. Nr. 26). Gesammelt von F. Berwerth 1894. Handstück im k. k. naturhistorischen Hof- museum Wien, Nr. 141. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben 1898. l. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 13682 g gaben 0:9825 g SiO,, 0:0135 8 Fea05, 0:2195 g AlsO,, 0 0283 g CaO 0.0097 £ MgaP30;. ll. Aufschließung mit Flußsäure: 0:9327 g gaben 0:1287 g Alkalichloride und 0'1397 g K,PtCl, entsprechend 0:0427 g KCl und 0:0860 g NaCl oder 0:0270 g KO und 00456 g Na50. ; Chemische Anah'sen von krystallinen Gesleinen: 163 Ill. Wasserbestimmung: 0°8335 g gaben 0:0120 g Wasser. IV. Eisenoxydulbestimmung: 10302 g verbrauchten 0-5 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:006709 £ FeO) entsprechend 0:00335 g FeO. 17. Porphyrartiger Granitgneis. Hochalmkern; aus der Südhälfte des Tauerntunnels. Das ana- lysierte Gestein ist entnommen dem Probewürfel IV, der zur Bestimmung der Druckfestigkeit diente. Analyse ausgeführt im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien von Dr. M. Stark. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 1°0020 g verloren beim Trocknen bei 115° C. 00037 £ hygroskopisches Wasser, beim Aufschließen 0:0106 2 Wasser; sie gaben ferner 0:7223 g SiO,, 0:0015 2 TiO,, 00005 2 ZrO,. 0:1451 g AlsO,, 0.0198 8 Fe>05, 000399 Mgs»P,0, entsprechend 00025 g P30,, 0:0169 „ MgsP,0, entsprechend 00061 5 MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1°0074 9 bei 115° getrocknet lieferten 01359 g Alkalichloride und 02480 g K,PtCl, entspre- chend 0:0761 g KCl und 00628 g NaCl oder 00481 g KO und 00333 & Na,0. Spezifisches Gewicht 2:637 (Renezeder). 18. Glimmerarmer Granitgneis, Stilluptal, am Fuß des Tristner bei Kolbenstuben anstehend. (Dieses Gestein ist verbreitet, zieht sich unter dem Tristner durch und bildet die unteren Abhänge des Zemmgrundes bei Ginzling, immer im Liegenden des porphyrartigen Granitgneises der Duxer Kette.) Gesammelt von F. Becke 3. September 1895. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien, Nr. 187. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0:7773g gaben 0°5709g SiO,, 0:0139 8 Fe5O;, 0°1105 g AlsO;, Spur MnO, 0-0135 g Ca0, 0:0111 g MgsP,P- entsprechend 0°0040. 2 MgO. Il. Aufschließung mit Flußsäure: 0°8318g gaben 0:0963 g Alkalichloride und 017719 KaPtC1, entsprechend 0-0541 g KCl und 0:00422 g NaCl oder 0:0342 g K,O und 00224 g Na,0. III. Eisenoxydulbestimmung: 0:7085g verbrauchten 0°8 cm? Chamäleonlösung (1 cm? —= 0:006686 g FeO) entsprechend 0:0053 £ FeO. IV. Wasserbestimmung: 06675 g gaben 0:0094 g Wasser. V. Kohlensäurebestimmung: 10552 g gaben 00071 g Kohlensäureanhydrid. Spezifisches Gewicht 2:639 (Erben). 19. Granitgneis. Hochalmkern, Westwand der Lieskele bei Mallnitz. Gesammelt von F.Berwerth 1893. Handstück im k. k. naturhistorischen Hofmuseum. Sehr verbreiteter Gesteinstypus. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben 1897. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 1'0364 2 gaben 07598 g SiO,, 0:0012 9 TiO,, 0:0270 8 FesO,, 0: 1454 9 A1l50,, Spur MnO, 00151 g CaO, 0:0217 g MgsP50,. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1'0350 9 gaben 0°1093 g Alkalichloride und 0:1677 2 KsPtCl, entsprechend 00512 g KC1 und 0:0581 NaCl oder 0:0324 5 K,O und 0:0308 g Na50. III. Eisenoxydulbestimmung: 055619 verbrauchten 1’2 cm? Chamäleonlösung (1 cm? gleich 0:00633 2 FeO) entsprechend 000768 FeO. IV. Wasserbestimmung:: 0°8406 g gaben 0:0057 g Wasser. V. Phosphorsäurebestimmung: 2°3187 £ gaben 00050 g Mg»P,0-, entsprechend 00032 & P,O;. Spezifisches Gewicht 2:64 (Berwerth). 164 € Me Bieicike, 20. Porphyrartiger Granitgneis. Zillergrund. Felsen am Talweg ©. vom Bauernhof Nessel- rain. Gesammelt F. Becke 8. September 1895. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut Wien, Nr. 209. Analyse aus dem Laboratorium E. Ludwig, ausgeführt von F. Erben. I. Aufschließung mit koblensaurem Natronkali: 0°9912 g gaben 06994 £ SiO,, 0:0004 g TiO,, 00276 g Fe,O,, 0:1519 g Al,O;, Spur MnO, 0:0171.8 CaO, 0:0332.g Mg>Ps0.. Il. Aufschließung mit Flußsäure: 1°1391 9 gaben 0'1311 9 Alkalichloride und 0'2363 9 KaPtCl,, entsprechend 0:0722 2 KCI, 00589 g NaCl oder 0:0456 £ Ks0, 003135 Na,O. Ill. Eisenoxydulbestimmung: 0°6221 9 verbrauchten 1°5 cm® Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00628 2 FeO) entsprechend, 0006594 £ FeO). 1V. Wasserbestimmung: 0°8242 9 gaben 0:0075 g Wasser. V. Kohlensäurebestimmung: 0'9939 & gaben 0:0103 8 CO». Spezifisches Gewicht 2:682 (Becke). 21. Geschieferter Granitgneis. Hochalmkern, Steinbruch ober Lafenn, Angertal, Gastein; unteı- lagert den Marmor des Ängertales. Gesammelt 1896 von F. Berwerth. Handstück im k. k. naturhistori- schen Hofmuseum. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben 1897. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0:9900 g gaben 0:6774. 9 SiO,, 0 TiO,, 0:0303 g Fe50,, 9°1597 2 Al,O,, Spur MnO, 0:0195 g CaO, 0:0314 g MgsPs0-. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1°2406 g gaben 0:1476 g Alkalichloride, 0: 1803 9 KaPtCl, entsprechend 00551 g KCl rund 0:0925 g NaCl oder 0:0348 g K50O und 0:0491 g Na50. III. Eisenoxydulbestimmung: 06383 g verbrauchten 0°9 cm? Chamäleonlösung (1 cm? —= 0:006331,9 FeO) entsprechend 0.005698 g FeO. IV. Wasserbestimmung: 0°7056 g gaben 00085 £ Wasser. V. Kohlensäurebestimmung: 1'3326 g gaben 001529 Kohlensäureanhydrid. Spezifisches Gewicht 2:72 (Becke). 22. Flasriger Granitgneis (Übergang zum Syenitgneis). Hochalmkern, Fahrweg von der Hatzing- alm zum Knappenhaus am Rathausberg bei Gastein, Nebengestein des Aplitgneises Nr. 14. Gesammelt von F. Berwerth 1895. Handstück im k. k. naturhistorischen Hofmuseum Wien. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben 1898. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 1'03749 gaben 06881 9 SiO,, 0:0356 9 Fe,0,, 0:1703. 2 Al,O;, Spur Mn O, 00192 g CaO, 0:0470 g MgaP50, entsprechend 0:0169 8 MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 10358 9 gaben 0: 1366 g Alkalichloride und 0° 1860 g KaPtCl, entsprechend 00568, g KCl und 0:0798 g NaCl oder 0:0360 £ KO und 00423 g Na,0. III. Wasserbestimmung: 0°8520 g gaben 0:0209 g Wasser. IV. Eisenoxydulbestimmung: 04963 9° verbrauchten 0°95 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0'006709 g FeO) entsprechend 0:00637 g FeO. Spezifisches Gewicht 2:674 (Berwerth). 23. Granitgneis. Zillertaler Hauptkamm, Rotbach, Aufstieg von der Daimer-Hütte zum Schwarzen- stein, Moräne des Rotbachferners. Herrschendes Gestein am Südabhang der Zillertaler Hauptkette. Durch- setzt von aplitischen Adern (vgl. Analyse Nr. 15). Gesammelt F. Becke August 1895. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut Wien, Nr. 164. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 165 Analyse aus dem Laboratorium E. Ludwig von Walter Claar. I. Aufschluß mit kohlensaurem Natronkali; 106509 gaben 0:7612 8 SiO,, 0:0388. 9 Fe,O,, 01632 M,O, Spur MnO, 0.0201 g CaO, 0:0344 g Mg3P50;. IT. Aufschluß mit Flußsäure: 101739 gaben 0:1200g Alkalichloride und 0:1750 5 K,PCl, entsprechend 005355 KCl und 0:0665 g NaCl oder 0:0338 g K,0, 0:0353 8 Na5 0. III. 0-5282 g verbrauchten 14 cm? Chamäleonlösung (1 em? — 0007017 8 FeO) entsprechend 00098 2 FeO. IV. 1:0064 9 gaben 0:0098 & H50. Spezifisches Gewicht 2:696 (Becke). 24. Flasriger Syenitgneis. Hochalmkern, Ramettenwand (zwischen Mallnitzer Tauern und Woigstenscharte). Gesammelt von F. Berwerth. Handstück im k. k. naturhistorischen Hofmuseum. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben 1897. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0:9892, 9 gaben 0°6428 5 SiO,, 0 TiOs, 0:0280 8 FezO,, 0: 1634 9 AlsO3 Spur MnO, 0:0265 g CaO, 0:0400 g MgsP,0.. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1:0555 g gaben 0: 1562 2 Alkalichloride und 0:2637 g K»PtCl, entsprechend 00806 g KCI und 0:0756 g NaCl oder 0:0509 & K,O und 00401 g Nas0. III. Eisenoxydulbestimmung: 06053 g verbrauchten 1°1 cm? Chamäleonlösung (1 cn? gleich 0:006331 5 FeO) entsprechend 0:00696 g FeO. IV. Wasserbestimmung: 0:7694 g gaben 0:0081 9 Wasser. V. Kohlensäurebestimmung: 1°0304 g gaben 0°0146 g Kohlensäureanhydrid. Spezifisches Gewicht 2'668 (Becke). 25. Sericitisierter porphyrartiger Granitgneis. Dornaubergklamm. Gestein sehr ähnlich der Nr. 28 aber stark sericitisiert. (Der ganze Nordrand der Masse des porphyrartigen Granitgneises zeigt diese Beschaffenheit.) Gesammelt von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut Wien, Nr. 870. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0:8386 9 gaben 00160 g Wasser; 1:0577 g gaben 0:7357 g SiO,, 0.0299 8 Fe,0;, 0-1602 g AlsO,, 0:0271 8 CaO, 0:0360 g Mg,P,0- entsprechend 0-0130 g MgO. II. Eisenoxydulbestimmung: 05725 g verbrauchten 1°2 cm® Chamäleonlösung (1 cm? — 0:008149 g FeO) entsprechend 0:0098 g FeO. III. Aufschließung mit Flußsäure: 1:0076 g gaben 0:1018 g Alkalichloride und 01910 g KsPtCl, entsprechend 00584 g KCI und 0:0434 g NaCl oder 0:0368 g KsO und 0:0230 9 Na50. { IV. Kohlensäurebestimmung: 10257 g gaben 0°0132 g Kohlensäureanhydrid. Spezifisches Gewicht 2:714 (Becke). 26. Granitgneis. Hochalmkern. Dunkle Lagen im Gestein der Felswand ober den hinteren Las- sacher Hütten im Seebachtale. (Vgl. Aplitgneis Nr. 16.) Gesammelt von F. Berwerth 1894. Handstück im k. k. naturhistorischen Hofmuseum. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben 1898. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 1:1197 g gaben 0:7931 9 SiO,, 004119 FeaO,, 0°1529 g AlsO,, Spur Mn O, 0:0260 g Ca0, 0:0227 g MgO. 166 Me Biecke, II. Aufschließung mit Flußsäure: 0'9152 g gaben 0°1050g Alkalichloride und 01281 g KaPtCl, entsprechend 0:0391.& KCI und 0:0659 8 NaCl oder 0:0247 gK50 und 00350 g Na,0. III. Wasserbestimmung: 0°8812 g gaben 0:0170 g Wasser. IV. Eisenoxydulbestimmung: 045269 verbrauchten 0:85 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:006709 8 FeO) entsprechend 000570 g FeO. s 27. Biotitreiche Schliere im porphyrartigen Granitgneis. Hochalmkern, Tauerntunnel, Nord- seite T. K. 3780. Gesammelt von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut Wien. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Margarete Becke. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:9933 g gaben 0:0251.9 Wasser, b)0-9515 g gaben 061487 SiO,, 0:0087 g TiO,, 0:0138 g FeaO;, 0:0245 g CaO, 0:0149 g MgO bestimmt als MgsP,0,, 0:1520. 9 Al,O;. II. 0:4816 g gaben 00013 g Ps0, bestimmt als Mg5P50,. III. Aufschließung mit Flußsäure: 0:9349 g lieferten 00365 g K,O und 00277 g Na,0. - IV. Eisenoxydulbestimmung: 0°4787 g verbrauchten 1°7 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:005455 Fe) entsprechend 0:01193 g FeO. Spezifisches Gewicht 2:760 (Becke). 28. Porphyrartiger Granitgneis. Zemmgrund, unterhalb Schliffstein. (Das schöne Gestein, welches im Zillergrund, in der Stillup und im Zemmgrund die tief eingerissenen Klammen bildet und längs des Nordrandes der Duxer Kette sich bis gegen den Riffler verfolgen läßt.) Gesammelt F. Becke. Hand- stück im mineralog.-petrogr. Institut Wien, Nr. 875. Analyse von F. Erben ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0:8021 g gaben 0:0093 g Wasser; 114179 gaben 0:7584 5 SiO,, 0:0474 g Fes0,, 0:1800 £ AloO,, 0:0356,5 CaO, 0:0506 5 Mg5P50, entsprechend 00182 g MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1°0837 g gaben 0:1170,g Alkalichloride und 0:2001 g KaPtCl, entsprechend 00612 g KCI und 0:0559 g NaCl oder 00386 g K;O und 00296 g Na,0. III. Eisenoxydulbestimmung: 0°6938 g verbrauchten 2:9 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0'008149 g FeO) entsprechend 0:0236 g FeO. IV. Kohlensäurebestimmung: 1°0759 g gaben 0:0195 g Kohlensäureanhydtrid. Ti, Mn, Li Spuren. Spezifisches Gewicht 2726 (Becke). 29. Körniger Syenitgneis. Hinteres Hierkar, Hochalmkern. Gesammelt von F. Berwerth 1893. Handstück im k. k. naturhistorischen Hofmuseum. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali a) 0°9245 g gaben 0'5631 g SiO, und 0:0021 2 TiOs, 5) 0:9716g gaben 0:0475 € F5035, 0:1679 9 AlaO;, Spur MnO, 0:0352 5 CaO, 0:0638.g MgaP50-. II. Aufschließung mit Flußsäure: 14114 g gaben 0°1961 g Alkalichloride und 0:3588 g K,PtCl, entsprechend 0:1097 g KCI und 0:0864 g NaCl oder 0:0693 g K,0 und 0:0458 g Nas0. III. Eisenoxydulbestimmung: 0:5603 g verbrauchten 1°8 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00628 g FeO) entsprechend 0:011304 £ FeO. IV. Wasserbestimmung: 0°7821 g gaben 00047 g H50. V. Kohlensäurebestimmung: 1°0095 g gaben 00188. 2 CO.. Spezifisches Gewicht 2:65 (Berwerth). Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 167 90. Schiefriger Durbachitgneis (schiefriger Biotitgneis). Duxer Kamm, Zemmgrund, zwischen Boden- und Wildalpe. Gesammelt F. Becke 1. Oktober 1899. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien (Nr. 880). Wechsellagert mit glimmerarmen Gneisen ähnlich Nr. 18. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 10490 g gaben 0:6389,g SiOs, Spur TiO,, 0:0641 g FesO,, 0:1680.g Al,O,, Spur MnO, 0:0349 g CaO, 0°0805,g MgaP,0- entsprechend 00290 & MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 0:9473 g gaben 0° 1004 g Alkalichloride und 0°2192 g K,PtCl, entsprechend 0:0670 E KC1 und 0:0324 g NaCl oder 0:0423 g K,O und 00171 g Na,0. III. Eisenoxydulbestimmung: 0:7494 9 verbrauchten 3-8 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0006686 g FeO)’ entsprechend 0.0254 g FeO. IV. Wasserbestimmung: 0:9961 g’ gaben 0:0274 g Wasser. V. Kohlensäurebestimmung: 05946 g gaben 0:0120 g Kohlensäureanhydrid. VI. Kohlenstoffbestimmung: In 6°6 g konnte C nicht nachgewiesen werden. Spezifisches Gewicht 2:754 (Erben). 81. Tonalitgneis. Hochalmkern, oberes Maltatal, linkes Gehänge unterhalb der Welfgangalpe. Gesammelt von F. Berwerth 1893. Handstück im k. k. naturhistorischen Hofmuseum. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben 1897. I. Aufschließung in kohlensaurem Natronkali: 0:9881 g gaben 06054 g SiO,, 0:0602g FeaO,, 0:1784 g Al,O,, 0:0002 Mn;0,, 0:0469 2 CaO, 0:0776 g MgsP50;. II. Aufschließung mit Flußsäure: 08425 g gaben 00800 g Alkalichloride, 0:0724 & K,PtC1l, entsprechend 0:0221 g KCI und 00579 g NaCl oder 0:0140 g K,O und 0:0307 8 Na50. III. Eisenoxydulbestimmung: 04773 g verbrauchten 2°2 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:006331 g FeO) entsprechend 001393 g FeO. { IV. Wasserbestimmung: 09067 g gaben 0:0136 & Wasser. Spezifisches Gewicht 2:745 (Berwerth). 32. Körniger Tonalitgneis. Zillertaler Hauptkette, Gögenalpe, Aufstieg aus dem Trattenbach- tal zum Neveser Sattel. Bildet Linsen in dem vorherrschenden mehr flasrig entwickelten Tonalitgneis Gesammelt F. Becke, August 1895. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut Wien, Nr. 148. Analyse aus dem Laboratorium E. Ludwig, ausgeführt von Karl Hödlmoser. I. Aufschluß mit kohlensaurem Natronkali: 1:0097 g gaben SiO, 0°6224 9, Mg5P,0, 0:0543.g entsprechend MgO 0:01955 8. II. Aufschluß mit kohlensaurem Natronkali: 1:0045 g gaben 01761 g Al,O., 0:0752 g Fea05, 0:0485 9 CaO. III. Aufschluß mit kohlensaurem Natronkali: 10487 g gaben 0:0101.g H50. IV. Aufschluß mit Flußsäure: 1'0194 9 gaben 00936 g Alkalichloride und 0:0847 g K,PtCl, entsprechend 001643 g KO und 0:03589,g Na,0. V. Aufschluß mit Flußsäure im Rohr: 0:5408 g verbrauchten 4:1 cm? Chamäleonlösung (1 cm? entprechend 0005731. g FeO entsprechend 00235 g FeO. Spezifisches Gewicht 2:775 (Becke). 168 F. Becke, 33. Amphibolhaltiger Bandgneis. Hochalmkern, Felsen bei Brandstatt, Maltatal. Gesammelt von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut Wien, Nr. 1411. Analyse von M. Dittrich, Heidelberg 1911. Spezifisches Gewicht 2:807 (Becke). 34. Flasrig schiefriger Floitit (Flugkogelgneis). Hochalmkern. Rechtes Gehänge des Ardacker- orabens bei Kötschach, Gasteintal, in einer Seehöhe von zirka 1350 m. Dieses Gestein setzt ein etwa SO — 100 m mächtiges Lager zusammen, das der nördlichen Schieferhülle des Hochalmkerns und zwar den Glimmerschiefern der unteren Stufe etwa 100 mm über dem Hauptgneiskern eingelagert ist, und sich vom Ardackergraben auf den Flugkogel nördlich vom Kötschachtal, durch den obersten Teil der Hödeggalpe bis in das Gehänge des Hubalpgrabens NW der Pletzachalpe verfolgen läßt. Handstück im min.-petrogr. Institut Wien, gesammelt von Dr. Schurk. Analyse von Dr. Schurk ausgeführt im mineralog.-petrogr. Institut Wien (aus einer noch nicht ge- gedruckten Doktor-Dissertation). Spezifisches Gewicht an mehreren ähnlichen Handstücken bestimmt, schwankt von 2:847 bis 2:867 (Schurk,). 35. Schiefrig plattiger Floitit. Hochalmkern. Anstehend am Weg vom Jagdhaus in der Pölla ins Eissigkar unter den Eissighütten. Gesammelt von F. Becke 30. August 1908. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut Wien, Nr. 1239. In den Bandgneiszonen des Hochalmkernes sehr verbrei- teter Typus. Analyse von Prof. M. Dittrich, Heidelberg 1911. Spezifisches Gewicht 2849. 36. Floitit (körnig, nicht geschiefert), gangförmig im flasrigen Tonalitgneis des. Roßruckens, Schwarzensteingrund, Zillertaler Hauptkette. Gesammelt von F. Becke 1897. Handstücke im mineralog.- petrogr. Institut der Universität Wien. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0:8963 g’ gaben 00146 5 Wasser. II. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 1°1114 g gaben 0:6552 9 SiO,, 008362 FesO5, 02000 g AlsO5, Spur MnO, 0.0728 g CaO, 0:1002 g Mg>P50, entsprechend 00364 9 MgO. III. Aufschließung mit Flußsäure: 0:9749 g gaben 0°0867 g Alkalichloride und 01099 & K,PtCl, entsprechend 00336 & K CI und 0:0531 g NaCl oder 0:0212 g K,O und 00282 5 NasO. IV. Eisenoxydulbestimmung: 05044 g verbrauchten 3°7 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:006708 FeO) entsprechend 0:02482 8 FeO. Spezifisches Gewicht 2'833 (Erben). 37. Diorit-Amphibolit. Zillertaler Hauptkette, Großtrog, N vom Neveser Sattel. Linsen im flasrigen Tonalitgneis. Gesammelt August 1895 von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Uni- versität Wien. Analyse aus dem Laboratorium von E. Ludwig, ausgeführt von F. Erben. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 169 I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 09657 g gaben 0°5250,£ SiO,, 00006 2 TiO,, 00786. £ Fe,O., Spur MnO, 01440 g Al,O,, 0:0768 g CaO, 0'249 £ Mg,P50-. II. Aufschließung mit Flußsäure: 10950 g gaben 0:0682 g Alkalichloride und 0:0601 g K,PtCl, entsprechend 00184 & KCI und 0:0498 g NaCl oder 0:0116 2 R,0 und 00264 g Na,0. £ III. Eisenoxydulbestimmung: 05016 g verbrauchten 4°3 cm? Chamäleonlösung (1 em? gleich 0:00628 g FeO) entsprechend 0:02700 8 FeO. IV. Wasserbestimmung: 06605 g gaben 0°0097 g Wasser. V. Kohlensäurebestimmung: 1°0009 g gaben 0°0124 2 Kohlensäureanhy drid. Spezifisches Gewicht 2:900 (Becke). 388. Biotit-Amphibolit. Hochalmkern, oberhalb der Hatzingalm, Rathausberg. Bildet linsenförmige Einlagerungen im Gebiete des Syenitgneises (vgl. An. 22). Gesammelt 1893 von F. Berwerth. Handstück im k. k. naturhistorischen Hofmuseum Wien. Analyse ausgeführt im Laboratorium von E. Ludwig von F. Erben 1897. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 1:0382 g gaben 0:5078 g SiOs, 0:0006 £ TiO,, 0:1315.£ Fe,O,, 0:1647 £ Als0,, 0 Mn 0, 0:0691 8 CaO, 01982 g MgsP,0;. II. Aufschließung mit Flußsäure: 09424 9 gaben 00548 g Alkalichloride und 0:0809 £ K,PtCl,; hieraus 00247 gNKCI und 0:0301 g NaCl oder 0:0156 g K,O und 0:0160 g Na,0. III. Eisenoxydulbestimmung: 0:5759g verbrauchten 6°2 cm? Chamäleonlösung (1 cm? —= 0:00628.g FeO) entsprechend 0:03894 g FeO. IV. Wasserbestimmung: 0:7982 g gaben 00252 g Wasser. V. Kohlensäurebestimmung: 0:9922 g gaben 0:0273 & CO3. Spezifisches Gewicht 3:01 (Berwerth). [x [3] Denkschriften der mathem..-naturw. Kl. LXXV, Bd, 170 RK, Beecke, Tabelle Gesteine des Zillertaler (Z) Z 15 15 20 23 | 25 H 13 14 16 17 19 21 22 24 Tauern-| Rat- Las- en n [Teen Nessel- Rot- Ra- \Dornau- tunnel | haus- Rainuch sacher Narom- Kolben LIESS rainer? | Lafenn? arten bach | metten- |bergkl.? e 3 v0...’ |tunnelSl) stuben ? 2 berg = N berg Winkel > wand Gewichtsprozente SiOs 7448| 75:55 75'98| 7182| 72:09| 73-451 73°31| 70:56| 68:42] 66:34| 7147| 64:96] 69-50 TiO, "13 "15 za -04 Sp- A150, 12:77| 14:13) 1425| 16:04) 14:48) 14:20) 1403| 15:33] 16°13| 16-43] 15°33] 1652| 15-14 Fe,0, 56 61 42 64 1:98 -96 1:09 1:61 2-07 2-02 1:58 1:55 "92 FeO "50 “20 "38 "32 "75 1:37 1:06 89 1:28 1:86 jeato et MnO Sp- Sp. Sp. Sp. Sp. Sp. Sp. Sp. Sp. Sp- MgO "37 26 "20 "26 61 "öl 75 Tod 1:14 1:63 1:16 1:46| 1:23 CaO "63 1-26 1.33 2-07 1:46 1:74 1:46 1:73 1.7 1-85 1:89 2:68 2256 Na,0 au7d 4:48 5:18 4:89 3:30 269 2.98 DIT 3:96 4:09 347 3-80] 2-28 R,0 4:27 3:00 2:50 2:90 4:77 4-11 3:13 4:00 2:81 3:48 3:32 4:83] 366 H,O 2:46 "43 "45 1:44 1:06 1:40 "68 -91 1-28 245 297 1:05| 1:90 CO, "68 1:04 1:14 1:42| 1-28 P,0; 25 "14 99-92] 99-92) 100:64| 100-358] 100:20| 100:49)| 99-05) 100:20) 99:73] 9957| 10105) 99-42| 100-18 Sp.G 263 2:64 2.637| 2639 2:64| 2:682 2:72| 2:674| 2696| 2:668| 2714 : Molekularquotienten X 1000. SiO, 1233 125] 1258 189 1194 1216 1213 1168 1132 1098 1182 1073| 1151 TiO, 2 2 1 1/,Al503 250 277 279 314 254 278 275 300 316 322 300 324 297 1/aFes05 7\ 8 5 s 25 12 14 20 26 25 20 19 12 FeO 7 3 5 4 10 19 15 12 18 26 16 24 MnO MgO 9 6 5 6 15 13 19 30 28 40 29 36 30 CaO 11 23 24 37 26 31 26 31 35 33 34 48 46 1/,Na,0 121 145 166 158 106 87 96 89 128] 132 112 123 74 1/,K,0 91 64 53 62 101 87 66 85 60 74 70 102 78 (0207) 15 24 26 32 29 P50, 2 1 Molekularprozentzahlen der Oxyde SiO, 82-3 Bla) st‘5 78:9 794 81:0 80-8 784 77:0 74:9 Fuet ee 1 AlsO; 8:3 9-0 gl 10-4 9:4 9-2 Sal 10:0 10:7 11150) 959 11:0) 10.0 FeO =) 4 36) 6 2-6 18557 1:8 07 et as 23 2:4 2:0 MgO "6 "4 23 4 11000) 8 122 2.0 19 2:8 108) 2:5 2:0 CaO "8 1:25 1145 2-5 ar, 2-1 el Beil 2:4 222 2-2 3.2 31 Na,0 40 47 54 5.2 3:5 2 3.2 3:0 4:3 45 3:7 4:2 25 K,0 ao 2:1 17 2-0 3:4 ee) 2:2 2-8 2:0 2-5 2-3 35 26 10:05 ZrO,. 2 Spur Li. I. Chemische Analysen von krystallinen Gesleinen. und Hochalmkernes (H). SI] 28 30 36 37 Z 26 27 29 31 34 35 | 38 H dx ® | kas > Mauern Schltt- IT... Karla Malta- N | Br Se Flug; Eissig- | Roß- Gıoß- |Hatzing- Sa tunnel | stein? alanen ale tal2 | | Göge statt | Kaas kar rucken | trog2| alm? Winkel s | | | | | rail kan 4 ken | trog?2| alm2 | | Gewichtsprozente 70-83] 6461| 66:43] 60-911 60:91] 61-27) 61:64] 59:99) 55°94) 52:10) 5895| 54:36, 4891 SiO, ill SR ”23| Sp. 98 25 | Sins -06| 06 TiO, 13°65| 15-97| 15:76 17:28) 16-02] 18°06| 1753| 1536| 17:91) 16-20) 18-00) 14-91) 15-837 AlsO2 2:27 289 "36 2:65 2.35 2:85 2:66 2-55 288 2245 2:05 DEE Fe,0, 1226 2:49 3:40 2.02 3:39 292 4:35 2:88 3:98 365 4:92 5:38| 6-76 FeO SP. Sp- Sp. Sp. 1021 2Sp. So So le) Sr SP- Mn © 7 1:56 1:60 2 DAT, 2.83 1:94 32230 3a 4:42 3.28 3-99) 6-87 M&O 2.82 2-57 Bl 3.62 Bu3P 4:75 4:83 556 6:19 3:30 6:55 7:95) 666 Cao 382 295 DOTR 325 1:80 3:64 3792 4:56 331 1:98 2.89 2-41] 1770 Na50 2:70 3:90 3-57 4-91 4:47 1:66 1:61 209 BIS) 4:35 2-18 1:06} 1:66 K,0 let) 2:53 1:16 "60 2:08 1:50 96 144 125 2-09 1:63 1:47) 3:16 H50 1:81 1:86 2.02 >15 1:33 2:88 2a 275 CO, 227 52 09 DI Ps0, 99-52) 100-65| 99-94| 99-70) 99-80] 99-50) 99-04 99-52] 99-91| 100-209] 100-451 99-99) 99-561 2 2760| 2726 2265| 2.7154 2745| 2.7075, 2807| 2847| 2845| 27833] 2900) 3-01 Sp. G — 2:67 Molekularquotienten X 1000. | 1172, 1070 1098 1008 1008 1014 1020 994 927 364 975 899 10 SiO, Jar 3 12 3 11 1 1 TiO, 267 312 308 338 314 354 343 300 35l 3 353 292 310 1/5A1s0, 28 36 B) 33 29 36 33 32 32 31 26 27 65 1/FesO 18 35 47 28 47 41 61 40 55 51 68 8) 94 FeO 1 2 MnO 18 39 40 59 69 70 48 so 32 109 sl 223 170 MgO +1 39 56 65 59 85] s6 99 116) 148 117 142 119 CaO 123 95 88 105 58 117 114 147 107 64 93 78 55 1/,Nas0 57 83 76 104 95 35 34 44 7 32 6 23 35 1/,K50 2 41 44 46 | 3 31 66 28 63 CO, | 3 0:6 5 P,0- Molekularprozentzahlen der Oxyde 78:9 73:4 79-2 69:7 70-5 68°5 69-1 66:9 62407 60*3 65:0 58:1] 56-9 SiO, 9-0 106 10-5 11:6 10-9 12-0 176 10:0 11:8 10:9 Nez 9:4) 10-9 AlsO, Be 4:8 zeil 3:0 43 3:9 9.2 4:9 99 5°7 PD) 97 8:9 Feo 12 276 28 4:0 48 47 323 9.3 9.6 75 54 14-4] 11:9 MgO 2.8 2:6 3.8 45 41 Be 9:8 6°6 7:8 10:2 7:8 9-2 8-3 CaO 41 3-2 3.0 3:6 2.0 4:0 3:8 4:9 36 2332 Be 258 1=®) Na50 19 2178 2-6 3:6 383 1632 122 14 207 372 15 = 132 K,O 3 Hygroskopisches Wasser 0:08, Schwefel 0:05, Summe 9954; hiervon ab O für S 0:02 I Hygroskopisches Wasser 0:13. gibt obige 99:52. [54] 102 Re Bieck e, Z 15 18 20 23 H 13 14 16 17 19 21 22 Tauern-| Rat Sr WBas- ann. | Kolben- Nessel- ; Rot- tunnel | haus- Rotbach sacher Ka stuben | Liskele | rainer | Lafenn' a bach N berg Winkel SIE Osann’sche Zahlen a 15 145 147 132 12-2 113 10-2 9-5 9: 9-4 22 ce 1 3-1 3'2 45 Seal, f) 3.3 34 3° 3:0 JE 3° 24 oh 2° 47 "6 6°5 | 6° 7:6 {79 IN 04 (7 0°5 07 08 1°3 2-0 2a 20 1:8 1aer7 a! 15.4 14:9 14:9 13°6 12-8 12 11-8 111 11:0 10°5 10-4 ec! 1106) 2-9 Sal 4:2 2:8 3° 290 PaE ob Die 3.0 fl 3-1 22 2-0 22 44 4° 54 6° 59 [0% 6°6 Ay 9:03 Bez 8:75 8-25 8:18 7-81 Us) 7:33 7:33 17265 eilß) cy "48 -94 94 1:39 1:03 1:40 122 1:30 137 1:18 1:34 Fo -49 "35 “31 35 79 79 119) 137 1:30 1:47 1:47 ah, 9:09 8:83 3-81 3:38 8:34 8:16 8:12 7:93 1.82 7:74 7:67 ch -45 "86 90 1°29 -94 1:18 "95 1:00 112 1:00 yeah u "46 "31 29 “33 12 "66 “93 1:07 1:06 1:26 1722 k 1:81 1:82 1:75 1:58 1:68 1:96 2-05 1:80 1-62 1:43 ei72 {0} ERIE) 34 32°6 26 29-1 36 37:6 314 26°2 20 DOT, Metallatomprozente Si 714 70°5 70-1 66°8 68°2 702 709°3 67°3 65°2 63:0 66:7 Al 144 15°6 15°5 ze 16:2 11°0 15-9 17-3 18-1 18°5 16°9 Fe "8 "6 "6 U 14 1:3 1-9 159) 22 2-5 26 Mg 95) 4 “3 "4 9 a7, Ras 107 1:6 2-3 16 Ca "6 13 1°3 zei 1°5 13) 155 1:8 200) ‚of 1-9 Na 120) ol 9-2 8:9 (Oi 50 55 o-1 74 7:6 6°3 K 5'83 "6 3:0 236) 5-7 5:0 3:8 4:9 3.4 4:2 4:0 Si 714 70°5 701 66°8 68:2 70-2 21028 673 65°2 63:0 66°7 15°7 16°6 16°4 18:8 18:5 18:0 18:9 20-9 21 23.3 aulsil 12.9 13:0 13°5 14°5 13-3 11°8 10:8 18: 12°8 13-7. 1822 Or 41 27 22 24 43 43 35 42 27 31 32 Ab 54 63 68 62 46 42, Sl 43 57 55 52 45 37 An? 5 (8-5) | 10 (13)| 10 (14)| 14 (19) | 11 (20)| 15 (26) | 14 (21) | 15 (26) |16 (22) |14 (20) | 16 (23) | 18 (28)| 23 (88) Plag. beobachtet 5—11 18 7—8 9—16 10 11 5 3 5—16 7 4 1 Unter O stehen Gewic gungswert ergeben. Bei dieser Rechnung wurde der Überschuß von Tonerde T nicht zu A hinzugeschlagen. ıtsprozente Quarz, die sich aus dem Überschuß von SiO, über den aus a, c, fo berechneten Sätti- 2 Die eingeklammerte Ziffer bedeutet den Prozentgehalt An in dem aus Ab —+ An berechneten Durchschnittsplagioklas. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 30 36 28 32 Z 26 27 29 31 33 34 35 38 H as m, Schliff- Boden- a " lan RoN- Groß- |r7 , Sacher | en) ein! |Hierkar alpe |Maltatal case Bei! Blue, Berg rucken | trog uEZUEn BERN tunnel statt kogel kars alm Winkel Osann’sche Zahlen JB 75 Sl Quo, 4 5.0 4:9 5.5 4:9 41 39 1.39 1-8 a 2 3:3 "5 “2 55 DT 44 3:8 6:0 ST 45 c 6°6 9-2 83 10.4 9-5 9-4 ale 10:7 12-1 10-1 144 ad . if 0:2 2-0 11 125 1:0 0:8 7 “3 8:9 8: “5 5:7 5.4 a 2 2.9 °®) 5°5 cı 6°5 8:2 7° IulG Sl Sl fl geil 656 6:18 626 536 4:91 4:86 5:56 5:04 4:56 3:74 2:48 2:44 Ay 1:63 1'43 2-10 1:94 "08 2.783 2282 1:57 2.22 2:08 334 352 2199 Co 1:26 2:01 172 1:80 2:56 236 21332 21387 2:74 3:36 2192 00 4:57 Fo 7-15 7:16 6:60 5:96 5:39 5721 ah 1:60 1:19 1:87 1:81 2-48 2.683 ch 1224| 1765 | 1:53 2:23, 2.13 | 2-16 I 1:70 1:49 1:58 >15 Se) 1-31 1:35 1:14 1:10 0-92 eg 1:04 | 0:98 k 29-2 213 24-4 8-1 9:6 145 15:8 75 5 9-5 22 {0) Metallatomprozente 679 62-9 63:9 58:0 60:0 57:9 586 57:5 53-1 57 55.4 SulElz, 48:9 Si 155 18-1 7°®) 19:4 18:7 20-2 19-7 ren 20:0 18-8 20-2 16:6 18:7 Al Bo 4-1 3-2 3:4 4:6 4:4 5.4 42 5:0 4:9 508 5-8 96 Fe nejl 2-3 2:3 3:4 41 4:0 28 4:6 47 6-5 46 12:6 10:2 Mg 2:4 2:3 3:2 3:7 3°5 4:8 5-0 Ds 6°6 8:8 6°6 81 12 Ca weil 55 5-1 6-0 35 (07 6°5 S.4 6-1 3:8 PER: 4 3:3 Na 3-3 4:8 4:4 6:0 56 2-0 2.0 2:5 4:5 5:5 2° 173 Beil K 679 62- 63:9 58:0 60:0 Be) 58:6 57°5 53-1 Sulz 55.4 Sulz 48:9 Si 19-3 24° 23-4 | 26-2 27:4 | 28:6 210.39 29.9 29-7 302 30-1 35:0 38-5 U 12° 12 13:7 15°7 12.76 13° 13-5 16°6 722; 18:1 14°5 13°8 12-6 IL, 26 38 34 38 45 15 15 18 30 39 19 11 18 Or 55 44 40 38 27. 49 48 60 39 27 38 40 27. Ab 19 (25)| 18 (29) | 26 (39) | 24 (38) | 28 (50)1 36 (42) | 37 (43) | 22 (27) | 31 (44) | 34 (57)| 43 (54) 49 (55) | 55 (67) An | Plag. 15—22| 4—5 6 22 30 28—21| 5—6 5—21 | 20—30 | 19—23 beobachtet 174 F. Becke, III. Alte Intrusivgneise. 39. Aplitischer Granitgneis (Streifengneis). St. Leonhard in Passeier, Hoferschlucht oberhalb der Hoferkapelle. Bildet die Randfazies von Nr. 43. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog. petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0:7502 g gaben 05697 g SiO,, Spur TiO,, 0:1024, 5 AlyO,, 0:0123,g Fe, O,, Spur MnO, 0:0032 9 CaO, 0:0049 g MgsP50-. II. Aufschließung mit Flußsäure: 0'9787 g gaben 0°1215g Alkalichloride und 01929 g K,PtCl, entsprechend 0:0589 g K CI und 0:0625 g NaCl oder 0:0373 & KO und 00332 g Na,0. III. Eisenoxydulbestimmung: 0'6917. 5 verbrauchten 095 cm? Chamäleonlösung (1 cm? —= 000544 5 FeO) entsprechend 0005168 FeO0. IV. Wasserbestimmung: 0:7572 9 gaben 0:0061 g Wasser. Spezifisches Gewicht: 2:86— 2:68 (Grubenmann). 40. Pegmatitischer Gneis. Wielenbach, N von Bruneck, Randfacies der Antholzer Granitgnejs- masse. Gesammelt von F. Becke 1894. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut Wien. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Karl Hödlmoser. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 10035 g gaben 0°0146 £ H,0, 0:7590 £ SiO,, 0:0144g Fe,O,, 0:1257g AloO;, 0.0056. 5 CaO, 0:0090 g MgaP50, entsprechend 00032 g MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1°0731 g gaben 0°'1645 g Alkalichloride und 04250 g KaPtC1],. III. Eisenoxydulbestimmung: 0:4895 g verbrauchten 045 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 00055 g FeO). Spezifisches Gewicht 2:676 (Becke). 41. Muscovitgranitgneis. Maurach-Schlucht, Ötztal. Gesammelt von U. Grubenmann. Hand- stück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben 1899. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:7689. 8 gaben 0°0073g Wasser; b) 1:1967 g gaben 0'9121 9 SiO,, 00254 £ Fe,O,, 01568 g AlsO., Spur MnO, 0:0078 g CaO, 0:0095 g MgsP50, entsprechend 00034 8 MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 0°9726 g gaben 01066 Alkalichloride und 0°1940 g K,PtCl, entsprechend 0:0593 g K Cl und 0°0473 g NaCl oder 0:0375 K,O und 0:0251 g Na30. III. Eisenoxydulbestimmung: 05376 g verbrauchten 1:0 cm? Chamäleonlösung (1cm® — 0:00671 9 FeO) entsprechend 0-00671 8 FeO. Spezifiisches Gewicht 2:656 (Erben). 42. Flasriger Muscovitgranitgneis. Söldnerkogel, Ötztal. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben 1899. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:8245g gaben 0:0107 g Wasser; b) 1:0148 g gaben 07542 8 SiOs, 0:0210.& FegO,, 0:1477 g AlsO,, Spur MnO, 0:0102 g CaO, 0:0100 g MgoP50, entsprechend 000368. MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 10406 8 gaben 01157 g Alkalichloride und 0:2558. 9 K,PtCl, entsprechend 0.0782 E KCl und 0:0375 g NaOl oder 0:0494 g K,C und 0:0199 & Nas0. Chemische Analsen von krystallinen (resteinen. 175 III. Eisenoxydulbestimmung: 0°4974 9 verbrauchten 0:95 cm? Chamäleonlösung (1 cm? = 0:00671 g FeO) entsprechend 0:00637 g FeO. Spezifisches Gewicht 2:656 (Grubenmann). 43. Flasriger Granitgneis. St. Leonhard in Passeier. Hoferschlucht oberhalb der Hoferkapelle. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog. petrogr. Institut, Polytechnikum Zürich (vgl. Nr. 39). Analyse ausgeführt im chemischen Laboratorium E. Ludwig von F. Erben. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 1:1366 9 gaben 0'8520.9 SiO,, 0-0011 g TiO,, 0:0245 5 FesO., 0°1578g A10, Spur MnO, 0:0104 g CaO, 0:0137 Mg,P50O.. Il. Aufschließung mit Flußsäure: 11137 g gaben 01217 g Alkalichloride und 0:2088 g K,PtCl, entsprechend 00638 g K Cl und 0:0579 g NaCl oder 0:0403 K,O und 00307 g Nas0. III. Eisenoxydulbestimmung: 07049 g verbrauchten 145 cm Chamäleonlösung (1 cm? = 0:00544 g FeO) entsprechend 0:00789g FeO. IV. Wasserbestimmung: 0:8746 g gaben 0:0126 g Wasser. Spezifisches Gewicht 2:68 (Grubenmann). 44. Grobflasriger Granitgneis. Hauptgestein des Antholzer Granitgneiskernes mit handteller- großen grau durchscheinenden Mikroklinen. Gesammelt auf der »äußeren Gießen« bei Oberrasen im Ant- holzer Tal von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien. Literatur: G. Stache, Verhandl. geol. Reichsanst. 1872, p. 251. F. Teller, ebenda, 1882, p. 342. Die öfters behauptete Ähnlichkeit dieses Gesteins mit dem Gestein des Zillertaler Kernes hält bei genauerer Betrachtung nicht stich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Erwin Laufberger. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0:9703 g gaben 0:0147g H50, 0:7215g SiOs, 0:0274g Fe5O;, 0:1417g Al,O,, 0:0105 g CaO, 0:0162 5 MgaP,0, entsprechend 00058 g MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1°0250 g gaben 0:0936 g Alkalichloride und 0° 1690 g K,Pt C1,. III. Eisenoxydulbestimmung: 0°492 g verbrauchten 1'25cm3 Chamäleonlösung (1 cm? = 0:0055 g FeO) entsprechend 0.006888 FeO. Spezifisches Gewicht 2:654 (Becke). 45. Granitgneis, Tauferer Schloßberg. Bildet ein vom Mühlwalder Tal quer durch das Ahrntal bei Taufers bis weit in das Reintal verfolgbares Lager in den Schiefergneisen nördlich des Tonalitkernes der Rieserferner. Gesammelt von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien. Analyse ausgeführt von Walter Claar im Laboratorium E. Ludwig 189. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 11351 g gaben 0:0179g Wasser; 5) 1'0613g gaben 0°7763.g SiO5, 0:1463 9 AlsO3, 0:0267 5 Fe5O,, 0:0201 g CaO, 0:0195.g MgsP50-, entsprechend 0:0070 £ MgO. Il. Aufschließung mit Flußsäure: 1°1100 g gaben 01268 g Alkalichloride und 0:2447 g KaPtC1,. III. Eisenoxydulbestimmung: 0:6408 g verbrauchten 1’1 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:0055 £ FeO) entsprechend 0:00605 £ FeO. IV. Kohlensäurebestimmung: 3:0137 g gaben 00182 g Kohlensäureanhydrid. Spezifisches Gewicht 2669 (Becke). 46. Flasriger Granitgneis (Augengneis). Hinter Winterstall, Venter Tal. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:8200g° gaben 00108 g Wasser; b) 1:0136. & gaben 0-731 BE Si o,, g Fe,0,, 0:1415.g AlsO,, Spur MnO, 0:0179 £ CaO, 0:0300 g Mg,P,0- entsprechend 0-0108 g MgO. g 0-0322 176 F. Becke, IT. Aufschließung mit Flußsäure: 10041, gaben 0’1121 g Alkalichloride und 0:1819 £ KoPtCl, entsprechend 00556. £ KCl und 0:0565 2 NaCl oder 0°0351 g K,O und 003008 Naa0. III. Eisenoxydulbestimmung: 0'5191.g verbrauchten 7°8 cm? Chamäleonlösung (1 cm? = 0'001108g FeO) entsprechend 0:00864 g FeO. Spezifisches Gewicht 2692. 47. Diaphthoritischer Granitgneis. Kuppe W vom Kellerjoch bei Schwaz. Gesammelt von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien. Nr. 541. Literatur: A. Pichler: Jahrbuch k. k. geol. Reichsanst. 78, p. 45, 1868, 19, p. 207, 1869. F. E. Suess: Jahrbuch k. k. geol. Reichsanst. 44, p. 629, 1894. F. Ohnesorge: Verh. k. k. geol. Reichsanst. 1908, p. 119. F. Beeke: Anzeiger der kais. Akad. d. Wiss. 1898, 20. Jänner. Mitt. der Wiener mineral. Gesellschaft, 19. April 1909. TMPM. 28. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:9855 g gaben 0:0347 g Wasser; Db) 155169 gaben 1:1280g SiO,, Spur TiOs, 00712 g Fes0;, 02000 g AlsO;, 0:0137 g CaO, Spur MnO, 0:0431.g Mg9P,O, entsprechend 00155 g MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1°0392 9 gaben 0°1239 g Alkalichloride und 0:1289 g K,PtCl, entsprechend 0'0394 & KCl und 0:0845 g NaCl oder 0:0249 g KO und 00448 g Na,0. Ill. Eisenoxydulbestimmung: 101509 verbrauchten 4:1 cm? Chamäleonlösung (1 em? — 0006686 g FeO) entsprechend 9:0274 g FeO. Spezifisches Gewicht 2:674 (Erben). 48. Schiefriger Biotit-Granitgneis. Ochsenbauch am T'schigat, Zieltal nördlich von Partschins im Vintschgau. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.-petrog. Institut Polytechnikum Zürich. Verbreiteter Typus in der Tschigatmasse. Analyse im Laboratorium E. Ludwig, ausgeführt von Wilhelm Weibel 1898. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 4)0'8240 9 gaben 0:0107g Wasser; 5) 1'0182g gaben 0°6879 SiO,, 09-0489, Fe,O;, 0:1800 £ AlsO,, 0:0008 £ TiOs, Spur MnO, 0:0266 £ CaO, 0:0492 g Mg;Ps0.. II. Aufschließung mit Flußsäure: 101319 gaben 0:0803.g Alkalichloride, 0:1205 g K,PtCl, entsprechend 00368 KCI und 00435 g NaCl oder 0:0233 gK50 und 002318 Na,0. III. Eisenoxydulbestimmung: 05342 g verbrauchten 3:7 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00492g FeO) entsprechend 0:0182. 8 FeO. Spezifisches Gewicht 2:72 (Grubenmann). 49. Biotit-Granitgneis. Aufhofen bei Bruneck. Hauptgesteinstypus am Südrand der Antholzer Granitgneismasse. Steinbrüche bei Aufhofen. Gesammelt von F. Becke 1894. Handstück im mineralog.- petrogr. Institut der Universität Wien. Vgl. die Angaben bei Nr. 44. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von A. Exner, 1896. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 1'0574 9 gaben 00114 g Wasser; b) 1:0494g gaben 07297 g SiOs, 0.0536 £ Fe,O,, 0:1550 g AlsO5, CaO 00224 9, P,O,-Mg, 0:0332 8 (0012 g MgO). Spur MnO, Titansäure nicht nachweisbar. II. Aufschließung mit Flußsäure: 11092, 9 gaben 0'1332 g Alkalichloride und 0°2214 g KoPtC1,. III. Eisenoxydulbestimmung: 0°6190 g verbrauchten 2°9 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 00055 g FeO). Spezifisches Gewicht 2:722 (Becke). 50. Augengneis. Fuß der Hochedergruppe bei Silz im Inntal. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. Anmerkung: Die Zurechnung dieses Gesteins zu den Intrusivgesteinen ist fraglich. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 7% Analyse ausgeführt im chemischen Laboratorium von E. Ludwig von F. Erben und Wilhelm Weibel 1898. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 1:0187 g gaben 0:6915. 8 SiOs, 0:0584 2 Fe,O;,, 0:1621 & AlyO,, 00004 9 TiO,, Spur MnO, 0:0213 g CaO, 0:0413 g MgsP50,; 5) 08193 g gaben 00124 g Wasser. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1°0094,9 gaben 0:0396 g Alkalichloride, 0:1520 g K,Pt Cl, entsprechend 0°0465 8 KCI und 0:00431 g NaCl oder 00294 g K5O und 00229 g Na,0. III. Eisenoxydulbestimmung: 05455 g verbrauchten 4°1 g Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00492 g FeO) entsprechend 0:02017 g FeO. Spezifisches Gewicht 2:71 (Grubenmann). ol. Körnigflasriger Granitgneis. Nord von Partschins, Hauptgestein der Tschigatmasse. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. (Vgl. 48.) Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Wilhelm Weibel 1898. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:8156,g gaben 0'Olllg Wasser; 5b) 0:9966 £ gaben 0:6639 2 SiOs, 0:0530 g Fe,0, 01628 g Al,0,, 0:0007 g TiO>s, Spur MnO, 0:0239 g CaO, 0:0498 g MgsP50,. II. Aufschließung mit Flußsäure: 09960 g gaben 0°0790 g Alkalichloride, 0:1328 g K,PtCl, entsprechend 0:0406 £ KCI, 0:0384 g NaCl oder 0:0257 g K,0, 002048 Nas0. : II. Eisenoxydulbestimmung: 0:5388 g verbrauchten 3°9 cm? Chamäleonlösung (1 cm? = 0:00492 g FeO) entsprechend 0:0192g FeO. Spezifisches Gewicht 2:72 (Grubenmann). 02. Feinkörnige basische Konkretion im Granitgneis von Aufhofen (vgl. Nr. 49). Gesammelt von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien. Analyse im Laboratorium E. Ludwig, ausgeführt von Karl Hödlmoser. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 1°0464 9 gaben 00176. g Wasser, 0°7065 9 SiO,, 0:00398 TiO,, 0:0554 g Fe,0;, 0:1519 g AlsO5, 0:0301 2 CaO, 0:0368 g MgsP50- entsprechend 0:0133 £g MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 10394 9 gaben 01141 g Alkalichloride und 01531 8 KoPtC1;. III. Eisenoxydulbestimmung: 0:4949 g verbrauchten 2:85 cm? Chamäleonlösung (1 cm? = 0:0055 £ FeO). Spezifisches Gewich 2:782 (Becke). 53. Granodioritgneis. Acherkogel, Ötztal. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut im Polytechnikum Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Wilhelm Weibel. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: @) 0:9854 g gaben 0:6978 g SiO,, 0:0380 g Fe,O,, 0:1522,9 AlsO>, 0:0003.g TiO,, Spur MnO, 00363 2 CaO, 0:0345 g MgaP,07; b) 0:7712.g gaben 0°0097 g Wasser. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1°0036 g gaben 00623 g Alkalichloride und 0°0519 g K,PtCl, entsprechend 00159 g K CI und 0:0464 g NaCl oder 0:0101 g K,O und 0:0246 g Na,0. Spur LisO. III. Eisenoxydulbestimmung: 05261 g verbrauchten 2:8 cm® Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00492,5 FeO) entsprechend 0:01377 g FeO. Spezifisches Gewicht 2:70 (Grubenmann). 54. Granodioritgneis, Engelwand, rechtes Ufer der Ötztaler Ache nördlich von Tumpen. Gesam- melt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut im Polytechnikum in Zürich. Denkschriften der mathem.-naturw. Kl. LNXNV. Bd, 93 178 . RB. Biecke, Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Wilhelm Weibel 1898. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0'8020,g gab 0'0082, 9 Wasser; b) 1:0029,9 gaben 068472 SiO,, 0.0534 8 Fe,05, 0°1608,g Al,O,, Spur MnO, 0:0412 2 CaO, 0:0483.g MgsP507. Il. Aufschließung mit Fltißsäure: 1°0381g° gaben 0:0837 g Alkalichloride und 0:1141.g KyPtCl, entsprechend 00349 g KCl und 0:0488 g NaCl oder 0°0221 g KsO und 00259 £ Na,0; kein Lis0. Tabelle Alte | | 39 1 40 411 | 421 43 1 44 45 46 St. Leonhard | Wielenbach | Umbhausen | Söldnerkogel | St. Leonhard Oberrasen | res Winterstall | | chloßberg Gewichtsprozentische Zusammensetzung. SiO, 75:94 75:63 7622 74:32 74:96 74:36 73-15 72-17 TiO, Sp. Sp. -10 Sp. Al5O, 13-87 12-53 13:10 14:55 13:88 14:60 13:78 13:96 Fe903 si "86 Sre: "65 “92 1:26 1:47 1:33 Fe oO 70 oil 1:25 1:28 1212 1:40 94 1:67 MnO© Sp. Sp. Sp- Sp. Sp- Sp. Sp- Sp. MgO "24 32 “28 "36 44 "60 66 1:07 Cao "43 56 "65 1:01 92 1:08 1:89 dr N20 . 3:39 1.72 2:58 1% 278 2:18 2:49 2.99 K,0 3:80 7:65 3:86 4:75 3:62 3-18 4:26 3:50 H,0 st 1’45 95 1-29 1:44 1:51 1:58 1:32 CO, = _ — _ _ _ 60 — 10004 101°23 90:63 100°12 10005 10017 10082 99:78 Sp. Gew. 2:67 2:676 2656 2:656 2:68 2:654 2.669 2.692 Molekularquotienten X 1000 SiO, 1257 1252 1262 1232 1241 | 1231 1212 1196 TiO3 = _ .._ = _ 1 _ - 1154150, 271 245 256 284 271 286 270 273 1/oFe,O3 10 11 9 8 12 16 18 17 FeO 10 7 17 15 16 19 13 23 MgO 6 8 7 o 11 15 16 27 CaO 8 10 12 18 16 19 34 32 1/,Na,0 109 56 83 62 89 70 80 97 1/,K,0 si 162 82 101 78 68 91 74 CO, _ —_ — — — _ 14 —_ 1 Spur Li,0. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 179 III. Eisenoxydulbestimmung: 0:5375 g verbrauchten 3°8 cm? Chamäleonlösung (1 cm? —= 0:00492 g FeO) entsprechend 0:01869 &g FeO. Spezifisches Gewicht verschiedener Exemplare 2:74, 2:50 (Grubenmann). IM. Intrusivgneise. | 471 48 49 50 By! 5272 3 1 54 Kellerjoch Tscehigat Aufhofen | Silz Partschins Aullholen Acherkogel | Engelwand > 5 | a 5 2 bas. Konkr. | = re: | | Gewichtsprozentische Zusammensetzung. 71:55 67:56 6953 67:89 | 66:61 67.02 70:85 68:27 SiO, SP- "08 — 04 "07 SET 03 — TiO, 12228 17:69 14:77 15:91 16.34 | 14-52 1544 1592 AlsO3 1-41 1-02 9-24 1:64 1:37 1:77 -95 1-42 Fe,0z 2170 3-41 2:58 3:69 356 3:17 2162 3-48 FeoO _ Sp. Sp. Sp. Sp. Sp. Sp- Sp. MnO© 99 1:74 1:14 1:46 1:80 1127 1327 1572 MgO 0:93 22162 Dale) 20) || 2:39 2.88 3:68 4:08 CaO 4:31 2:24 313 DT | 2-05 343 2:45 2:49 Na,0 2-41 21230 3:86 21.91 3:86 2.85 1:01 2:18 K,0 352 1:30 1:08 1:51 1:36 1:68 123 1202 H,O 10010 99:96 10046 99-41 99-41 99:46 99-53 10053 2:674 2:72 2122 2.71 DIT 2.782 2,70 2277. Sp. Gew. Molekularquotienten X 1000. 1185 like) 1151 1123 1102 1118 1173 1130 SiO, _ 1 _ 1 1 5 4 _ TiO3 240 345 289 sl 319 284 302 sl 1/9Al503 18 13 28 21 17 22 12 18 | 1/oFe,O; 38 47 36 ol 50 44 36 48 FeoO 25 43 28 36 45 31 31 43 MgO 17 47 38 37 43 52 66 73 CaO 139 72 101 73 66 111 79 0) 1/,Na,0 Sl 49 82 62 82 60 21 “45 1/,K,0 CO, 2 Spur Pa0;. 1 Spur LisO. 23* 180 F. Becke, Tabelle III. Alte Intrusiv- | | 39 | 40 41 | 42 43 4 45 46 wi; . |: h Tauferer Y St. Leonhard | Wielenbach Umhausen | Söldnerkogel | St. Leonhard | Oberrasen Schloßberg | Winterstall Metall-Atomprozentzahlen. Si 71:8 71'5 73-1 7122 71526 71:5 69-9 68:6 Al 15°5 14:0 14:8 164 15'7 16:6 15°5 15°7 Fe 12 1:0 1:5 15 1"6 2:0 1:9 2:4 Mg “3 4 4 "5 6 9 =%) 15 Ca "4 6 7 1:0 ) il 2:0 1:8 Na "2 3-2 "8 6 5-1 41 4:6 56 K 4:6 eos) 27 5° 44 iR) 972 4:4 Si 71:8 71°5 731 71:2 71° 71°5 69:9 68:6 U 17:0 154 16:7 15°4 ae) 19 18:3 19:6 L 1172 13-1 10:2 10-4 10° 9-1 11:8 11:8 Molekularprozente SiO, 82 82-7 83°4 81:9 82-4 81:9 806 79:4 AlsO5 8: 8-1 S'5 9-5 9:0 9-5 8:9 9-1 FeO 1:0 8 1-4 1:5 124 1:8 1:5 2:0 MgO 4 “5 “5 "6 7, 1:0 11 1:8 CaO "5 Sl 8 1:2 to 13 202 21 Na,0 "6 1:8 2-7 0 2: 2-3 2:7 3:2 Ks0 27 54 2:7 "3 2) 2°2 3:0 2.4 Osann’sche Zahlen a 14°7 151 12: 12-1 12-1 10-0 10-2 “2 il IE 2:7 24 2:8 il 4:1 3° 53 5°2 5°5 7"2 5°7 eR2 ar 2-1 0:2 2-3 3:0 25 37 1:0 1:4 a’ 15'7 15'2 144 14° 137 12-8 ET 10-3 6" Lo 1:4 2° 1:9 2-0 3:7 8° 7 3% 34 4:2 4: 4: 52 92 6°6 Ay 9:0 9-05 8:54 8:21 8:23 7:57 747 7:26 [2 42 60 eh] "82 1:06 1:48 1:34° Fo 53 "86 "88 "95 1:37 1:05 1:40 al 9-2 9-08 8:92 8:75 8:71 8-48 7:78 7:64 ch "3 -40 "44 "64 60 "66 1:30 1:15 4 "5 52 64 61 69 86 92 1:21 k 2:06 1:80 2-29 2.21 2.19 2:45 1267 1:86 Q 39 334 428 40°7 40°6 44 2.912 33.4 Or 41 71 46 56 42 43 44 37 Ab 55 25 47 34 49 45 39 48 An 4 E Ü 10 9 12 Ir 15 (7) (15) (12) (23) (16) (22) (30) (25) An beob. 5 2 3—9 5—10 6°5 8s—10 3 — Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 181 gneise (Fortsetzung). T | T 47 48 49 50 51 52 | 53 54 f : | Aufhofen Kellerjoch Tschigat Aufhofen Silz Partschins bas. Konkr. Acherkogel Engelwand Metall-Atomprozentzahlen. 69-2 645 65:6 65°6 640 64°9 68:3 64:6 Si 14:0 19-9 16°5 18-1 18°5 16°6 1725 17:8 Al 3:2 34 3:6 4:2 3-9 3° 2.8 3:8 Fe 14 25 1:6 21 2:6 10 1:8 2:4 Mg 1:0 OT 202 22 25 3:0 3'8 4'2 Ca 8-1 4:2 38 4:3 3:8 6.4 4:6 4:6 Na 3:0 2:8 4:7 3:6 4'7 30 102 26 K 69-2 64°5 65°6 65:6 64:0 64:9 683 646 Si 18:6 25° ZT 244 250 22.02 22°] 240 U 12-1 gE 12-7 10-1 11:0 12-9 9:6 11.4 L Molekularprozente 2as7 74:9 76:6 75:8 7 754 LG) 74:3 SiO, 8-1 115 936 105 10 95 10-0 10-2 \1503 3-1 3:6 3:3 4:2 3:9 37 218 3:8 FeO 1:6 29 126) 2-4 3° 2 zul 2178 \gO weil Saul: 25 2°5 2 3-8 4:3 4-8 CaO 4-7 2.4 3:4 20 202 3:7 2-6 2:6 Na,0 107 1:6 27 29 2-8 2.0 7 1:5 K,0 Osann’sche Zahlen 99 5:7 8° 3 6-5 51 Seil a 1e7/ "5 34 “5 8 4 6°7 6:0 c 8.4 8 8: 10-2 ENT 8° 8-2 S:9 F 06 44 1:0 34 2.9) 0-3 2.4 1-3 T 10-4 sl 9-0 950 8:6 "5 74 6°3 a' 1:6 "4 3:2 2-8 32 "3 97 5 c' 8:0 7:8 8-2 872 22 6-9 8:2 3 werl 5-51 6:86 5:96 6-01 6-45 4:89 4:97 Ay "67 2213 1:42 1:65 1:74 129 18 2:88 cg 1:62 2:36 1:72 2.39 2-25 1:61 1:93 2-15 I) 7:86 7-19 7-17 7.15 7:04 6-62 6-18 5-67 al, "683 "34 1:28 1:13 1229 1:85 2.38 2:48 ch 1:51 1-47 1:55 12772 1:67 1-53 1:44 1:85 I 1:74 2:00 1:61 1:92 1:73 1:57 1:45 1:80 k 30:3 33-7 26:2 324 27-8 244 2129 30-0 Q 25 29 37 36 43 27 13 23 Or 67 43 46 42 35 50 47 40 Ab 8 28 17 22 22 23 40 37, An (11) (39) (27) (34) (39) (32) (45) (48) 7—5—6 21—24 27 — 30 22—28 15— 25 241/,— 31 21-28 27 —30 182 F, Becke, IV a. Grünschiefer aus der Hülle des Zentralgneises. 55. Biotitreicher Grünschiefer. Kleinklausenklamm bei Steinhaus im Ahrntal, Einlagerung im Kalkglimmerschiefer ziemlich nahe der Grenze des Zentralgneises (Zillertaler Kern). Gesammelt von Becke 1895. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:7998 g gaben 0:0168g Wasser; b) 1:0903g haben 04956. € SiO,, 0-0013 2 TiOs, 01683 g Fe5O,, 0:1969 g AlsO,, 00993 g CaO, 0:0965 9 MgsP50,, entsprechend 00384 g MgO. lI. Aufschließung in Flußsäure: 1'0809 8 0°1019, 9 gaben Alkalichloride und 0°0879g KaPtCl,, entsprechend 0'0269 & KC und 0:0750 g NaCl oder 0:0170 g KO und 0:0398 g Na,O. III. Eisenoxydulbestimmung: 0'6316 9 verbrauchten 2:45 cm? Chamäleonlösung (1 cm? —= 0'00815 g FeO), entsprechend 0°:0200 8 FeO. IV. Kohlensäurebestimmung: 1'1182 g gaben 00212 £ CO». Spezifisches Gewicht 3:004 (Becke). 56. Chloritischer Grünschiefer. Geiselkopf, Einlagerung im Kalkglimmerschiefer. S vom Mallnitzer Tauern. Gesammelt von F. Berwerth 1893. Handstück im naturhistorischen Hofmuseum. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Walter Clar. l. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:9923 g gaben 0:0364 9 Wasser; b) 1’0315 g gaben 04947 g SiO,, 0:0910 8 FegO,, 0°1895 9 AlsO3, MnO Spur, 0:1109 g CaO, 0:2283 g MgaP50;. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1:0805 g 0:0690 9 gaben Chloralkalien, 0:0121 g K,PtCl,, entsprechend 0:0037 gKCI und 0:0653 g NaCl oder 0:0023. g K;O und 00346 5 Na,0. III. Eisenoxydulbestimmung: 0:4964 9 verbrauchten 3:0 cm? Chamäleonlösung (1cm? — 0°007017 g FeO), entsprechend 002105 8 FeO. IV. Kohlensäurebestimmung: 2:0275 g gaben 0:0200 8 CO3. Spezifisches Gewicht 2:963 (Berwerth). 57. Chloritreicher Grünschiefer. Muntanitzscharte; südlich von Mallnitz. Einlagerung im Kalk- glimmerschiefer. Gesammelt von F. Berwerth 1893. Handstück im naturhistorischen Hofmuseum. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Karl Hödlmoser. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 1:0232 g gaben 0:0289 g Wasser; b) 0:9743 g gaben 0:4715g SiO», 01393 g AlgO3, 0:1114 g Fe5O5, 0°1073.g CaO, 0:1913 g MgsP50,, entsprechend 00688 £.MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1:0833 g gaben 0°0743 g Chloralkalien und 0°0415 g KaPtCi,, entsprechend 0008. g K,O und 0'032. 8 Nas0. III. Eisenoxydulbestimmung: 0°5501,g verbrauchten 5°5cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 000573 g FeO) entsprechend 0:03152 8 FeO. IV. Kohlensäurebestimmung: 1 9833 g gaben 00295 2 C O3. Spezifisches Gewicht 2:985 (Berwerth). 58. Grünschiefer. Mallnitzschlucht, oberer Schluchtweg. Gesammelt von F. Berwerth. Hand- stück im naturhistorischen Hofmuseum. Nr. 149. Hornblendereich. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 183 Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Walter Clar und l’heodor Panzer. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 10635 g gaben 0'0177 g Wasser; b) 0:9582,g gaben 0°4665 0 SiO,, 0-1217.2 FesO>, 0:1397 g AlsO,, MnO Spur, 01251 g CaO, 0°1657 & Mg>P,0,. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1'0869 9 gaben 0:0603 g Alkalichloride und 0-0151 & K,PtCl,, entsprechend 0°0046 & KCl und 0:0557 g NaCl oder 0:0029 g KsO und 00295 g Nas0. If. Eisenoxydulbestimmung: 06004 g verbrauchten 5°6 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00573,g FeO), entsprechend 0-0321 gFeO. IV. Kohlensäurebestimmung: 20666 g gaben 0:0349 2 CO. IV b. Amphibolite und Eklogite des Ötztales. 59. Amphibolit. Längenfeld, Ötztal. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.- petrogr. Institut des Polytechnikums Zürich. Analyse aus dem Laboratorium E. Ludwig, ausgeführt von F. Erben 1898. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:7809g gaben 0:0085.g Wasser; b) 0:9233. 9 gaben 0:5186 £ SiO,, 0:1490g Fe,O,, 0:1258 g AlsO,, Spur MnO, 0:0602 g CaO, 0:0880, 8 MgsP507. II. Aufschließung mit Flußsäure: 09836 g gaben 00702 g Alkalichloride und 0:0424 g K,PtCl, entsprechend 00129 g KCI und 0°0573.g NaCl oder 0°0082 g KsO und 00304 g Na,0. . III. Eisenoxydulbestimmung: 0'5370g verbrauchten 6°25 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 6:006709 g FeO) entsprechend 004193 g FeO. Spezifisches Gewicht 3:09 (Grubenmann). 60. Eklogit. Höfers, Neusölden, Ötztal. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.- petrogr. Institut des Polytechnikums Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben 1898. t I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:7028 g gaben 0:0208 g H50; 5) 0:9827 g gaben 0:4807 g SiOs, 0:1745 g Fe,0;, 0:1316.g AlsO,, 0:0772 g CaO, 0:2235.g MgsP50,. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1°0068 g gaben 0:0555 g Alkalichloride und 00057 g K,PtCl,, entsprechend 00017. & KCI und 0:0538 g NaCl oder 0:0011 g K,O und 0:0285 g Na50. III. Eisenoxydulbestimmung: 0:5430 g verbrauchten 9:6 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:006709 8 FeO), entsprechend 0-06441 g FeO. Spezifisches Gewicht 3:31 (Grubenmann). 61. Amphibolit. Umhausen, Ötztal. Einlagerung im Schiefergneis. Gesammelt von U. Gruben- mann. Handstücke im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums Zürich. Analyse aus dem Laboratorium E. Ludwig, ausgeführt von F. Erben 1898. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:8329g gaben 0:0163 8 Wasser; 5b) 1:0083 g gaben 0:4986. 9 SiOs, 0:1501 g Fes0>, 0:1402 9 Al,O,, Spur Mn O, 0:0989 g CaO, 0:1973 g MgsP50;. II. Aufschließung mit Fiußsäure: 1:0582g gaben 0:0479 g Alkalichloride, 0:0073 g’K,PtCl, entsprechend 000229 KCl und 0:0457 g NaCl oder 00014. g K,O und 0:0242 g Na50. III. Kohlensäurebestimmung: 0°9710 g gaben 0:0200 8 CO,. IV. Eisenoxydulbestimmung: 0:5565g verbrauchten 6:0 cm? Chamäleonlösung (1 cm? = 0:006709 g FeO) entsprechend 004025. 8 FeO. Spezifisches Gewicht 3:13 (Grubenmann). 2. Bieiaikle, Tabelle IV. Basische Gesteine. Grünschiefer Ampbibolit Eklogit | Amphibolit 55 56 57 58 59 60 | 61 Steinhaus 1,2 | Geiselkopfl | Muntanitz !,2| Mallnitz 1 Längenfeld! | Neusölden | Umhausen1 Gewichtsprozente. SiO, 45:46 4796 48:39 48:68 56'17 48-91 49-46 TiOs 12 Sp. Sp. AlsO3 18:06 18:37 14:30 14:58 13:62 13-39 13-91 Fe,0; 11:93 4:12 506 6:76 "46 4:57 6:86 FeO 3:16 4:24 9:73 9:35 7.81 11:86 7:23 MgO 3:19 ve 7:06 6:23 3:43 8:19 6-90 CaO 9a 10:97 10 13:06 6-52 7:85 9:81 Na,0 3:68 3:20 2:94 272 3:09 2:83 2:29 K,0 1:57 22 "75 26 83 11 14 Hs0 2:10 366 2.82 1:67 1.09 296 1:96 CO, e) 99 1:49 1:69 2-06 100°28 10148 99-55 10100 10002 10067 10062 Spez. G. 3004 2:963 2:985 3:09 331 3:13 Molekularquotienten X 1000. | SiO, 752 795 802 807 930 s11 819 TiOs 1 1/9Al,05 353 359 279 285 266 262 272 1/oFea0; 149 52 63 85 93 57 86 FeO 44 59 so 74 108 165 100 MgO 79 197 174 154 85 203 171 Cao 163 192 197 233 116 140 175 1/Na50 119 103 95 88 99 91 74 1/JK,O 33 5 16 6 18 2 3 CO, 43 23 34 38 47 Metallatomprozentzahlen. Si 445 451 470 46°6 541 469 482 Al 20:9 20-4 16 16°5 15°6 15-1 16-0 Be 114 6:2 8 9-2 ale; 12-8 11°0 Mg 4:7 11:3 10-2 9 5:0 iq 10-0 Ca 9:6 10:9 115 13°5 6°8 Ss-1 10:3 Na 7:0 58 5:6 5:8 33 43 RK 2:0 "3 %) 3 1:0 Sl 2 1 Spur Mn. > 2 Spur Li. Chemische Analysen von krystallinen Gesleinen. 185 Grünsehiefer Amphibolit Eklogit Amphibolit EL EEE al. = Br a 55 56 57 58 59 | 60 61 Steinhaus Geiselkopf Muntanitz Mallnitz Längenteld | Neusölden Umhausen Molekularprozente SiO, 52°2 52-0 3-1 52.3 61:0 52-5 53:6 AlsO, 12-2 ne 9-3 912 8:7 85 8:9 FeO 13:5 72 9-5 103 13-2 13°7 12-3 MgO ach) 12.9 11:6 10-1 5:6 1372 Wlez CaO 11°3 12.76 13:0 15° 1 7:6 See) 11°5 Na,O 41 3.4 3-1 2:8 38 2>0) 2:4 R50 172 2 "5 "2 "6 il 21 Osann’sche Zahlen a 3:30 1:95 1@) 126 209 1°5 14 4:35 4:5 30 372 33 21US 34 jr 12-35 13:49 15-1 1972 142 15°7 1972 Ay 3:86 2.56 270) 225 330 2126 1:96 CH 2:54 3:00 2-06 2,82 210 2:04 2-50 In 3:60 444 524 5:43 4:60 5:70 954 Si 445 45" 1 47-0 466 54:1 471 48:2 U 370 37:9 33.0 346 323 393 37:0 L 18:6 17:0 18:0 18 13:6 13:5 14:8 Or 13 2 8 3 9 1 2 Ab 47 44 49 46 52 pp! 42 An 40 (46) 54 (55) 43 (47) 51 (53) 39 (43) 43 (48) 56 (57) k 0:80 0:84 0:86 0:88 1.12 0.88 0:95 Q 6-1 V. Schiefer. 62. Biotithaltiger Schiefergneis, bei dem Dorfe Unterried bei Längenfeld, Ötztal. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Emil Zdarek. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:9356 g gaben 0:0029 £ Wasser; b) 09946 5 gaben 0:7165£ SiO,, 0-0015& TiO,, 0:0509 g Fes0,, 0:1422 g AlsOs, sehr starke Spur MnO, 00381 g CaO, 003799 Mg,sP,0- entsprechend 0.0136 £g MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 099849 gaben 0:0850 8 Alkalichloride und 0:0883 & K,PtCl, entsprechend 0:0270 g RK CI und 0-0580 9 NaCl oder 0-0170.g K5O und 00308 g Nas0. III. Eisenoxydulbestimmung: 04683 verbrauchten 1:85 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00665 g FeO) entsprechend 0:01230 g FeO. Spezifisches Gewicht verschiedener Stücke: 2:69, 2:74 (Grubenmann). 63. Glimmerschiefer. Achenbach bei Tumpen im Ötztal. Gesammelt von U. Grubenmann Handstück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Emil Zdarek. »enkschriften dec mathem.-naturw. Kl. LXXV. Bd. 24 186 MueBieakıe,, I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:9357 g gaben 0:0280 8 Wasser; b) 0:9982,g gaben 06743 g SiOs, 0-0092,g TiO,, 0°0682 8 FesO;, 0:1554,9 AlsO,, 0-0113,g CaO, starke Spur MnO, 0:0494 9 Mg>P,0-; entsprechend 0:0178 g MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1°0095 g gaben 0:0635g Alkalichloride, 0:1423 g K,PtCl, entsprechend 00435 g KCI und 0-0200 £ NaCl oder 0:0275 8 KzO und 0-0106 g Na,0. III. Eisenoxydulbestimmung: 04463 g verbrauchten 2:5 cm? Chamäleonlösung (1 cm? —= 0:00665 g FeO) entsprechend 0-01663 8 FeO. Spezifisches Gewicht 2:818 (Zdarek,). 64. Schiefergneis. Amberg, unteres Ötztal. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. Analyse aus dem Laboratorium E. Ludwig, ausgeführt von E. Zdarek. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:9877 g gaben 001769 Wasser; 5) 0:9814 9 gaben 0:6710%£ SiO,, 0:0016 £ TiOs, 0:0543.g FeyO5, 0:1491 g AlsO5, Spur MnO, 002678 CaO, 0:0365 g MgsP50, entsprechend 001308 MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 0°9814 9 gaben 0°1015 g Alkalichloride, 0:1680 g KyPtCl, entsprechend 0:0514g KCI und 00501 g NaCl vder 0:0324 g K,O und 0°0209 g Nas0. Il. Eisenoxydulbestimmung: 03680 g verbrauchten 1°9 cm? Chamäleonlösung (1 cm?— 0:006664 g FeO) entsprechend 0:0126 gFeO. Spezifisches Gewicht 2 71 (Grubenmann). 65. Grauer Schiefergneis. Töll bei Meran. Nebengestein der Tonalitporphyritgänge vom Egard- bad. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von E. Zdarek. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:9229 9 gaben 0:0247 g Wasser; 5b) 0:9962 g gaben 06110 SiO,, 0:0010 g TiO,, 0:0774 8 F50;, 0:1876,g Al,O5, Spur MnO, 0:0223 g CaO, 0:0543g Mg5P50, entsprechend 0:0196 8 MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1° 0015 g gaben 0:0870 g Alkalichloride und 0:1303 g K,PtCl, entsprechend 0:0401 g KC1 und 0:0469 g NaCl oder 0:0253 g K3O und 0:0209 8 Na50. III. Eisenoxydulbestimmung: 05267 g verbrauchten 42 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00664g FeO) entsprechend 0:0279g FeO. Spur C. Spezifisches Gewicht verschiedener Stücke: 2:74, 2:76 (Grubenmann). 66. Muscovitschiefer. Stettiner Hütte, Südabhang der Hochwilde. Gesammelt von U. Gruben- mann. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von E. Zdarek. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:9643 9 gaben 0:0325 g Wasser; b) 0:9842g gaben 0:5336 g SiO5, 0:0012 g TiO,, 0:0990 g Fe,O;, 02454 g AlaO5, Spur MnO, 0:00588 CaO, 0:0653 8 Mg»P50, entsprechend 0:0235 g MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 0:9898 g gaben 0:0752g Alkalichloride, 0:1718 g KyPtCl, entsprechend 0:0528g KCl und. 0:0224 g NaCl oder 0:0332 9 K;O und 0'0120.g Na,0. Minimale Spur LisO. III. Eisenoxydulbestimmung: 0'5414 g verbrauchten 4°1 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00664g FeO) entsprechend 0:02722gFeO0. Spezifisches Gewicht 2:89 (Grubenmann). 67. Granatführender Glimmerschiefer. Hirschbrunn, am SO-Fuße des Sambock bei Bruneck. Das Schiefergestein, welches südlich den Antholzer Granitgneis begrenzt und flach unter ihn einfällt. Gesammelt 1894 von F. Becke, Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien. Analyse aus dem Laboratorium von E. Ludwig, ausgeführt von Theodor Panzer. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:9701g gaben 003289 Wasser; 5) 0:9917g gaben 05540, £ SiO,, 0:0022 8 TiOs, 0:0954 8 Fe5O5, 0:2130 g AlsO3, 0:0140 8 CaO und 0:0805 g MgaP50, entsprechend 0:029 g MgO. I. Aufschließung mit Flußsäure: 09141 g gaben 0:0768 g Alkalichloride und 0:1757 & KyPtCl,. III. Eisenoxydulbestimmung: 0°4763 g verbrauchten 5°2 cn? Chamäleonlösung (1 cm? = 0005463 g FeO). Spur MnO, Li,O. Pr Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 187 68. Muscovitreicher Schiefergneis vom Mühlbacherjöchl, östlich vom unteren Ahrntal; aus dem Gebiete altkrystallinen Glimmerschiefers zwischen dem Tonalitkern der Rieserferner und dem Ant- holzer Granitgneis. Gesammelt von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Dr. R. v. Zeynek und Rob. Dehne. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 0:9290 g gaben 0:0389 g Wasser, 0:4578 g SiO,, 00943 g Fe,O,, 0:2245 g Als03, MnO Spur, 0:0104 8 Ca0, 0:1154 9 MgsP50-. II. Aufschließung mit Flußsäure: 10278 g gaben 01183 £ Alkalichloride und 02525 g K,PtCl, entsprechend 00772 & KCl und 00411 g NaCl oder 0:0488g K,O und 00218 g NaCl. III. Eisenoxydulbestimmung: 04828 g verbrauchten 51 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0'005463 g FeO) entsprechend 5:780/, FeO. 69. Schwarzer granatführender Glimmerschiefer. Himmelreich, Schneeberg i. Passeier. Gesammelt von U. Grubenmann, Handstück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von E. Zdarek. I. Aufschließung. mit kohlensaurem Natronkali: 2) 0:9990 g gaben 0:0223 g Wasser; 5b) 0:9885 g gaben 0:5345 g SiOs, 0:0015 8 TiO,, 00489. g FesO;, 02932 g AlaO;, Spur Mn O, 0:0104 2 CaO, 0:0180 g Mg5P,0, entsprechend 00065 g MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 0:9793 g gaben 0:08149 Alkalichloride und 0:1768 g K,PtCl, entsprechend 00541 sg KCI und 0:0273g NaCl oder 0:0341 g KO und 0.0145 g Na,0. LisO starke Spur. III. Eisenoxydulbestimmung: 05431 g verbrauchten 1'6 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00664 g FeO) entsprechend 001062 g FeO. IV. Kohlenstoffbestimmung: 0°9502 g gaben 0°0708 g CO, entsprechend 00193 8 C. Spezifisches Gewicht 2:87 (Grubenmann). 70. Biotitschiefer. Schwärzenkamm, südlich der Karlsruher Hütte, Steinerner Tisch, Ötztaler Alpen. Gesammelt von U. Grubenmann. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut des Polytechnikums in Zürich. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Emii Zdarek. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:9312g gaben 004149 Wasser; b) 0:9976 9 gaben 0:6132. 2 SiO, 0:0012 8 TiO,, 00970 g FesO;, 0° 1480 £ AlsO,, kein MnO, 0:0145. 5 CaO, 0:1036 g MgsP50, entsprechend 0:0373 g MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 0:9905 g gaben 0°0829 g Alkalichloride und 0'1437 g K,PtCl, entsprechend 0:0439 5 K Cl und 0:0390 & NaCl oder 0:0277 g K5O und 00207 g Na50; kein Li. III. Eisenoxydulbestimmung: 0:4409 g verbrauchten 3:85 cm® Chamäleonlösung (1 cm? — 000665 g FeO) entsprechend 0:02560 8 FeO. Spezifisches Gewicht 3:292 (Zdarek). 71. Granat-Glimmerschiefer (Porphyroblasten von hellrotem Almandin in lichtem muscovit- reichen Grundgewebe). Kolm-Saigurn, Schlucht, in der der Abfluß des Goldberggletschers herabkomnit. Gesammelt von F. Berwerth 1895. Handstück im k. k. naturhistorischen Hofmuseum. In der unteren Schieferhülle des Zentralgneises verbreiteter Typus, meist dicht am Zentralgneis. Analysen aus dem Laboratorium von E. Ludwig: A. ausgeführt von Theodor Panzer: I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 11092 g gaben 0:0508 9 Wasser; b) 104795 gaben 0-5167. 9 SiO, 0:1107 g Fe30;, 0:2950.g Al,O,, Mn Spur, 0:0048 & CaO, 0:0569 & MgsP50-. Ba 24# 188 F. Becke, II. Aufsehließung mit Plußsäure: 1°0338,g gaber 0°0815 g Alkalichloride, 0:2323.£ K,PtCl, entsprechend 0:0713 g KCl und 6:0102 8 NaCl oder 0:0451 g KsO und 0°0054 8 Nas0. III. Eisenoxydulbestimmung: 0°4206g verbrauchen 3°3 cm” Chamäleonlösung (1 cm? = 0°005731,g FeO) entsprechend 00189 g FeO. B. ausgeführt von Walter Clar: I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0°8508 g gaben 0:0351 g Wasser; b).0:9172g gaben 0:4598 g SiO,; c) 1:0286 £ gaben 0’1125 g Fe305, 027882 AlsO,, MnO Spur, 0-0048 g CaO, 0:0615. 5 Mg»P50-- II. Aufschließung mit Flußsäure: 1:0345g gaben 0°0819g Alkalichloride, 02304 g K,PtCl,, entsprechend 0:0704 5 KCI, 0.0115.g NaCl oder 0:0445 9 K;O und 00061 g Na50. III. Eisenoxydulbestimmung: 0°5362 g verbrauchten 4:00 cm® Chamäleonlösung (1 cm? — 0:007017 g FeO) entsprechend 0:02807 g FeO. Spezifisches Gewicht 2°964 (Berwerth). Die Tabelle gibt das Mittel der Analysen A und B. 72. Aschgrauer feinsehuppiger Glimmerschiefer mit Biotit im Grundgewebe. Rechtes Ufer des Seebachtales bei Mallnitz, bei der Mündung des Weißenbaches. Gesammelt von F. Berwerth 1894. Handstück in der mineralog.-petrogr. Abteilung des naturhistorischen Hofmuseums. In der unteren Stufe der Schieferhülle sehr verbreiteter Typus; schuppige Struktur. Neben Biotit Muscovit und Quarz viel Plagioklas, auch kleine Granatkörner, die aber erst im Dünnschliff sichtbar werden. »Seebachtypus«. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Karl Hödlmoser. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 1:0967 g gaben 07376 8 SiO,, 0:1607 g Al,03, 0:0758 g FezO>, 0:0235. CaO, 0:0626 g Mg,P,0, entsprechend 0°0226. 9 MgO; b) 1:0085 g gaben 00141 g Wasser. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1'0532 g gaben 0'0854 g Alkalichloride, 0:0882 g K,PtCl, entsprechend 0:0171g K,0 und 0.031 g Na50. III. Eisenoxydulbestimmung: 0:5031.g verbrauchten 3'8 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0-005731 8 FeO) entsprechend 0:0278 8 FeO. IV. Kohlenstoffbestimmung: 1:0702 g gaben 0:0148 g CO, entsprechend 0004 5 C. 73. Glimmerschiefer mit museovitischem Grundgewebe und Porphyroblasten von Klinochlor. Aus der Woigstenzunge, Schieferhülle des Zentralgneises, untere Stufe, bei den Bosamerhütten NW von Mallnitz. Ein in der unteren Stufe der Schieferhülle weit verbreiteter Typus von hellen Glimmerschiefern. Statt der Porphyroblasten von Klinochlor kommen auch solche von Biotit vor. »Bosamertypus« des Glimmerschiefers. Gesammelt von F. Berwerth. Handstück im k. k. natur- historischen Hofmuseum. Nr. 268. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Th. Panzer. 1. Aufschließung mit koblensaurem Natronkali: a) 10073 g gaben 0:02625 Wasser; b) 1'0288g gaben 065199 SiO,, minimale Spur TiOs, 0:0800 g FesO,, 0:1931 g AlyO,, MnO Spur, 0:0075 8 CaO, 0:0451 g MgsP50.. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1:0284,g gaben 0° 1097 g Alkalichloride und 0:1921.g KaPtCl,, entsprechend 0:0590 8 KCl und 0:0507 g NaCl oder 0:0373.g K,O und 0:0269 5 Na50. II. Eisenoxydulbestimmung: 0°4913.9 verbrauchten 1'2 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:005731,g FeO) entsprechend 0°:0069 g FeO. Spezifisches Gewicht 2:827 (Berwerth). 74. Lichter Glimmerschiefer mit Porphyroblasten von Albit. Felsgehänge im Großarltal beim Seegut, im Hangenden der Kalklager. Gesammelt von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien. Nr. 1018. Verbreiteter Gesteinstypus in der unteren Stufe der Schieferhülle. »Arltypus«. Analyse aus dem Laboratorium von M. Dittrich, ausgeführt 1911. Spezifisches Gewicht 2:801 (Becke). Chemische Analysen von krystallinen Gesteimen. 189 75. Grober Hornblendegarbenschiefer mit muscovitischem Grundgewebe. Greinerscholle, Reischbergkar, westlich vom Großen Greiner, Schlegeistal. Gesammelt von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien. Nr. 611. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Emil Zdarek. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:7467 g gaben 0:0208.2 Wasser; b) 100300 gaben 0:6219 0 SiOs, 0.0024 2 TiOs, 0:0857 g Fe,O;, 0:1661 2 Als03, MnO starke Spur, 00409, 2 CaO, 00680. & MgsP50, entsprechend 002459 MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1'0200,9 gaben 00613 g Alkalichloride, 01057 & KaPtCl, entsprechend 0:0323 g KCI und 0:0290 & NaCl oder 0:0204 g K,O und 0:0154 9 Na50. III. Eisenoxydulbestimmung: 05432 g verbrauchten 3:9 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00665 £g FeO), .entsprechend 0:02594 g FeO. Spezifisches Gewicht 2:861 (Zdarek). 76. Feinkörniger Garbenschiefer mit albitischem Grundgewebe. Greinerscholle, Reischberekar, westlich vom Großen Greiner, Schlegeistal. Gesammelt von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien, Nr. 610. Enthält in einem Grundgewebe von feinkörnigem Feldspat Amphi- bolprismen und Granatkrystalle. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Emil Zdarek. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:9305 g gaben 0:0106 9 Wasser; 5) 0:9885 g gaben 0°6321 g SiOs, 0:0042 g TiOs, 0:0795.8 Fe5O,, 0'1603 g AlsO;, starke Spur MnO, 00398. g CaO, 0:0757 g MgaP50- entsprechend 0:0273 g MgO. 3 II. Aufschließung mit Flußsäure: 0°9965 9 gaben 0°0605 g Alkalichloride und 0:0277 g KaPtCl, entsprechend 00085 g KCI und 0:0520 g NaCl oder 0:0053 8 KsO und 0:0276 8 Na,0. III. Eisenoxydulbestimmung: 06047 g verbrauchten 3°95 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00665 g FeO) entsprechend 002627 g FeO. Spezifisches Gewicht 3:278 (Zdarek). 77. Kalkglimmerschiefer. Zechnerfall, Mallnitzschlucht zwischen Mallnitz und Obervellach. Gesammelt von F. Berwerth. Handstück im naturhistorischen Hofmuseum. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von Walter Clar. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 1’0302,g gaben 0:0071 g Wasser; 5b) 1:0301 g gaben 08870 2 SiO,, 0:0084 & Fe5O,, 00404 5 AlaO3, MnO Spur, 0:0360 g CaO, 0:0394 & MgaP50.. Il. Aufschließung in Flußsäure: 1:0822 g gaben 0:0333,g Chloralkalien, 00842 g K,PtCl, entsprechend 0°0257 g KCI und 0.0076 g NaCl oder 0:0163.g KO und 00040 g Na50. LisO Spur. III. Aufschließung mit Flußsäure (Eisenoxydulbestimmung): 0°5256 g verbrauchten 02 cm? Chamäleonlösung (1 cm? gleich 0007017 ,g FeÖ) entsprechend 00014 g FeO. IV. Kohlensäurebestimmung: 0°9335 g gaben 0°0298 g Kohlensäureanhydrid mit einer Spur Schwefelwasserstoff. Spezifisches Gewicht 2:718 (Berwerth). 78. Grauwackengneis. Hippacher Weg bei Mayrhofen, am Fuß des Nieder; Hangendes des Hoch- stegenkalkes, im Liegenden der höheren Kalklager und der Sericitquarzite. Bräunlichgraues, anscheinend geschichtetes Gestein, mit größeren Körnern von Quarz, Feldspat (teils Mikroklin, teils Albit) in einem feinkörnigen, aus Quarz, Feldspat, Biolit und Muscovit bestehenden Grundgewebe. Gesammelt von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien. Spezifisches Gewicht 2:718 (Berwerth). Analyse aus dem Laboratorium E. Ludwig, ausgeführt von F. Erben. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:7615g gaben 0:0086 g Wasser; b) 1:0882,g gaben 0:7798 2 SiO., 0.0401 g Fe,O,, 0:1528.g AlsO5,, 0:0154 g CaO, 0:0194. 5 Mgs»P50- entsprechend 0:0070 g MgO. 190 ER. Becke, II. Aufschließung mit Flußsäure. 1°0349 g gaben 0: 1253. g Alkalichloride und 0:1440 g KyPtCl, entsprechend 00440 £g KCI und 0:0793 g NaCl oder 0:0278. 2 KsO und 00421. g Na,0. III. Eisenoxydulbestimmung: 0:5072,g verbrauchten 1°65 cm® Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00815g FeO) entsprechend 0:0216 gFeO. IV. Kohlensäurebestimmung: 15076 g gaben 0'0129 & CO,. Spezifisches Gewicht 2:690 (Erben). 79. Biotithaltiger Phyllit. Unteres Zillertal, Felsanbrüche am linken Ufer S von Schlitters. Gesammelt von F. Becke. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien Nr. 310. Analyse ausgeführt im Laboratorium E. Ludwig von F. Erben. 2 I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: a) 0:8240 g gaben 0'0361 g Wasser; b) 1:0436g gaben 0:6755. 9 SiOs, Spur TiOs, 0:0658 g Fe,O,, 0°1618 2 AlyO,, Spur MnO, 00255 g CaO, 0:0606 g Mg,P50, entsprechend 00218 g MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 10931 9 gaben 0:0940 9 Alkalichloride und 0:1456 g K,PtCl, entsprechend 0:0445 g KC und 0:0542 g NaCl oder 0:0281 g K5O und 00288 5 Na50. III. Eisenoxydulbestimmung: 0°7282 g verbrauchten 3°4 cm? Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00669 g FeO) entsprechend 0:0227 g FeO. IV. Kohlenstoffnachweis; 7°5 g gaben, mit Flußsäure behandelt. einen geringen schwarzen Rückstand, der, im Sauerstoffstrom verbrannt, in Barytwasser deutliche Trübung hervorrief. Quantitativ nicht bestimmbar. Spezifisches Gewicht 2718 (Erben). S0. Sericitschiefer. Unmittelbar Hangendes des porphyrartigen Granitgneises, Liegendes des Hochstegenkalkes am Hochsteg bei Mayrhofen, Zillertal. Gesammelt vonF.Becke. Handstück im mineralog.- petrogr. Institut der Universität Wien. Nr. 867. Analyse aus dem Laboratorium E. Ludwig ausgeführt von F. Erben. I. Aufschließung mit koblensaurem Natronkali: a) 0:6728 9 gaben 0:0168g Wasser; b) 1:0068.g gaben 0:7371,g SiOs, 0:0367 g FeoO;, 0:1711 g AloO5, 0:0044 g CaO, 0:0056 g MgaP50, entsprechend 0:0020 g MgO, Spur MnO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 1'0844 g gaben 0:0534g Alkalichloride, 0:1568 g KaPtCl, entsprechend 0:0479 g KCl und 0:0055 g NaCl oder 0:0303 g K;0 und 00029 5 Na50. III. Eisenoxydulbestimmung: 0°6115g verbrauchten 1'4 cm>‘ Chamäleonlösung (1 cm? — 0:00815g FeO) entsprechend 0-0114 gFeO. Spezifisches Gewicht 2°779 (Erben). 81. Fleckschiefer. Stallersattel. Gesammelt von F.Becke 1895. Handstück im mineralog.-petrogr. Institut der Universität Wien. Petrogr. Beschreibung: TMPM. XIII., S. 456. (Rötlichgrauer Schuppengneis und grauer Fleckschiefer.) Diese beiden Gesteinstypen gehören zusammen und haben an der Südseite des Stallersatteis beschränktes Verbreitungsgebiet. Nach eigenem Besuch des Stallersattels im Jahre 1895 scheint mir hier ein kleiner Denudationsrest eines sedimentären Gesteins in kontaktmetamorph verändertem Zustand vorzuliegen. Der am ange- führten Orte mitbeschriebene Muscovitschiefer mit Chloritflecken ist ein weit verbreiteter Typus im Bereiche des altkrystallinen Glimmerschiefers und hat mit Nr. 81 niebts zu tun. Analyse aus dem Laboratorium von E. Ludwig, ausgeführt von Franz v. Matscheko. I. Aufschließung mit kohlensaurem Natronkali: 09662 g gaben 0:0400.g Wasser, 0:5314.g SiO,, 0:2119 g AlO,, 0:0896 & Fes0,, 0:0140 g CaO, 0:0980 g MgsP50,, entsprechend 00353 g MgO. II. Aufschließung mit Flußsäure: 0:9534 g gaben 0°0774g Alkalichloride und 01532 g KyPtC1;. III. Eisenoxydulbestimmung: 0:4898 g verbrauchten 5°6 cm? Chamäleonlösung (1 cm? —= 0:005463 g Fe O). Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 191 Tabelle V. Schiefergesteine. | | 62 63 BIER es), 86 | .: ee Stettiner | _Hirsch- Mühlbacher 12 1 n 3 Längenfeld 1 | Achenbach | Amberg Toll Hütte12 ne) Jöch! I Gewichtsprozente. SiO, 72:04 67:55 68:37 61:33 54:08 55:86 49:28 TiO3 15 "92 -16 10 "12 22 AlsO3 14:30 1557 15:19 18:83 24:93 21:48 24:17 Fe,0, 111) 2:66 1:73 1:90 4:49 3:00 3:73 FeO 2:63 3:75 3:42 5:29 5-02 5:96 5:78 MgO 1:37 1:78 1,32 1:96 2-39 2:92 4:47 CaO 3:83 1:13 272 2:24 0:59 1-41 1:12 Na,0 3:08 1:05 2:66 2-09 1-21 1-32 2:12 RK,0 1:71 2-72 3:30 2:53 3:36 3:72 4:75 H50 0-31 2.99 1:78 267 3:57 3:38 4:19 100.61 100.12 100.65 98-94 99-76 Iaa27 99-61 Spez. G 2:72 2:818 2271 2-75 2:89 2.87 Molekularquotienten X 1000 SiO, 1193 1118 1132 1016 Sg | 926 818 TiO3 2 11 2 1 2 3 1/5Ala03 280 305 297 369 +88 421 473 1/,Fe,0 15 33 22 24 56 38 47 FeO 37 52 48 74 70 83 80 MgO 34 44 33 48 59 72 111 CaO 68 20 49 40 10 25 20 1/,Na50 99 34 86 83 39 42 65 1/JK,0 36 58 70 54 71 79 101 Molekularprozente. 4 SiO, ago 783 75-1 703 64°5 65°5 58-6 Als0; 9:0 10:0 9:8 1227 17:6 14:8 17:0 FeO 2:9 45 4:6 6°7 9:0 8:5 9-2 MgO 2°2 26) 202 33 4:2 Bin! >o CaO 4:4 1:3 3-2 2:8 SY 1:8 14 Na,0 3-2 1oil 2:8 2.3 1:4 1:5 2.3 K,0 102 co) 23 1:9 220 | 2.8 3°6 Metallatomprozentzahlen. Si 67°7 67:6 653 60-1 Bee 55:0 47°7 Al 15°9 18-2 al 2178 28-9 249 27.6 Fe 2.9 Be 4:0 57 74 zen 74 Mg 1.5) 2.6 100) 2.8 3° 4:3 6°5 Ca 3:9 1-2 2:8 2:3 "6 1-5 oil Na 5:6 2-0 4:9 3-1 2:3 2.5 3:8 K 21 34 4:0 32 42 47 5:9 Si 67:7 67:6 65-3 60-1 53 55-0 47-7 U 20-7 25.9 23:0 30:3 39 36°3 41°5 L 11:6 6:6 11°7 9-6 weil 7 10:8 ar 2 577 1°5 O7 129 8:7 7 1 Spur Mn. — 2 Spur Li. — 3 Spur C, Keil Bla, Tabelle V. Schiefer- I [ ! N 69 70 | 71 72 73 74 75 Himmelreichi I „Selen > era Bosamer? | Großarltal2 | NSBOHDSNE amm Saigurn ? bach 1 2 ? kar 12 | Gewichtsprozente. SiO, 5407 61:47 49-72 67:26 63:36 99:80 62-00 TiO, "15 12 "95 "24 AlsO, 2966 1486 27:64 1468 18:78 19-57 16:56 Fe,0, 2:78 326 9°35 2-10 6-22 3792 3:24 Fe oO 1'95 581 4:87 433 1:40 1022 4:77 MgO "66 3:74 205 2:06 1:58 1.772 2:45 CaO 1:05 1:45 “47 2.14 ER "33 4:08 Na,0 1:48 2-09 "56 2:94 2.62 3:20 1:51 100) 3:50 2:80 4:33 1:62 3:62 4:90 2:00 H,0 2:24 4:45 4:36 1:40 2-61 2.62 9:79 [0107 1:01 5 PO; "48 C 2:08 0:38 S "36 99-57 10005 99-35 98:91 10092 10008 3 99-64 Spezifisches Gewicht 2:87 3.292 2:964 2827 2:801 2:861 Molekularquotienten X 1000. SiO, 895 1018 824 1113 1048 990 1027 TiO3, 2 2 12 3 1/9Al,03 580 291 541 287 369 383 324 1/,Fe,03 35 41 67 36 78 49 41 Feo 27 81 68 60 19 dl, 66 MgO 16 93 51 51 39 43 61 CaO 19 26 8 38 13 6 73 1/,Na,0 48 67 18 95 85 103 49 1/,K,0 74 59 92 34 77 104 42 CO, 29 P50; 3 S 11 | Molekularprozente der Oxyde. SiO, 666 695 61°3 74:0 TG, 70:9 69:7 Al,O; 21:6 eIR) 20:2 9-5 12-6 136 11:0 Feo 4:6 8:2 10:0 64 6°6 47 U22 MgO 12 6°3 3:8 3:4 27, 3.0 41 CaO 14 1:8 "6 2:5 9 4 4:9 Na,0 1:8 23 7 31 259 3:7 7 1610) 28 2:0 34 oil 2.6 Sy 1:4 Metallatomprozente Si 52-9 60-8 49-4 65-0 | 60:6 58°7 61-1 Al 342 174 32.4 167 214 224 19-2 Fe 3'7 72 8:0 56 5:6 3:9 6'3 Mg 1:0 5°5 3-1 3:0 2:83 2-5 3:6 Ca Wo 1"6 "5 22 "8 4 4:3 Na 2:8 4:0 ort 55 49 6:0 259 K 44 | 3°5 55 2-0 44 6:1 2-5 Si 52-9 60:8 49-4 65:0 60-6 587 61:1 U 38.8 | 30'1 43°5 253 291-3 28:8 291 L 8:3 | el 71 EIER 10-1 12-5 9-7, Ay 15:6 | 3:8 15°5 2:8 6:2 99 3:0 1 Spur LisO. 2 Spur Mn ©. 3 H,O unter 110° 0:11, über 110° 2-51, von 100:08 ab O für S 0:18, gibt Summe 99:90. gesteine (Fortsetzung). Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 76 een ee TTT Til: 78 79 so sl R berg- = | a | a BEN Schlitters 1 2 Hochsteg | Stallersattel2 Gewichtsprozente. 63:95 Ss6-11 71:66 64:73 Teil 55:00 SiO, -42 Sp. - TiOz 16:20 3:92 14:05 15:50 17:00 2193 Al: ‚05 3:22 “52 A 2-84 1:58 2:34 FesO, 4:34 12) 2.65 3er?) 1:86 6:24 FeoO 2:76 1:38 "65 2:09 -20 3-65 MgO 4-03 3:50 1:41 2:44 -44 1:45 CaO PETE “37 407 2:63 0-27 1:69 Na,O "54 1:50 2:69 2.57 az) 3-11 K,O 1:14 -69 1-13 4:38 2-50 4:14 H;0 3-20 "85 CO, ; G Spur C 99:37 101°46 99-92: 100: 30 99-85 99258 3'278 2.718 2:690 2.718 Ba) Spezifisches Gewicht Molekularquotienten X 1000. 1059 1424 1184 1072 1212 912 SiO, 5 TiO, 317 Ua 275 303 333 429 1/g AlsO; 40 7 10 36 20 29 1/oFe,0, 60 4 37 43 26 37 FeO 66 34 16 52 5 90 MgO 72 63 25 44 33 2 CaO 99 12 131 85 9 55 1/,Na50 11 32 57 55 59 66 1/9K,O 73 19 CO, P50, Ss MOlekulsrerozente der Oxyde. 70-2 89-5 78°8 za 82-4 64:3 SiO, 10°5 24 9-1 103 108} ol AloO3 6:6 "6 Sa 54 3.2 8:2 FeO 4-4 2°2 Jet 39 8) 64 MgO 4:7 3-9 11.07 2:9 "5 1:8 CaO 3308) 4 43 20) "3 10®) Na,0 -4 1:0 1106) LoR) 2:0 23 K,O Metallatomprozente 61°6 86:3 68:2 63°5 72:6 53:9 Si 13:3 4:6 15°9 18:0 19:9 25° Al 5°8 "6 DT 47 207 6:8 Fe 3-8 2-1 -9 3-1 “3 5-4 Mg 4:2 3:8 105 2.6 °g 1° Ca 87 7 75 5:0 “5 332 Na 7 1-9 .3”3 3:2 35 3-9 K 61°6 86-3 68:2 63-5 72-6 53:9 Si Be) U 19-5 25-8 229 37.4 U 10-6 64 1223 10:8 4:5 8:6 IL, Ze1 102 2-6 8:5 Seil ar 1 Spur Li50. 2 Spur MnO. 3 Spur SH;. Denkschriften der mathem.-naturw. Kl. LXXV. Bd. 25 194 B. Becke, Unterschiede eruptiver und sedimentärer Gesteine. An die Zusammenstellung der für unsere Untersuchung ausgeführten Analysen mögen nun noch einige Erörterungen allgemeiner Natur geknüpft werden. Eine der Fragen, die wir durch unsere Arbeiten der Lösung näher bringen wollten, ist die fol- sende: Unter den Gesteinen, die uns in den Zentralalpen in der Maske krystalliner Schiefer ent- gegentreten, gibt es sowohl Abkömmlinge ursprünglicher Sedimente als solche von Eıstarrungs- gesteinen. Mit besonderem Nachdruck hat H. Rosenbusch! die Frage erörtert, ob es möglich sei, diese beiden Kategorien auf Grund der chemischen Zusammensetzung zu scheiden, ausgehend von der Annahme, daß bei der Metamorphose die chemische Zusammensetzung keine wesentliche Änderung erfahre. Das Resultat der Untersuchung von H. Rosenbusch war folgendes. Es gibt unter den krystallinen Schiefern solche, bei denen das gesetzmäßige Verhältnis der Basen miteinander und zur Kieselsäure, das die Erstarrungsgesteine charakterisiert, nicht vorhanden ist. Solche krystalline Schiefer sind als Abkömm- linge von Sedimenten zu deuten. Bei anderen krystallinen Schiefern findet sich ein Verhältnis der Basen untereinander und zur Kiesel- säure, wie es gesetzmäßig bei Erstarrungsgesteinen vorkommt. Diese Gesteine stimmen in ihrer chemischen Zusammensetzung überein mit bekannten Typen der Erstarrungsgesteine. Ein solches Gestein kann von einem Eruptivgestein abstammen, muß es aber nicht. Denn unter den mannigfachen Stoffgemengen der Sedimente können auch solche Gemenge auftreten, die mit der Zusammensetzung eines Eruptivgesteins übereinstimmen. Ein Tonschiefer kann auch zufällig die Zusammensetzung eines Granites haben. In einer kleinen Studie über die Einschlüsse des Granits von Flamanville,? zu der ich durch die Ver- öffentlichung des Herrn A. Lecl&re über die chemische Zusammensetzung dieses Granits und seiner Einschlüsse veranlaßt wurde, konnte ich zeigen, daß eine graphische Darstellung, die an die nach Rosenbusch auf 100 umgerechneten Metallatomzahlen anknüpft, recht geeignet ist, den gesetzmäßigen Verlauf der Verhältnisse der wichtigen Elemente in der Zusammensetzung der Erstarrungsgesteine zum Ausdruck zu bringen und den Unterschied gewisser Sedimente, nämlich der tonreichen, pelitischen Sedi- mente, von den Erstarrungsgesteinen zu veranschaulichen. Zur Unterscheidung eruptiver und sedimentärer Silicatgesteine ist ein Verhältnis von großer Bedeu- tung: das Verhältnis von Silicium zur Summe von Aluminium, Magnesium und Eisen einerseits, zur Summe von Calcium, Natrium und Kalium anderseits. Indem man diese 3 Gruppen bildet: S, U=Al+Fe+Mg, L=(a+ Na+kK, hat man die chemische Zusammensetzung auf 3 Stoffgruppen zurückgeführt, die sich in einer Dreieck- projektion zur Darstellung bringen lassen. Die in U zusammengefaßten Metalle stellen die unlöslichen Stoffe dar, die bei der chemischen Zerstörung der Gesteine meistens in irgendeiner unlöslichen Form zurückbleiben und sich neben Quarz 1 H. Rosenbusch, Zur Auffassung der chemischen Natur des Grundgebirges. Mineralog. petrogr. Mitt. 12, 49—61, 1891. 2 F. Becke, Einige Bemerkungen über die Einschlüsse des Granites von Flamanville. Mineralg. petrogr. Mitt. 27, 230— 237, 1902. 3 Diese Zusammenfassung ließe sich statt mit den Metallatomprozenten auch mit den Molekularprozenten der Oxyde aus- führen, auf die die Osann’schen Rechnungen gegründet sind. Ich habe es aber vorgezogen, die Rosenbusch’schen Metallatomprozente beizubehalten, und zwar aus folgendem Grunde. Die Berechnung des Fe,0, und FeO macht Schwierigkeiten, welche Osann dadurch umgeht, daß er statt jeder Molekel Fe,O, bei der Rechnung 2 FeO einsetzt. Dies ist eine willkürliche Vereinfachung, von der es fraglich ist, ob sie in allen Fällen gleichgültig, ist. Man denke an Gesteine mit Riebeckit und Aegirin. Die Verrechnung nach Metall- atomen erscheint da unverfänglicher und weniger willkürlich. Allerdings werden die Atome Fe''' und Fe'' zusammengefaßt. Im Bedarfs- falle lassen sie sich aber auch getrennt führen, und trotzdem in U in ihrer richtigen Summe einrechnen. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 195 (Si) in den aus Verwitterungsprodukten bestehenden Sedimenten anhäufen, während die Alkalien zumeist in irgendeiner löslichen Verbindung fortgeführt werden. Das Ca geht gar seine eigenen Wege, die vielfach in das organische Reich hinüberleiten. Wenn man nun das Verhältnis der drei Stoffgruppen Si, U, L für eine Reihe von Eruptiv- gesteinen derselben petrographischen Provinz durch Punkte in einem gleichseitigen Dreieck darstellt, so ordnen sich die Analysenörter in einem ziemlich schmalen Streifen, der in der Nähe des Si-Poles und in der Nähe der Mittellinie zwischen U und L anhebt und in dem Maße, als man zu basischeren Gesteinen übergeht, gegen die U-Seite von der Mittellinie abschwenkt. In der zitierten Arbeit zeichnete ich in dieses Calcıt Fig. 1. Dolomit e XVephelin ll: woLE | oDiolit | Iretnolit © + Erze 8; 0-0-0-0 s O.; 7 = Sn SSSERS 05.8 U Spinell N SeSS > ES 3 Se Bas Ss SER I RS Si-U-L-Dreieck die Felder ein, die von den damals bekannten Analysen von Gesteinen des böhmischen Mittelgebirges und einer Auswahl von Andesgesteinen eingenommen werden. Hier soll eine andere Auswahl zur Darstellung kommen. Bevor ich aber daran schreite, möge noch die hier gewählte Art der Dreieckprojektion kurz besprochen werden. Bei einer anderen Gelegenheit habe ich schon auseinandergesetzt, daß für die Erreichung des Zweckes, der hier angestrebt wird, nämlich übersichtlicher Vergleich der Verhältnisse von drei Stoffen oder Stoffgruppen, die genaue Einhaltung eines gleichseitigen Dreiecks und die Verwendung des Dreieck- koordinatenpapieres keine absolute Notwendigkeit ist, daß sich die Verhältnisse auch in gewöhnlichem Koordinatengitter (Millimeterpapier) darstellen lassen. Man kann beispielsweise U als Abszisse, L als Ordinate nehmen und in Millimeterpapier eintragen. Das gleichseitige Dreieck geht dadurch in ein rechtwinkeliges, gleichschenkeliges über, mit dem Si-Pol am rechten Winkel. Die Si-Ordinate läßt sich dann an den Diagonalen des Millimeterpapieres ablesen. Diese Darstellungsweise gewinnt noch dadurch an Ausdrucksfähigkeit, daß man die Si-U-L-Verhält- nisse der wichtigsten gesteinbildenden Minerale eintragen kann. Die Lage des Analysenpunktes eines Zu Di D) [2 196 E. Biecke, ' Gesteins im Vergleich zu den Mineralpunkten gibt sofort einen Anhaltspunkt dafür, welche Minerale vor- handen sein können. In der vorstehenden Figur | ist das ganze Dreieck Si-U-L mit der Einzeichnung der wichtigsten gesteinbildenden Minerale zur Darstellung gebracht. Tabelle der gesteinbildenden Minerale nach dem Verhältnis Si-U-L. Quarz SiO, Orthoklas KAISi30g Albit NaAlSiz0, . Anorthit Ca Als Sig Oz Leucit KAISi,O, Nephelin NaAlSiO, Wollastonit CaSiOz; . . Diopsidi CaMgSi;0, Tremolit CaMg3Si,0;j5 . - EustatitalV 2; S1O re le re Grossular CazAlySi307 9 Almandin Fe3Al,Sis0j2 . Epidot HCagAlsSi3043 . .» » 2»... . Cordierit MggAySi;O48 . » » » 2... - Andalusit ASiO, . . . . Staurolith HFeAl,Si,0,3 Muscovit KHgAlsSis045 . . . . - Biotit K,H AlsSiz0,9. MggSia0 72 Talk HaMg3Si,045 . . . » . Serpentin HyMg5Sis0g . . . . -» Amesit H,Mg5AlSiOg . . . . . Chloritoid HyFeAkSiOR, . ...... ErzestSpinellEr re Galcit TA paul Dolomiten neo 1 Dasselbe Verhältnis geben auch die Alkalipyroxene und die Alkali-Horn- blenden. In welcher Weise diese Figur zur Beurteilung der Mineralführung dienen kann, mögen folgende Beispiele zeigen. : s Ein Gestein, das einem reinen Glimmerschiefer entspricht, wird mit seinem Analysenpunkt auf die Verbindungslinie Quarz-Muscovit fallen. Liegt es unterhalb dieser Linie, so muß esirgendeines der Minerale enthalten, welche durch Fehlen von L ausgezeichnet sind (Cordierit oder Granat oder Chlorit oder dergl). Weicht der Analysenpunkt nach oben ab, so wird dies in der Regel durch Eintritt eines Feldspates verursacht sein. Ein Gestein, dessen Analysenpunkt über der Verbindungslinie Diopsid-Anorthit liegt, wird entweder einen Feldspatvertreter (Leucit, Nephelin, Sodalith) oder ein Kalksilicat enthalten müssen. In der folgenden Fig. 2 sind nun nach der Gesteinslehre von Rosenbusch, 3. Auflage, die Analysen- punkte von 26 typischen Vertretern der pacifischen Sippe (granitodioritische und gabbro-peridotitische Magmen, Gesteine der Alkalikalkreihe) eingezeichnet. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 197 Von dem ganzen Dreieck ist aber nur ein Teil zur Darstellung gebracht, in welchem die Analysen- punkte ziemlich gedrängt beisammen liegen. Die Figur ist in doppelt so großem Maßstab wie die vorige. Die Orientierung wird durch die Eintragung der Punkte Si = Quarz, A = Alkalifeldspat, D = Diopsid, N = Nephelin, Ep = Epidot, An = Anorthit, M = Muscovit, B= Biotit, E = Enstatit, OÖ = Olivin er- leichtert. Man bemerkt, daß die Analysenpunkte einen breiten Streifen erfüllen, der mit einem ziemlich scharfen Rand sich gegen unten abgrenzt, der im allgemeinen von einem Punkt der Linie Si--A ausgehend Fig. 2. (a + Na + K — 20 Wal, 32 100 => Ab) —- Pazifische Gesteine (Alkali-Kalkgesteine nach Rosenbusch). sich mit abnehmendem Si allmählich hebt, um dann jenseits der Linie N—En sich gegen den Punkt O zu senken, entsprechend der Zunahme des Olivins vom Gabbro zu den Peridotiten. Nur die Punkte 9 Tonalit, Aviosee und 12 Quarzdiorit, Colle de Mesoncles, Piemont, stehen gleich- sam auf vorgeschobenen Posten jenseits der Grenzlinie. Tabelle der pacifischen Gesteine, Reihe der granito-dioritischen und gabbroperidotitischen Magmen nach H. Rosenbusch, Gesteinslehre, 3. Aufl., p. 228, 229. Nr. Si U I IL, 1 | Granit, aezenberst bayıischenValdes er 70:4 16°8 12-8 2 | Granitit, Melibocus, Odenwald . » . . . .. 2... 68:3 17:8 13:9 3 SEE BobzItzSsch Erzgebirge re rer 69-2 17-9 1229 4 » Ruine Landsberg bei Barr, Unter Elsaß . ... 65°6 20-4 14:0 5 | Glimmersyenit-Erzenbachtypus Frohnau, Schwarzwald . 48 30:8 18-4 6 | Hornblendesyenit, Plauen’scher Grund bei Dresden . . . 57-1 25:0 17:9 7 » Biellagbremtonta ne ee 56°5 28-9 14:6 Augusyanie, (Grösg, Sekngen 6 no un oo se wc 47:6 343 18-1 RonalitAyioseenAdamellons waren 63°5 256 10:9 > 109 PBanameaDosnaczkan Banane 60:9 25-7 13:4 11 | Quarzhypersthendiorit, Ivrea, Piemont . -: . 2»... 58"2 222 14:6 198 F. Becke, Ni Si | U L 12 | Quarzdiorit, Colle di Mesoncles, Piemont . . ..... 60-9 24:8 11-3 13 | » Uficnrtalm Sta Gotthard See) 29-8 16:9 14 | Glimmerhypersthendiorit, Campo Maior, Portugal . . . 51°3 33°8 14-9 15 | Diorit, Schwarzenberg bei Barr, Unter-Elsaß ..... 50:7 33:7 156 16 | Pyroxendiorit, Lichtenberg, Odenwald ........ 47°3 35°6 Kl 17 | Anorthosit,Rawdon, Ganadar 2 ee 487 29-8 21-5 182 uGabbrowRadautalsHlarzer sr 45'6 37°3 141 19910 Norit, aRadautal Harzer Er 44:7 39-7, 15°6 20 | Olivingabbro, Sulitelma, Kjölengebirge . . . . .... 442 37°9 17.49 218 DHIypersthengappro Baltimore re N 434 40°5 161 22 | Hornblendegabbro, Pavone bei Ivrea, Piemont... . . 37.9 449 17-2 23 > Lindenfels, Odenwald . ..... 42:3 39-3 18-4 24 | Amphibolperidotit, Schriesheim, Odenwald . ..... 406 503 9-1 250" EberzolithwBaldissero,)Biemant re 39:8 58'2 2-0 26 | Dünit, Dün Mountains, Neuseeland® 2. 2. a E22: 35'2 64-8 0) Fig. 3 zeigt in gleicher Darstellung die Analysenpunkte von 26 typischen Vertretern der atlantischen Sippe (foyaitisch-theralithische Magmen, Alkaligesteine) nach derselben Quelle. Fig. 3. 30 Bl $ N zo ae DI 5 du S N N up 10 e En BY ı0 20 ‚0 10 17) U = + Fer lg — Atlantische Gesteine (alkalische) nach Rosenbusch. Man bemerkt, daß die Analysenpunkte der Mittellinie Si-—N näher rücken, ja in manchen Fällen sie überschreiten. Dies findet bei jenen Gesteinen statt, welche Sodalith oder ähnliche Minerale enthalten, in denen das Verhältnis 1:1 der Alkalien zur Tonerde merklich überschritten wird. Der Punkt 1 gehört wahrscheinlich nicht in die atlantische Sippe (»Alkaligranit« von Bühlberg bei Eibenstock), sondern als ein alkalireiches, Si-reiches und kalkarmes Glied an die Spitze der gewöhnlichen Granite. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 199 Tabelle der atlantischen Gesteine. Reihe der foyaitisch-theralithischen Magmen nach H. Rosenbusch. Gesteinslehre, 3. Auflage, p. 228, 229. Nr. Si U ib Alkaligranit, Bühlberg bei Eibenstock . . ...... 1325 148 107 2 » DrammensaNanWwezenW N: 72:0 146 13-4 3 > SW Hougnatten, Norwegen . . ..... 665 17:5 16:0 4 | Nordmarkit, Tonsenaas bei Christiania . . ...... 58:2 22:2 19:6 Du Haunvikıt )Byskovenibekaunviks a er 54:2 27:6 18-2 6 | Sodalithsyenit, Square Butte, Montana... . 2... 924 271 20°5 za BeitehtieldimsTitehneldwN ame 53.9 259 20-2 8 | Lujaurit, Pantellitschorr-Umptek . . . 2.2.2... 50:5 27:6 21.9 I | IDiürok, Ding, Schenbieen os so Re oe Ho 00 49-4 263 243 10° | Royait, Serra de Tingua, Rio de Janeto . . .».... 49-9 24-7 254 11 | Lujaurit, Kangerdluarsuk, Ägirimeeich . . 2.2.2... 51:7 25:0 23-3 123 Draurdalselkunde Norwegen 46:2 31:3 22-5 13 | Sodalithsyenit mit Eudialyt, Kangerdluarsuk . . . . . 43-1 26-7 30"2 tt | Una, Lafer Ur, Kal 5 00 0 6 oo Bo DO LO D 347 29-8 32.5 15 | Leucitsyenit, Magnet Cove, Arkansas . ....... 46:6 26:8 26°6 16 | Elaeolithsyenit in Essexit übergehend, Longfellow Mine . 49-7 28:9 214 Ir BESSExTtgR On Stock: 48-1 30:6 21°3 18 | Sogen. Augitdiorit Mount Fairview, Col. . 2. 2.2... Ze! 31:9 21:0 199 DESgexituSalemaNeck Nas se: 45:9 32:5 21:6 207 | Essexit, Gabo Erio, Rio’de Janeio . . . . ....n 44:0 36°8 19-2 21 | Amphibol-Malienit, PoobahLake . .. ..2..2.... 465 27:2 26°3 22 | Theralith Elbow Creek, Montana . . .. 2»... .. 443 34:4 23 23 Sr GordensuButten Montana ae 42:0 34:9 22-9 24 | Shonkinit, Square Butte, Montana. . ........ 44:6 34:2 2116212) 28 Mjolithwliyaarawtinnlande ee er 40°5 29-3 30-2 26 | Missourit, Highwood Mountains, Montana . ..... 43:0 37:9 19-1 Bei dieser großen umfassenden Gruppe von Erstarrungsgesteinen ist also L bei gleichem Gehalt an U wesentlich höher als bei den pacifischen Gesteinen. Zu demselben Resultat führt auch die folgende Fig. 4. Hier sind für eine Reihe der wichtigeren Tiefengesteinstypen die Mittelzahlen benützt, welche vor einiger Zeit R. A. Daly ! ausgerechnet hat. Für diese habe ich die Metallatomprozente nach Rosenbusch bestimmt und in folgender Tabelle zu- sammengestellt. Vergl. Tabelle auf der folgende Seite. Das Resultat ist ganz ähnlich dem früheren; die Hauptgesteinsreihe setzt in der Nähe der Mittellinie Si—A an und läuft bogenförmig sich von der Mittellinie entfernend über Granit, Granodiorit, Tonalit, Diorit, Gabbro, wobei L im allgemeinen weniger ansteigt als U, und senkt sich dann zum Peridotit abwärts. Interessant ist dabei, daß auch hier der Quarzdiorit (ungefähr gleich Tonalit:T) aus der Reihe der übrigen mit geringerer Zahl für L herausspringt und die allgemeine Grenze in der Richtung gegen U über- schreitet. 1 R. A. Daly, Average chemical compositions of igneous rocks. Proc. American Academy .of Arts and Sciences. Vol. 14. Nr. 7, January 1910. 200 RE. Becke, Mittlere Zusammensetzung der wichtigeren Tiefengesteinstypen nachRR. A, Daly. EEE en en nn nn nn 2] Zeichen ee DS Si U EL Al 78 Alaskit/ GlimmextreieniGranib)E ner ee 719 15°4 12-7 G Es Granit Wo u ee 66°5 205 13:0 Gd 28 Granodiorttsr a Re 61°6 23-9 14-5 ar 30 OQWanzdio Hip ee Ser 86-9 29:0 141 Di 32 Otarziieien Dior See 54-1 30:3 15°6 Gb 39 Gabbror May ee ee EN 45:3 BIT, 17:0 Sy 13 Sen (Gesamtınıtte)]) Dose ee: 571 26-1 16°8 El 24 Nephelinsyeniteese. Eau a er 50:0 26°7 23-3 Es 59 - JESSEKÜt. a Se en 465 33°7 19:8 Th 63 Iheralitha yes were re ee rer 452 33:0 21:8 P 97 aBeridotiti(Gesamtmittel)ie er 40:0 51:9 s1 Ein zweiter wichtiger Punkt ist der, daß die Si-reichsten granitischen Gesteine sich jenem Punkt der Mittellinie Si-Al-N nähern, den J. H.L. Vogt! für den eutektischen Punkt von Feldspat und Quarz in 20 cu + Na + K L= Jo SL 20 20 30 40 50 Anspruch nimmt. Dieser Punkt würde im Dreieck Si U L die Koordinaten Si= 70:2, U= 14:9, 1L=14:9 erhalten. In der Figur ist er durch ein Kreuzlein bezeichnet. Das Mittel der Aplite nach Daly (Si = 70:8, U = 15'8, L= 13°4) kommt diesem Punkt noch näher. Auf Grund dieser Zusammenstellungen kann man nun die untere Grenze des Feldes der Eruptiv- gesteine annähernd ziehen. 1 Aus den Untersuchungen von Vogt: Physikalisch-chemische Gesetze der Krystallisationsfolge in Eruptivgesteinen, Tscherm. Mineralog. petrogr. Mitt. 25, 387, 1906 ergibt sich die mutmaßliche Zusammensetzung des Eutektikums von Quarz und Feldspat zu Quarz = 27 50/,, Orthoklas = 30°50/,, Albit (mit wenig Anorthit) = 42:00/,. Vernachlässigt man den kleinen Anorthitgehalt, so berechnet sich die gewichtsprozentische Zusammensetzung dieses Eutektikums zu: Kieselsäure 762, ‘Tonerde 23:7, Natron 4:9, Kali 5°2, hieraus die Metallatomprozente: Si 70:2, Al 14:9, Na 8°8, K 6°1 oder Si = 70:2, U = 149, L = 14°9. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 201 Mit diesen graphischen Darstellungen von Eruptivgesteinen mögen nun typische Sedimentgesteine verglichen werden. Ich wähle hierzu zunächst aus: 1. Die mittlere Zusammensetzung von Tonen nach E. ©. Eckel;! 2. die mittlere Zusammensetzung von 36 Tonschiefern aus Jura, Carbon, Devon, Silur, Cambrium und Präcambrium nach demselben Autor; 3. die Zusammensetzung von normalem Tonschiefer nach der Schätzung von Goldschmidt.? 1 2 3 STONE COLD 60.64 63 A1,0, Adel 18:04 20 Fe,0, 4:04 2725 7 FeO 2:90 3:66 —_ MgO 21282 2:60 2 Cams At 1:54 1 Na,O 1 Qi sie) 1 R,O 3:60 3:69 6 Aus diesen Zahlen ergeben sich unter 1a, 2a, 3a die Metallatomprozente und die Zahlen Si, U, I.. la 2a 3a Si 61°7 61:0 59:6 Al 20-8 22 22-4 Fe 8) 4:8 9°0) Mg 3:6 3:9 22%) Ca 1:6 107 1:0 Na 2-0 2128 1°& K 47 4-8 1°® Si 61°7 61°0 89-6 U 31:0 30-2 30:3. IL, 8° 8:8 10-1 Diese Mittelzahlen geben ganz bemerkenswert übereinstimmende Resultate und die Eintragung in das Dreieckschema zeigt, daß die Analysenpunkte weit unterhalb der Grenze der Eruptivgesteine fallen. Das heißt also bei der Bildung toniger pelitischer Sedimente findet eine Anreicherung der unlöslichen Basen, eine Fortführung der löslichen statt. Daß auch in den Verhältnissen der löslichen Basen charakteristische Unterschiede auftreten, indem die tonigen Sedimente offenbar K kräftiger festhalten als Na, kommt in unserem Schema allerdings nicht zum Ausdruck. Lassen diese Mittelzahlen eine durchschnittlich ziemlich gleichmäßige Zusammensetzung der in den tonigen Sedimenten angehäuften Zersetzungsprodukte der Erdrinde erkennen, so kann doch die Zusammensetzung der Sedimente namentlich in der Richtung abweichen, daß zu diesen Rückständen der chemischen Aufbereitung der mechanisch widerstandsfähigste Anteil der Zerstörungsprodukte der Gesteine, das ist der Quarz in wechselnder Menge hinzutritt. Die Zusammensetzung der Sandsteine sollte 1 Joumal of Geology 12, 1904. 2 V.M. Goldschmidt, Die Kontaktmetamorphose im Kristianiagebiet. Kristiania 1911. Denkschriften der mathem.-naturw. Kl. LXXV. Bd. 98 202 FE. Becke, somit durch Punkte repräsentiert werden, die auf die Verbindungslinie der Tonpunkte mit dem Si-Pol fallen. Um dies an ein paar Beispielen zu illustrieren, seien auch einige Sandsteinanalysen in das Schema eingetragen (nach Rosenbusch, Elemente der Gesteinslehre, 2. Auflage, p. 510). 4. Potsdam, Sandstein. 5. Culmquarzit, Harz. 4 5 SiO, 76:84 96-25 AL,O, 11:76 2-24 Fe,0, 055 FeO 2:88 = MgO 1:39 0:20 CaO 0:70 0:20 Na,0 2-57 0:10 Klo 1CE2 0-53 Glv 1:87 H,O 0-46 CO, 0:37 100:18 10035 Aus diesen Zahlen berechnen sich die folgenden Metallatomprozente. 4a 5a Si 744 96:0 Al 13.4 2:6 Fe DIT, Mes 20 0-83 Ca 7 O2 Na 4:8 0:2 K 2:0 057 Si 744 96:0 U ae 2.9 L 79 heil Nun gibt es allerdings Sedimente, in denen diese klastischen Bestandteile zurücktreten und Kalk- Dolomit, in manchen Fällen auch Eisencarbonat in größerer Menge beigemischt sind. Solche Sedimente werden, wofern das Carbonat nicht vorweg abgezogen wird, und lediglich die Basen und Kieselsäure der Rechnung unterworfen werden, Analysenpunkte geben, die in das Eruptivfeld fallen. So lange die Basen als Carbonate im Gestein enthalten sind, kann eine Täuschung über die Natur des Sedimentes kaum eintreten; allerdings aber dann, wenn bei der Metamorphose das Carbonat zerstört und Silikate gebildet wurden. Solche Fälle sind nicht ausgeschlossen. Man sollte aber erwarten, daß dann das Verhältnis der L-Basen untereinander abweichen sollte von dem bei Eruptivgesteinen üblichen. Zur Illustration mag ein Mergel in der Weise berechnet werden, als ob die CO, nicht vorhanden wäre. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. I) Q 6. Mergelschiefer, Rush Creck, Colorado. 6 6a CaCO, 21:59 Si 54-3 MgCO, 1:68 Al 18:5 SiO, 45-89 Be 3-5 AO, 13:24 Mg 3:7 BERON 3:88 Ca 154 MgO 1-32 Na 1-1 Na,O 0:47 RK 3°0 K,O Dog 100-0, en es Si 54-3 Organische an 3:47 U 05:7 MO, 0:52 i 20:0 DO); Or Wasser hygrosk. 1:38 10008 Trägt man das Verhältnis SIUL in das Schema, Fig. 4, ein, so erhält man einen Punkt beiläufig in der Mitte zwischen dem Mittel von Syenit und Elaeolithsyenit nach Daly. Nun zeigt aber das Verhältnis der L-Basen sofort den Unterschied des Kalkmergels von den Eruptiv- gesteinen: Ca Na K Mensen nel 3 Elaeolithsyent . . . 2:4 14:6 8° SYS ee A 7°2 98 In der Tat gibt es, wie vornehmlich Rosenbusch hervorgehoben hat, Silicatgesteine mit derartig von den Verhältnissen der Eruptivgesteine abweichenden Mengenverhältnissen der Basen, bei denen man auf ein ursprünglich vorhandenes Gemenge von Carbonat mit einem tonigen Sediment schließt. Nach diesen Auseinandersetzungen kann man in dem Sektor des Si-U-L-Dreieckes, welcher die meisten Gesteinsanalysen aufnimmt eine Linie ziehen, welche das Eruptivfeld nach unten gegen das Sedimentfeld abgrenzt, wie das in Fig. 4 geschehen ist. Bei Analysenpunkten, welche merklich unter diese Linie fallen, wird man von vornherein an Abkunft von einem Sediment denken dürfen, bei Analysenpunkten, die oberhalb dieser Linie liegen, wird man zunächst Abkunft von Erstarrungsgesteinen annehmen, wenn nicht die Verhältnisse der in L zusammen- gefaßten Basen durch Vorwalten des Ca eine Abkunft von kalkhaltigem Sediment wahrscheinlicher machen. Fig.5 zeigt die Gesteine der Tabelle I (Tonalitgesteine) in dieser Weise in das Dreieck SIUL eingetragen. “ Die Analysenpunkte fallen alle noch in das Eruptivfeld; manche nähern sich sehr der Grenzlinie. Bei ’5, salischer Tonalitporphyrit der Brugger Alpe, und 12, Gangmitte des Töllits vom Egardbad bei Meran, ist die Verkleinerung von L gewiß zum Teil durch den weniger guten Erhaltungszustand des Gesteins zu erklären. Die Feldspate sind stark sericitisiert und haben Alkalien und Kalk verloren. Das gilt aber nicht für 2, Quarzglimmerdiorit vom Zinnsock und 3, Normaltonalit vom Raintal bei Taufers. Hier kommt vielmehr dieselbe charakteristische Eigenart der tonalitischen Gesteine zum Ausdruck, welche auch die Analyse G. vom Raths (vgl. oben p. 47 [199], Nr. 9, Tonalit vom Aviosee) erkennen lief. Die Tonalite liegen alle im Si-U-L-Feld nahe an der unteren Grenze des Eruptivfeldes. Sie zeigen gewissermaßen den pacifischen Typus — diesen Ausdruck in jener chemischen Bedeutung genommen, 26% 204 F. Becke, wie er in der Studie über Mittelgebirgs- und Andesgesteine aufgestellt wurde — in seiner schärfsten Aus- prägung: großen Gehalt an Si und Al. Mineralogisch ist das zum Ausdruck gebracht durch starkes Vor- herrschen des Biotit unter den dunklen Gemengteilen. Bei diesen Gesteinen ist die Zugehörigkeit zu den Eruptivgesteinen niemals zweifelhaft gewesen. Ihr Auftreten, ihre ausgeprägte Erstarrungsstruktur lassen sie von vornherein hier einreihen. Si 10 zu 20 40 30 Tonalitgesteine: Aplit 1, sal. Tonalitporphyrite, 5, 10, Granodiorit 2, 7, 8, Tonalit 3, 9, Töllit 10, 11, dioritische Schliere (in 3) 4, Kersantit 6. Etwas anders ist es mit der nächsten Gruppe, die aus den großen Zentralgneismassen der Tauern entnommen wird. Die Eintragung der Tauernzentralgneise in das Schema Si, U, L’'gibt zu folgenden Bemerkungen Anlaß. Vergleiche Fig. 6. Im ganzen folgen die Gesteine recht gut dem pacifischen Eruptivfeld; sie halten sich fast alle noch über der in Fig. 4 gezogenen unteren Grenzlinie gegen die Sedimente. Erreicht wird diese Linie von Nr. 19, Granitgneis Lieskele. Das Handstück wurde ober Tag gesammelt. Aus demselben geologischen Körper stammt Nr. 17, porphyrartiger Granitgneis aus dem Tauerntunnel, Südhälfte. Die Vermutung, daß hier das Material schon etwas angegriffen war, liegt nahe. Nr. 20 und 25 betrifft stark kataklastisch geschieferte, merklich sericitisierte Proben aus dem Nord- rand der Duxer Granitgneismasse. Nr. 27 fällt gleichfalls auffallend tief. Es bezieht sich diese Analyse auf vollkommen frisches Material aus dem Tauerntunnel und ist einer jener häufigen feinkörnigen biotitreichen Schlieren entnommen, die mitten im porphyrartigen Granitgneis (ähnlich Nr. 17) zu Hunderten beobachtet wurden. Der Gedanke an Schiefereinschlüsse wird durch das geologische Auftreten nicht nahegelegt, denn es handelt sich hierbei um Gesteinsmassen, die viele hundert Meter von den nächsten Schieferkontakten entfernt sind und tief im Innern des Granitgneiskörpers lagern. Nr. 30. Schiefriger biotitreicher Gneis (Durbachitgneis) zwischen Boden- und Wildalpe im Duxer Kamm ist durchadert oder vielmehr in plattiger Wechsellagerung mit aplitähnlichen, glimmerarmen Granit- gneisen, von deren Zusammensetzung die Analyse 18 (Kolbenstuben, Stilluptal) eine Vorstellung gibt. Hier wäre nach dem geologischen Auftreten eine Beziehung zu Sedimenten eher möglich. Über dieses Gestein wird im speziellen Teil ausführlicher behandelt werden. Nr. 37. Diorit-Amphibolit bildet dunkle Linsen von sehr wechselnden Dimensionen im Tonalit- gneis 32, Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. Nr. 38 tritt zu Syenitgneisen, die durch die Nr. Beziehungen. Das Gestein ist ein feinkörniger Amphibolit mit Porphyroblasten von Biotit, ein unter den AU + Fe + Mg 20 208 22 aa, 24 und 29 repräsentiert werden, in ähnliche 30 Tauern Zentralgneis, Erklärung zur obenstehenden Fig. 6. 13. Forellengneis, Tauerntunnel, 14. Aplitgneis, Rathausberg (vgl. 22), Hochalmkern. 15. » Rotbach (vgl. 23), Zillertaler Kern. 16. » Lassacher Winkel (vgl. 21) 7. 17. Porphyartiger Granitgneis, Tauerntunnel H. 18. Aplitartiger Granitgneis, Kolbenstuben, Stillup Z. 19. Porphyrartiger Granitgneis, Lieskele A. 20. » » Nesselrainer, serieitisch geschiefert Z. 21. Granitgneis, sericitisch, geschieferte Randfacies, Lafenn 7. 22. Porphyrartiger Granitgneis, Rathausberg (vgl. 14) H. 23. Granitgneis, Rotbach (vgl. 15) Z. 24. Syenitgneis, Ramettenkopf H. 25. Porphyrartiger Granitgneis, sericitisch geschieferte Rand- facies, Dornaubergklamm. . Schiefriger Granitgneis, biotitreich, Lassacher Winkel (vgl. 16) I. . Basische Schlieren (Durbachitgneis) im porphyrartigen Granit Gneis, Tauerntunnei (vgl. 17). H, 28. Porphyrartiger Granitgneis, Schliffstein Z. 29. Syenitgneis, Hierkar 7. . Schiefriger Durbachitgneis, Bodenalpe Z. . Körniger Tonalitgneis, mittleres Maltatal Z. » Göge, Weißenbachtal Z. Amphibolgneis, Brandstatt, Randfacies des Hochalmkerns. . Floitit, Flugkogel, Randfacies des Hochalmkerns. 37. 38. » Eissigkar A. gangförmig im Tonalitgneis, Roßrucken Z. Diorit-Amphibolit, Groß-Trog Z. Biotit-Amphibolit, Hatzingalm A. basischen Ausscheidungen oft vorkommender Typus. Die relativ tiefe Lage gegenüber dem Gabbropunkt nach Daly (vgl. Fig. 4) beruht auf dem starken Hervortreten des Magnesiums gegenüber dem Calcium: Gabbromittel nach Daly 37 Diorit-Amphibolit . 38 Biotit-Amphibolit une Cal0:6 Mg Atomproz. Sl 12368 i 12 10:2 Vermutlich hängt dies wieder mit der Bildungsweise dieser basischen Schlieren zusammen, die als erste Ausscheidungen aus dem Magma reicher an Mg-Verbindungen sind als die in großen Massen aul- tretenden dioritischen und Gabbrogesteine. Im Vergleich mit dem Dreieck Si, U, L der Toonalitgesteine ergibt sich, daß eine gewisse kleine Hinneigung in der Richtung gegen die atlantische Sippe zu bemerken ist, die insbesondere durch die 206 F.Becke, syenitischen Gneise, dann durch jene Gesteine vermittelt wird, in deren Mineralbestand die Kombination Plagioklas, Epidot, Biotit vorwaltet und für die die Bezeichnung Floitit vorgeschlagen wurde. In der Fig. 7 sind die Analysen jener Gesteine eingetragen, die in den altkrystallinen Schiefern in Form von Intrusivlagern und Massiven auftreten. Hier erkennt man nun deutlich, daß das durchschnittliche Niveau merklich tiefer liegt als in den Zentralgneisen. Das hat mannigfaltige Gründe. Erstlich ist bei manchen dieser Gesteine die sericitische Verschieferung viel weiter vorgeschritten als bei den meisten Zentralgneisen, was immer mit Verlust an L-Basen ver- bunden sein dürfte. In einzelnen Fällen war es nicht möglich, absolut frisches Material der Analyse zuzu- führen. Die Stellung von Nr. 53 (Acherkogel) ist sicher zum Teil so zu erklären. In demselben Gesteins- körper wurden später durch den Bau der Ötztaler Straße bessere Aufschlüsse hergestellt und das frischere Material ergab eine Analyse mit höherem Wert von L. (In der Figur mit T bezeichnet.) 1 Eine scharf charakterisierte Gruppe wird gebildet durch die Grünschiefer in der Hülle des Zentral- gneises und durch die Amphibolite und und Eklogite des Ötztales. Wenngleich eine genauere Prüfung dieser beiden Gruppen, auch abgesehen von jenen Unterschieden, die den verschiedenen Tiefenstufen ent- sprechen, gewisse Unterschiede nachweist (so sind die Grünschiefer durchschnittlich reicher an Al, die Eklogite und Amphibolite reicher an Fe), so treten diese Unterschiede im Si-U-L-Dreieck nicht hervor und die beiden mineralogisch recht verschiedenen Gruppen bedecken das gleiche Feld. In der Fig. 7, rechte Hälfte, sind neben den alten Gneisen auch die Grünschiefer sowie Amphibolite und Eklogite zur Darstel- lung gebracht, erstere durch schwarz-weiße, letztere durch ganz schwarze Kreise. Durch kleinere Punkte sind die hier wieder abgedruckten Analysen eingetragen, welche Frl. L. Hezner in ihrer Studie: Ein Bei- 1 Die Analyse ist veröffentlicht in der Zürcher Inauguraldissertation von H. Hirschi. Beiträge zur Kenntnis gesteinbildender Biotite und ihrer Beziehungen zum Gestein 1901. Biotitgneis vom Tumpener Steig (T). Hier sei auch hingewiesen auf eine Analyse des Granititgneises vom Raffeinertobel in Mineralog. petrogr. Mitt. 728 418, 1899 (R), ausgeführt von M. Dittrich in Heidelberg. Gewichtsprozente Atomprozente R Ar R ad SiO, 67:94 709.07 Si 65:0 66°2 TiOs _ -49 Al 16°6 16:0 AlO 14:86 14-46 Fe 4:0 2.9 Fe,O; 1:60 2.21 Mg 2-7 1:6 FeoO 362 1:63 Ca Deal 239) MgO 1:91 1-17 Na 47 5:6 Cao 2:02 2-90 K 49 45 Na,0 2.52 3307 K,0 4-01 3:98 Si 65:0 66'2 H,O unt. 110°) Be 2 0:13 U Zoe 22050 oe, 0-48 L 11:7 13°3 10005 E 100" 59 S _ BT. | Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 207 trag zur Kenntnis der Eklogite und Amphibolite mit besonderer Berücksichtigung. der Vorkommnisse des mittleren Ötztales veröffentlicht hat. (Mineralog. petrogr. Mitt. 22, p. 437, 1903.)! Die Punkte decken sich ziemlich genau mit jenem Feld, das den Gabbros und den Diabasen zufällt. Fig. 7 Va + K Ih = lan 38 U =Al + Be lg Sem nn nn I N 1 Ayı 10 A) 20 40 Alte Gneise. Basische Gesteine. Bei manchen Punkten ist auch hier ein Herabsinken gegen die untere Grenzlinie des Eruptivfeldes zu bemerken, die vielleicht auch hier einer Fortführung von löslichen Basen entspricht. 1 1. Eklogit, Burgstein. 4. Eklogit-Amphibolit, Burgstein. 2. Eklogit-Amphibolit, Burgstein. 5. Kelyphit-Amphibolit. 3. Eklogit, Sulztal. 6. Amphibolit, Sölden. | 1 | 2 3 | 4 5 | 6 SiO,a . . ..I 46726 48:22 44-06 53:77 48-29 48-77 Ob: “2 7. Ale 2:29 1-19 127) 88 Al0O;,.... 14-45 16-51 17:63 14-51 13:94 18:74 IBEHORo 66 4-41 2-64 340 3-55 9-61 7.21 BEO 3:82 5:78 9:96 843 4:20 3:43 WEO 5 5) lOC® 8-26 7-19 3:38 6:80 6:00 GaOEr Er 1166 13:46 11-58 8:64 9-18 9:47 N0 ... 245 323 2-92 2:76 3:54 3:24 KO) 00H 1:51 047 0-91 0-87 1:00 1:13 H,O unt.110 —_ 0:66 0-12 0-15 -10 1:04 H50 üb. 110° 1:10 _ 0-17 0:30 1:29 10030 10023 99-55 99-74 99.91 Spez. Gew. 345 2.979 3:54 3:24 3131 2:910 Si 42:6 44:9 42:5 31:8 47°2 462 Al 15°7 17/06) 19-4 16:3 15°7 20-7. eier 010) 6:3 10-1 92 10-2 7:8 Mg. 16°5 11:3 10:0 [0616 97. S'4 Gag 11-5 13°3 11-6 8:9 9-4 9-6 Na 44 38 3 Bl 6:6 5:9 K 1°8 ; "5 ont rel 1:2 1:4 Si 42:6 44:9 425 518 472 46:2 U 87 35°5 39-5 33-1 356 36:9 JB Ile 19-6 15:0 15°1 2 16:9 208 P. Beck (2 In der Fig. 5 sind die Analysenpunkte verschiedenartiger Schiefergesteine einsamen, denen nach dem geologischen Auftreten kein eruptiver Ursprung zuzuschreiben ist. Es sind darunter sehr verbreitete Gesteine, die in vielen Fällen durch ihren Mineralbestand den Reichtum an Tonerde erkennen lassen. Eine sehr charakteristische Gruppe bilden die Nummern 66, 67,68, 69, 71, 81. Von diesen sind 66, 67, 71 reichlich Granat führende Glimmerschiefer. 71 gehört der Schieferhülle des Zentralgneises an, 66 und 67 dem altkrystallinen Gebirge. 68 ist ein Glimmerschiefer aus dem Kontaktbereich des Rieserfernertonalits und durch sehr großen Glimmerreichtum ausgezeichnet. 69 ist ein dunkler kohlenstoffreicher phyllitartiger granatführender Schiefer aus der Schieferzone vom Schneeberg in Passeir. 71 endlich der eigentümliche Fleckschiefer vom Stailersattel südlich vom Hochgallkern. Alle diese Gesteine übertreffen an Tonerde- reichtum noch das von Eckel angegebene Mittel der-Schiefertone und Tonschiefer. j Sehr, nahe stimmt mit diesem überein die mittlere Gruppe, welche Gesteine umfaßt, die vielfach unter dem Namen Phyllitgneise, schuppige Biotitgneise aufgeführt wurden. Hierzu gehört: 65. Grauer Schiefergneis, Töll bei Meran (Nebengestein der Töllitgänge von Egardbad. 70. Biotitschiefer Schwärzenkamm, Ötztal. 73. Glimmerschiefer mit muscovitischem Grundgewebe und Porphyroblasten von Klinochlor (oder Biotit) Woigstenzunge (Bosamertypus). 72. Aschgrauer feinschuppiger Glimmerschiefer mit Biotit im Grundgewebe, Seebachtal bei Mallnitz (Seebachtypus). Von älteren Analysen führen auf dieselbe Stellung die beiden Analysen von Biotitgneis aus dem Arlbergtunnel, welche v. Foullon mitgeteilt hat. (Jahrbuch der k. k. geolog. Reichsanstalt 35, p. 73, 1885.)! Die an derselben Stelle publizierte Analyse eines »Muscovitgneises« führt nach dem Verhältnis Si, U, L zu einer Position inmitten der alten Intrusivgneise von Fig. 7. ı 1. Biotitgneis, Arlbergtunnel, 3386 m vom Ostportal, analysiert von E. Drasche. Viel Quarz und Feldspat, wenig Biotit, wenig Granat, wenig Rutil und Erz. Der Feldspat ist Albit. 2. Biotitgneis Arlbergtunnel, 1138 m vom Westportal, analysiert von v. Foullon. Reich an Glimmer, Biotit waltet vor, viel Granat, wenig Rutil etwas mehr Erz. Zweiglimmergneis. 3. Muscovitgneis, Arlbergtunnel, Durchschnittprobe, Feldspat, Mikroklin, meist perthitisch durchwachsen von Albit, viel Quarz, Muscovit, analysiert von v. Foullon. | | Metallatomprozente 1 Das | 1 D 3 SiO, 66-48 | 64-18 | 75-47 Si 63-2 | 61-1 70-9 Al,Oz 15:60 | 16-14 | 14:24 Al 17:5 18-1 15-7 Fe,O, 6:70 | 7:75 1:78 Fe „4-8 5-6 1:2 MgO 2:98 3:29 | 0-42 Me 4:2 47 0:6 Cao 2:72| 1:63| 0-9 Ca 2:8 17 0:9 Na,0 3-08 3-14 25 Na 5:6 5-8 7:7 K,O 1:55 | 2-46 | 2-52 K eo) 320 3-0 Glühverlust 120) 2:04 0:70 | | — Si | @Bea |» (allail 70:9 orosalı 10063 | 100:56 U 26-5 98-4 17-5 | 10-3 | 10-5 11 | | Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 209 Von dieser Gruppe weicht das Gestein 74 in der Richtung gegen die Eruptivgesteine ab. Es ent- spricht einer Varietät von Glimmerschiefern, die in der unteren Schieferhülle des Tauernzentralgneises in der Nähe der Gneisgrenze verbreitet ist. Licht gefärbt mit muscovitischem Grundgewebe enthält sie als charakteristische Eigentümlichkeit reichliche Porphyroblasten von Albit, öfter mit einem Olisoklas-Albit- Fig. 8. 7) 20 Cu Na # 4, Schiefer. saum. Auf der Schieferungsfläche treten sie knotenartig hervor, auf dem Querbruch sieht man die glitzern- den Spaltflächen. Die Annahme, daß die Erhöhung von L hier der Nachbarschaft des Zentralgneises zuzuschreiben sei, liest sehr nahe, da dieser »Großarl-Typus« auf die Nachbarschaft der Zentralgneisgrenze be- schränkt ist. Nach der entgegengesetzten Richtung, nämlich nach der Seite der pelitischen Sedimente weicht 63 ab: Glimmerschiefer vom Aacherbach bei Tumpen; gegenüber den Granatglimmerschiefern muß er viel quarzreicher sein. Nr. 80. Sericitschiefer im Liegenden des Hochstegenkalkes, läßt außer Quarz und Sericit etwas 'Chloritoid erkennen. Das Gestein ist mechanisch außerordentlich mitgenommen, wie gewöhnlich die Gesteine, die sich zwischen Hochstegen-Kalk und Granitgneis einschieben. Eine besondere Beachtung verdienen noch die Gesteine 75 und 76 (in der Figur durch volle Punkte hervorgehoben). Es sind die wohlbekannten Amphibolgarbenschiefer der Greinerzunge. Man erkennt, daß diese Gesteine keine Ähnlichkeit mit Diorit und überhaupt mit Eruptivgesteinen besitzen. Die nähere Diskussion der in L vereinigten Stoffe läßt ein starkes Hervortreten von Ca gegenüber den Alkalien erkennen. Metallatomprozente Ca Na K BIEScliefencheisp lo Ber er ee 288) 31 "2 Rs elinmeischiefery Bosamemsly DÜSEN 0-8 4:9 44 74. » eo Wal STBy PU SB Er re 0.4 6:0 6:1 75. Hornblendegarbenschiefer, muscovitisches Grundgewebe . . . . 4-3 2:9 2.4 76. » Grundgewebe oligoklasreich 2 57 0:7 Denkschriften der mathem..-naturw. RI. LXNV, Bd. SI [S°) 210 FE. Becke, Auf die großen Schwierigkeiten der Klassifikation weisen die Nummern 62, 64, 78 hin. 62. Biotithaltiger Schiefergneis, Unterried Längenfeld, und 64, Schiefergneis, Amberg, unteres Ötztal, sind nach ihrem Auftreten von den typischen Schiefergneisen nicht unterschieden; dennoch nähern sie sich in der Zusammensetzung den Granitgneisen, soweit das Verhältnis Si, U, L dies erkennen läßt. War hier ursprünglich Material von granitähnlicher Mischung vorhanden, ist der höhere Reichtum an L-Basen erst während der Metamorphose erworben, wie ich dies für 74 für wahrscheinlich halte? Diese Fragen können hier vorläufig nur gestellt, die Beantwortung muß der späteren Detaildiskussion überlassen werden. ö Das gleiche gilt für 78, das Gestein, welches im Führer zur Exkursion IX des internationalen Geologenkongresses 1903 als Grauwackengneis bezeichnet wurde. Die Möglichkeit ursprünglich eruptiver Herkunft liegt hier nahe. 77 zeigt daß unter den Kalkglimmerschiefern dem Quarzit recht nahe stehende Typen vorkommen neben den häufiger analysierten kalkreichen. Ösann’sches Dreieck. Die in den Figuren 5 bis 8 gegebenen Darstellungen gestatten noch nicht, gewisse Unterschiede in der chemischen Zusammensetzung der Gesteine zum Ausdruck zu bringen, die für die Vergleichung wichtig sind. Auch hier war es Rosenbusch, der durch seine Kerntheorie die Übersicht des chemischen Bestandes erleichterte. Osann hat dann unter teilweiser Benützung von graphischen Methoden, die ich für die Darstellung von den Mengenverhältnissen dreier Stoffgruppen vorgeschlagen hatte, eine graphische Darstellung des stofflichen Bestandes nach den Größen A== Anzahl der Molekelgruppen R,O.Al,O, (© = » » » CaO Al,O, ze » » CaO-+MgO+FeO durchgeführt. Die Größen A, C, F werden auf recht umständlichem Weg ermittelt. Erst wird die Analyse wasserfrei und unter Weglassung anderer für minder wichtig angesehener Substanzen und unter Um- rechnung von Fe,O, in 2FeO gerechnet. Dann folgt die Berechnung der Molekularquotienten durch Division der Gewichtsprozente durch die Molekulargewichte der Oxyde; dann werden diese mit 100 multiplizierten Molekularquotienten auf die Summe 100 umgerechnet. Aus dieser Reihe erfolgt erst die Rechnung der Größen A,C,F, und diese endlich werden auf die ganz willkürlich angenommene Summe 20 gebracht und geben dann endlich das Zahlenverhältnis a, c, f, welches zur Einzeichnung in das gleich- seitige Dreieck verwendet wird. Bei der Verteilung der Tonerde auf die Atomgruppen R5Al,O, und CaAl,O, bleibt in manchen Fällen ein Überschuß von Tonerde übrig. Es kann vorkommen, daß in diesem Tonerdeüberschuß Analysenfehler stecken, namentlich wenn Phosphorsäure im Gestein vorhanden ist, aber nicht bestimmt wurde. In manchen Fällen ist ein solcher Tonerdeüberschuß Folge des mangelhaften Erhaltungszustandes des Gesteins; Alkalien werden bei der Verwitterung entfernt, es entstehen kaolinartige Trübungen in den Feldspaten. Es kann aber auch von vornherein bei tadellosem Material und richtiger Analyse ein Über- schuß von Tonerde vorhanden sein. Gehalt an Glimmer, an Al-haltiger Hornblende kann diesen Überschuß herbeiführen. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 211 Die Rechnung wurde dann doppelt geführt. Einmal unter Vernachlässigung dieses Tonerdeüber- schusses. Das gibt dann die Zahlen 4,C,F nach Osann und die Verhältniszahlen a, ec, f. Nach einem Rechnungsvorgang, den zum ersten Male auf meinen Vorschlag M. Stark in der Arbeit über die Gesteine von Ustica! anwandte, kann man den Tonerdeüberschuß in der Form H5AI,O, zu A schlagen. Man erhält dann ein anderes Verhältnis der drei Oxydgruppen, das mit a’, c’, f/ bezeichnet wurde. Der Analysenpunkt wird dadurch dem Eckpunkt A nähergerückt. In den folgenden Rechnungen wurde in der Regel diese Zahl benützt und den graphischen Dar- stellungen zugrunde gelegt. Diese Darstellung hat sich zur Vergleichung der chemischen Zusammensetzung der Eruptivgesteine als sehr nützlich erwiesen und ist seit ihrer Veröffentlichung viel benützt worden. h In dieser Darstellung der chemischen Zusammensetzung kommt zunächst der Gehalt an Kieselsäure nicht zum Ausdruck. Hierzu wäre die Herstellung eines räumlichen Modelles erforderlich; das räumliche Modell suchte ich zu ersetzen durch eine Projektion der in irgendeinem Maßstab aufgetragenen Si- Ordinaten auf eine Ebene, die auf das Osann’sche Dreieck A,C,F auf die Seite AF senkrecht aufgesetzt wurde. Übrigens suchte Osann den Si-Gehalt anzudeuten durch die Berechnung des Kieselsäurekoeffi- zienten k. Die Stoffmengen A, C, F beanspruchen zur Bildung der Silicate mit dem höchsten möglichen Gehalt an SiO, gewisse Mengen von SiO,-Molekeln und zwar: A zur Bildung der Alkalifeldspate R,ROAI,0,6SiO, ..64 O5» >» des Anorthites CaOAl,0, 2SiO, ..... 2.C > » >» Merasilieass RKOSIO), oovaocoooec Je Molekel SiO,. Die Summe 6A+2C+F wird als Sättigungswert bezeichnet (so). Ist die Menge der durch die Analyse ausgewiesenen Molekularprozente Kieselsäure s, so ist k = — : k ist größer als 1 bei quarz- S, =) reichen Gesteinen; Werte von k kleiner als 1 deuten auf das Vorhandensein von Leucit, Nephelin, Soda- lithmineralen, oder auf das Vorhandensein von Olivin und Erzen. Der Sättigungswert von Kieselsäure, der entweder in der Form der Metallatomprozente Si oder der Molekularprozente SiO, ausgedrückt werden kann, läßt sich für jeden Punkt des Osann'schen Dreiecks vorausberechnen. Sind a,c, f die Osann’schen Dreieckskoordinaten, wobei @+c+f = 20 angenommen wird, so ist der Sättigungswert ausgedrückt in Metallatomprozenten Si Se on 10a+59c+2f oder, aa +c+f= 20 5 20 Set 8@0-13.6-7-40% ein Ausdruck, der zu einer gekrümmten Fläche führt. Nimmt man statt Metallatomprozenten Si die Molekularprozente SiO, zur Darstellung des Kiesel- säureniveaus, so ergibt sich für den Sättigungswert 9 SiO, = 100. 2 z Sa+4c+2f ode, da +c+f=20 ö 20 SO, = NEN, 64+2c+40 Auch dieser Ausdruck führt zu einer gekrümmten Sättigungsfläche. 1 M. Stark, Die Gesteine Urticas und die Beziehungen derselben zu den Gesteinen der Liparischen Inseln. Min. petr. Mitt. 23, p- 469, 1904. D = 212 IRNBrelelleie: Vor kurzem zeigte ich,! daß das in Molekularprozenten SiO, ausgedrückte Sättigungsniveau der Kieselsäure zu einer Ebene wird, wenn man die Zählung der Molekelgruppen, die zu den Kernen A, GC, F zusammengefaßt werden, etwas abändert. Nennt man A, die Anzahl der Molekelgruppen R/AIO, G, » » » » CaAl,O 4 Im >» » » > RIO ferner A 16, F N, ae nn, en, A+G+F A+G+F A+G+F, wobei a,-+c,-+J, = 1, so wird der Ausdruck für die Molekularprozente SiO, bei der Sättigung: 39+20+28 4,+4o+4f SiO, = 100. eo ern also eine lineare Funktion von a,. Bei dieser Art von Zählung wird also das in Molekularprozenten SiO, ausgedrückte Sättigungsniveau an Kieselsäure eine Ebene, die über dem Eckpunkt A 75 Einheiten, über den Eckpunkten C und F 50 Einheiten von der Horizontalebene absteht. Legt man die vertikale Projektionsebene zur Darstellung des SiO,-Gehaltes durch die Mitte des Dreieckes und den Eckpunkt A, so erscheint das Sättigungsniveau als gerade Linie. In der graphischen Darstellung kann man nun sehr leicht beurteilen, ob ein Gestein über- oder untersättigt ist mit SiO,. Die Metallatomprozente Si führen zu keiner so einfachen Beziehung. Um aus der Analyse die für graphische Darstellung erforderlichen Größen zu berechnen, ist das wiederholte Umrechnen der Analysen nach Möglichkeit vermieden worden. Zunächst werden die Gewichtsprozente durch die Molekulargewichte dividiert, ohne vorher die Analyse wasserfrei zu rechnen oder unter Weglassung irgend welcher Stoffe auf 100 zu berechnen. Bei den Sesquioxyden multipliziere ich den erhaltenen Molekularquotienten mit 2 und erhalto sofort einen Quotienten, welcher der Atomzahl von Aluminium oder Eisen proportional ist. Statt dieser Multipli- kation dividiere ich die Gewichtsprozente durch die halben Molekulargewichte von Tonerde, beziehungs- weise Eisenoxyd. Ebenso wird bei den Alkalien verfahren. Aus dieser Zahlenreihe lassen sich nun sofort direkt die Zahlen A, C, F nach Osanın, respektive As, Co, F, ausschreiben und die Verhältniszahlen a, c, f (nach Osanna-t+c+f= 20) oder ac, (dA, +C,+f, = 10) berechnen und dieses Verfahren ist wieder rascher und genauer, als wenn man die erhaltenen Molekularquotienten erst auf die Summe 100 umrechnet und dann erst A, C, F herauszieht. Um den Dezimalpunkt zu sparen und eine hinlängliche Zahl von Ziffern zu erhalten, werden die Molekular- quotienten mit 1000 multipliziert. Um nun das Verhältnis A,, C,, F, gleichzeitig mit der SiO,-Ordinate überschauen zu können, und zwar unter Verwendung von gewöhnlichen Koordinaten (Millimeterpapier), habe ich die folgende Dar- stellung zweckmäßig gefunden. Statt des gleichseitigen Dreiecks benütze ich wieder ein wenig verzerrtes gleichschenkeliges,Dreieck, in welchem die Größe a, in passendem Maßstab (in der Figur sind 10cm = Einheit) von rechts nach links als Abszisse aufgetragen wird. Als Ordinate trage ich die Differenz f,— co auf. Im gleichseitigen Dreieck müßte die Auftragung in dem Maßstab1 —= x/2 erfolgen. Indem ich die Differenz fP—c’ im halben Maßstab (1 =5cm) auftrage, erhalte ich ein gleichschenkeliges Dreieck, das vom gleichseitigen nur wenig abweicht. In dieselbe Figur kann man dann unter dem Dreieck die SiO,-Ordinaten auftragen, über dem Dreieck endlich läßt sich noch in passendem Maßstab als Ordinate das spezifische Gewicht darstellen, so daß man 1 F.Becke, Die Raumprojektion der Gesteinsanalysen, Min. petr. Mitt, 30, p. 499, 1911. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 213 mit einem Blick die Stellung des Analysenpunktes im Dreieck A,C,F, die SiO,-Ordinate und das spezifische Gewicht, alles bezogen auf die Ordinate a,, überschaut. ‚Spee. Gem. 26 alone: Si0; 0 70 lol Ss a n [9 iS S 10 g 8 In der Fig. 9 ist dies für die früher schon benützten Mittelwerte der wichtigsten Typen von Tiefen- gesteinen nach Daly geschehen. Die folgende kleine Tabelle enthält die Konstruktionsgrößen. Statt der Zahlen von Daly dürften die folgenden aus meiner Zusammenstellung (spezifisches Gewicht der Tiefengesteine) Essexit und Theralith besser charakterisieren: a 2) fü Essexit O277, 1:46 Set Theralith 4-77 0.53 4:70 In dem Raum ober dem Dreieck A,C,F, sind einige Kurven und Punkte für das spezifische Gewicht eingetragen, welche meiner Arbeit: Das spezifische Gewicht der Tiefengesteine, * entnommen sind. Die Kurven sind hier auf die Abszisse a, bezogen und die dort aufgestellten Mittelwerte benützt. 1 F. Becke, Das spezifische Gewicht der Tiefengesteine, Sitzber. Wiener Akad., math.-naturw. Kl., 720, p. 265, 1911. 214 F. Biecke, Da wem Di 75 INEEISIE 8. ea 9-41 0-29 0:30 830 4 Gamer 7:42 1:35 1228 Aa > 28 Granodiorit . . 5:65 DI, 2:08 714 30 Quarzdiorit . . 4:14 2281 3:05 69°5 32 Dion 4:24 2:39 Baar) 62:8 39 Gabbion an 2:42 2.99 4:59 De 57 Peridotit . 0:67 0:59 8:75 415 24 Rlaeolith-Syenit . 8:39 0:07 1:54 63:3 13 Syenit 6:25 1:33 2-42 65:4 59 Essexit 4:33 1:58 4:09 54:6 63 Theralith 4:58 0:80 4:62 52 Tabelle der spezifischen Gewichte, bezogen auf die Abszisse a.. Granit ; Diorit Alkalisyenit dog 1S} dig Ay UA) 'S; 9:07, 2'615 6:05 2°791 8:96 2:646 8:67 2.626 5:40 2:83083 7:88 2.664 7:95 2650 3:64 2:908 7.52 2:686 7:24 2:675 343 2'933 674 2:729 6:72 269 6:39 2:704 Gabbro Elaeolith-Syenit 6:23 2°723 3299 2:837 8:96 2.594 Tonalit 2.81 2917 741 2:68 210 2.979 Borez 2711 1:44 3025 Essexit 4:00 2-789 re ara Peridotit und Pyroxenit 927 2.858 Syenit 0:52 3:307 Theralith 07 ar Alkaligranit TG 2.940 5:97 2:774 a en 9-03 2-630 3:60 2:926 Nach diesen einleitenden Bemerkungen wenden wir uns nun den einzelnen geologischen Gruppen zu und beginnen mit der Erörterung der Analysen der tonalitischen Gesteine. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 215 Tonalıtgesteine. Die p. 4 bis 9 [156 bis 161] mitgeteilten Analysen liefern, wenngleich ihnen manche Unvoll- kommenheiten anhaften mögen, die teils in dem nicht ganz frischen Erhaltungszustand, teils in den Methoden der Analyse liegen, ein sehr klares Bild der Entwicklung eines Intrusivgesteins. Dabei zeigen die beiden Gruppen von Analysen, I bis 6 von der Rieserfernergruppe, 7 bis 12 von dem südlichen Teil der Iffingermasse oder der Ultenmasse so viel Übereinstimmung, anderseits Ergänzung, daß die nahe Ver- wandtschaft, die schon längst aus. der petrographischen Ähnlichkeit abgeleitet wurde, hier eine neue Stütze erhält. 2, 3, 7, 9 stellen die in großen Massen verbreiteten Haupttypen dar. Sie liefern die ersten Analysen typischer Vertreter des Tonalit in diesen Teilen der Alpen, typischer wohl als die Analyse Gerharts vom Rath des Adamellotonalites vom Aviosee, auf welche dieser Typus zumeist aufgebaut wird. 1 bildet ein sehr ausgezeichnetes Beispiel eines Tonalitaplites. Die sehr niedrige Fe- und Mg- Menge, der hohe Si-Gehalt wiederholt sich wie bei allen Apliten. Eigentümlich und charakteristisch ist aber für den Tonalitaplit die ziemlich hohe Zahl für Ca. : Nach der entgegengesetzten Richtung entfernen sich vom Hauptgestein die basischen Schlieren, von denen 4 eine gute Vorstellung gibt. Mehrere Züge sind da bedeutungsvoll. Die Erniedrigung der Si-Zahl ist leicht verständlich. Charakteristisch ist aber auch die Änderung in dem Verhältnis zwischen Mg und Fe. Dieses Verhältnis ist, auf die Summe 100 gerechnet, * beim Me:Fe NE RR N 37163 Hauptgestein Zinsnock . . 39:61 Keimwald oe 0 0. „A8ss7 asien ee Raftfeinensobeler 7 27727447756 BasıSchesSchlieneger Pr rt Diese absolute und zugleich relativ zum Eisen hervortretende Zunahme des Mg steht wohl in tiefem Zusammenhang mit der Schwerschmelzbarkeit der Me-Silicate im Vergleich zu den Fe-Silicaten. Eine fernere Eigentümlichkeit ist das Anwachsen des K in der basischen Schliere. Bedingt ist die Erscheinung dadurch, daß eine große Menge Biotit neben Hornblende in diesen dunklen Gesteinen ange- reichert ist. Der K-Gehalt steckt in den basischen Gliedern der Gesteinsreihe weit mehr im Biotit als im Kalifeldspat, der in der ganzen Gruppe in recht geringen Mengen nachweisbar ist. Dies ist deshalb wichtig, weil hier nach der ganzen Art des Auftretens die Annahme einer Einschmelzung toniger Sedi- mentgesteine durchaus nicht wahrscheinlich gemacht werden kann. Wir werden diese durch Anreicherung von Biotit bedingte Ansammlung von K in den basischen Ausscheidungen noch öfter begegnen. 1 Das Gestein der feinkörnigen basischen Konkretion Nr. 8 bietet den sonderbaren Fall fast gleicher Zusammensetzung mit dem Nebengestein. Es ist also lediglich ein Strukturunterschied vorhanden, z 2 Unmittelbar aus den Molekularzahlen. Bei derartigen Rechnungen bemerkt man, wie schädlich alle Umrechnungen auf 100 infolge der unvermeidlichen Abkürzungen sind. Rechnet man dieses Verhältnis aus den Molekular- oder Metallatomprozenten, so bekommt man abweichende und fehlerhafte Zahlen. 216 Becke,; Die Ganggesteine 5, 6, 10, 11, 12 halten sich zum Zeil nahe ans Hauptgestein (11, 12); das sind also, wie Grubenmann richtig hervorgehoben hat, die eigentlichen Tonalitporphyrite; teils schlagen sie gegen das salische (5, 10) oder gegen das femische (6) Ende der Reihe aus. Zu den lichten Typen gehören auch die von mir 1893 beschriebenen »Tonalitporphyrite«, die also, wenn sie den Namen beibe- halten sollen, als salische Tonalitporphyrite von den eigentlichen Tonalitporphyriten, den Tölliten Pichler unterschieden werden müßten. Die dunklen, femischen Ganggesteine werden durch das Gestein der Abendweide repräsentiert. Einen sehr ähnlichen Typus untersuchte ich 1893 von der Antholzer Scharte. Es sind recht typische Kersantite, die immer Biotit, Augit und Hornblende gleichzeitig führen. Während bei dem salischen Ganggefolge des Tonalits das Verhältnis Me: Fe noch unter dem des Aplits bleibt, salischer Tonalitporphysit Mg Fe Kreuzkogel 30:70 Brugger Alpe 31:69 wird dieses Verhältnis für das lamprophyrische Ganggestein fast gleich 1:1 Mg:Fe Abendweide 49:51 Bei den aschisten Tölliten ist das Verhältnis: Ms: Egardbad Salband 42:: Mitte 40 : 60 also so-wie bei den Hauptgesteinsabarten. Dieses Verhältnis scheint sehr allgemein verbreitet zu sein, und beeinflußt innerhalb zusammen- gehöriger Gesteinsarten den Eisengehalt der dunklen Gemengteile: Je reichlicher sich diese am Aufbau des Gesteins beteiligen, desto lichter sind sie im allgemeinen gefärbt, je spärlicher sie auftreten, desto dunkler, eisenreicher werden sie befunden. Recht lehrreich .ist die gesetzmäßige Änderung des Si-Gehaltes, wenn man die Gesteine absehend vom geologischen Auftreten als Kernmassen oder Gänge einfach nach ihrem Basenverhältnis ordnet. Nach dem, was in der Einleitung gesagt wurde, muß sich dieses Verhältnis am klarsten darstellen, wenn man die Ordnung nach den Zahlen a,, c,, f, vornimmt, wobei 104 106 10 F, ZZ — ne —— h= A+G+HF, A,+G+F A+G+HF und A, = R’AIO, ©, = Canko, 5, = RIO. Dabei rechne ich einen Überschuß von Aluminium über die Summe Na+K-+2Ca zu A,, indem Al mit H verbunden gedacht wird. Als Ordinate wird SiO, aufgetragen. Man erhält das in der Tabelle auf folgender Seite dargestellte Resultat. In Fig. 10 sind über der Abszisse a, die Werte von SiO, in Molekularprozenten aufgetragen. Man sieht, daß die Nummern 1, 8, 7, 2, 3, 9 mit ihren SiO,-Ordinaten in eine sehr schöne Gerade fallen, die mit der Sättigungsordinate fast parallel läuft, daß am salischen Ende zirka 10, am femischen nur mehr zirka 5 Mol. °/, SiO, über dem Sättigungswert fallen (Gehalt an freiem Quarz, der gegen das femische Ende regelmäßig abnimmt). Die salischen und die aschisten Ganggesteine fügen sich in diese Reihe sehr gut hinein. Die basische Schliere 4 und der Lamprophyr 6 springen aus der Reihe heraus. Die Schliere liegt gerade am Sättigungsniveau, der Lamprophyr zirka 7 Mol. °/, SiO, tiefer. Den entgegengesetzten Gang verfolgen die spezifischen Gewichte. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 217 Nr. Benennung und Fundort Ay on) | un SiO, Mol. 0, | Spez. Gew. 1 MoraltapliiNauteıSr er: 7"8 1°8 0.4 81:3 2.626 Sal. Tonalitporphyrit, Brugger Alm. . . 7:6 1°5 0:9 79:0 2711 10 » Kreuzberg . . . ve 1-1 leid 785 92-657 Quarzglimmerdiorit, Gaul . : 6°7 1:6 7 74°6 271 7 » DIR EUER: 6:6 107 1o7 Or. 2.679 2 » Zinsnock . 54 219) 107 n2u3 2.688 12 Töllit Egardbad . 4'2 33 2-5 66°4 Be) 11 .> > BUNTES te lie re 4:2 3:2 2:6 65.1 2:80 3 Tonalit, Reinwald . 41 35 2.4 672 2:79 4° | Dioritische Schliere 34 22 44 53"2 2-917 6 Kersantit, Abendweide . Bid 19 4.9 51 "5 3'222 ®) Tonalit, Raffeiner Tobel 2:6 41 3:3 61 2.829 ig. 10 au) 3.223 1 6 IS S Spee. Gen. S10: lol % a, Tonalit. Das Verhalten der spezifischen Gewichte ist in derselben Figur dargestellt. Durch punktierte Linien - sind die Normalwerte der spezifischen Gewichte für Granit, Tonalit und Diorit nach meiner Zusammen- Denkschriften der mathem.-naturw. Kl. LXXV. Bd. 28 218 F. Beichke, stellung dargestellt. Man bemerkt, daß die Werte der in großen Massen auftretenden Gesteine sich ziem- lich nahe an der Tonalitlinie halten. Das Gestein von der Gaul bei Lanna stellt die Verbindung her zwischen Tonalit und Granit. Das Gestein des Raffeiner Tobels setzt sie gegen das femische Ende fort. Das spezifische Gewicht des Zinsnockgesteins liegt unter der Normallinie. Vielleicht infolge des hohen Feldspatgehaltes; es liegt darin eine Art aplitischen Anklangs. Auch der typische Tonalitaplit liegt unter der Granitlinie. Die dioritische Schliere fällt genau auf die Dioritlinie, und zwar an ihr femisches Ende, entsprechend dem hohen Gehalt an Hornblende. Die aschisten Tonalitporphyre stimmen auch im spezifischen Gewicht recht gut mit dem Haupt- gestein. Die salischen Gänge liegen zum Teil knapp unter (Kreuzberg), zum Teil über der Granitlinie (Brugger Alpe). Bei letzterem Gestein ist möglicherweise die einsetzende Metamorphose Ursache der Abweichung (starke Glimmerbildung in der Grundmasse und in den Einsprenglingen). Durch sehr hohes spezifisches Gewicht ist der Lamprophyr ausgezeichnet; es wird durch nicht unbeträchtliche Mengen von Kiesen hervorgerufen. Die folgende Fig. 11 gibt Auskunft über die Zusammensetzung der Plagioklase der Tonalitgesteine, wie sie sich nach optischen Untersuchungen herausstellt; sie ist in Vergleich gestellt mit dem »Durch- schnittsplagioklas«, der sich aus der Pauschanalyse des Gesteins berechnet. Im allgemeinen sei hervorgehoben, daß in den Plagioklasen aller dieser Gesteine die charakteristische Zonenstruktur der Erstarrungsgesteine in mehr oder weniger deutlicher Weise zu konstatieren ist. Es ist ein wichtiges Merkmal dieser Gesteine, daß die allgemeine Regel — innen anorthitreichere, außen albit- reichere Mischungen — sich immer verwirklicht findet. Diese Erscheinung wird auch durch die in manchen Fällen weit vorgeschrittene Kataklase nicht verwischt--Und auch die in einigen Fällen eintretenden Neu- bildungen von Epidot oder Klinozoisit, die — begleitet von Neubildung von Muscosit und Chlorit — offen- bar unter Angriff und teilweiser Aufzehrung der Plagioklase ins Gesteinsgewebe eintreten, vermögen den ursprünglichen Schichtenbau der Krystalle nicht unkenntlich zu machen. Die hier mitgeteite Tabelle vermag nicht alle Details wiederzugeben, die sich bei genauerem Studium dieser Plagioklase darbieten. Es sei daher auf die schon früher gegebenen Beschreibungen der oft komplizierten Verhältnisse verwiesen; manche Einzelheiten werden auch bei den Beschreibungen der ein- zelnen Gesteinsarten noch nachgetragen werden. Es sei hier nur zusammenfassend hervorgehoben, daß ganz allgemein ein kompliziert gebauter Kern vorhanden ist, auf den eine einfache oder mehrfache Hülle folgt, die aus nach außen deutlich albit- reicheren Schichten mit stetig sich ändernder Auslöschungsrichtung besteht. Häufig ist der Bau dieser Hülle so, daß auf eine stetige Zonenfolge mit apnehmendem Anorthitgehalt eine scharfe Grenze folgt, nach welcher eine zweite stetige Zonenfolge einsetzt, deren ältester Teil anorthitreicher ist als die voran- gegangene Lage (basische Rekurrenz); oft wiederholt sich dieses Spiel zwei- oder dreimal. Stets ist die äußerste Zone, die sich bei den Einsprenglingen porphyrischer Gesteine mit der Grundmasse verzahnt, nach dem optischen Befund die albitreichste. Bei den Gesteinen mit eugranitischer Struktur sind diese äußersten Zonen meist mit Kalifeldspat oder Quarz in Berührung und oft nur an einzelnen Stellen des Durchschnittes entwickelt, wo bei der allmählich. fortschreitenden Krystallisation des Magmas sich zuletzt noch flüssige Magmareste erhalten hatten; an anderen Stellen sind die äußersten Schichten durch benach- barte Krystalle an ihrer Ausbildung gehindert worden. Der inhomogene Kern läßt vielfach die Spuren der Korrosion an einem ältesten anorthitreichsten Kerngerüst erkennen, dessen Lücken durch Füllsubstanz — anorthitärmere Plagioklasmischung — ausgefüllt sind, die gewöhnlich mit irgendeiner Außenzone in der optischen Orientierung überein- stimmt. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 219 Alle diese Verhältnisse wurden schon im Jahre 1893 von mir ausführlich in der Arbeit über den Tonalit der Rieserferner geschildert und in ihrem Wesen, wie ich meine, vollkommen richtig gedeutet, so Fig. 11. 100 m) Ay 70 % S k NS 2 R S.o0 S3 R | IT "IS ( R 2.0 | Y N iS N Y ru a Plagioklas der Tonalitgesteine. daß ich den damaligen Angaben nichts wesentliches hinzuzufügen habe. Diese Auffassung der Erschei- nung wurde dann von mir und anderen in Beziehung gebracht zu den theoretischen Betrachtungen der | Beobachteter Plagioklas | Bereehneter Nr. a | Gestein - Durchschnitts- | | Kerngerü st | Kern | Hülle | Aegteite | r | 1 78 Hionalitaplvwlaufersee re: 51 28 bis 20 28 5 7:6 Salischer Tonalitporphyrit, Brugger Alm 44 » 22 31 10 75 Quarzglimmerdioritporphyrit, Kreuzberg . by) a 45 22 12 GranitifYGrasstente ger re 39 2 37 7 6°6 (Gran od1OrI MG AU 80 65 > 5 31 8 6'7 Feinkörnige Konkretion inNr.7 ... . 6) 45 30 2 54 Granodiorit, Zinsnock . .. .. 2... 60 » 20 52 12 42 Tonalitporphyrit (Töllit), Egardbad, Mitte 75 5 73 I 4'2 > » > Salband 77 67 10—5 60 3 41 Tonalit, Taufers 75 42 65 38 Tonalitgneis, Mauls 85 > 50 62 D) 2226 > Raffeiner Tobel 75 > 35 68 physikalischen Chemie, die in diesen schon vor Entwicklung dieser Theorien festgestellten Beobachtungs- tatsachen eine erfreuliche Bestätigung finden konnte. 220 F. Becke, Von all diesen Einzelheiten kann die folgende Tabelle nur einen mageren Auszug bringen, der aber in seiner Einfachheit um so klarer das Gesetz (innen anorthitreich, außen anorthitarm) hervor- leuchten läßt. ; | In dieser Tabelle ist außer dem Hinweis auf das analysierte Gestein der Anorthitgehalt des »Durch- schnittsplagioklas« angegeben. Dieser wurde berechnet aus den Molekularquotienten für Ca, der in der vorhandenen Al-Menge zu der Molekelgruppe C vereinigt wurde. Es ist klar, daß diese Zahl mit allerhand Fehlern der Analyse behaftet sein kann, dann daß namentlich bei Gegenwart der wohl stets Al haltenden Hornblende zu viel C in Rechnung gestellt wird. Beim Vergleich der tatsächlich beobachteten Plagioklasmischung mit dem Durchschnittsplagioklas ist ferner zu berücksichtigen, daß eine oft nicht unbeträchtliche Menge von Albit im Kalifeldspat steckt, die mit der Menge dieses Bestandteils ansteigt. Die erstere Erwägung würde erwarten lassen, daß der aus- geschiedene Plagioklas anorthitärmer ausfalle als der berechnete Durchschnittsplagioklas; die zweite Erwägung führt zu der entgegengesetzten Erwartung. Da Hornblende und Kalifeldspat sich fliehen, sollte man in den salischeren Gliedern anorthitreichere, in den femischen anorthitärmere Plagioklase im Vergleich zum Durchschnittsplagioklas erwarten. Es scheint aber, daß beide Beziehungen in den Hintergrund gedrängt werden durch den Zonenbau der ausgeschiedenen Plagioklase, so daß der Kern stets bedeutend anorthitreicher erscheint, die Hülle anorthitärmer als der berechnete Durchschnittsplagioklas, wie dies der Fall sein muß, wenn der zuerst ausgeschiedend Plagioklas anorthitreicher ist als das Magma, entsprechend dem Typus I, Roozebom, und im Lauf der Krystallisation kein völliger Ausgleich zwischen erster Aus- scheidung und dem Magmarest erfolgt. Nur diejenigen Fälle konnten hier dargestellt werden, bei denen ausreichende Beobachtungen vor- liegen. Hinzugefügt sind noch Beobachtungen an dem »Granitit« von Grasstein und am »Tonalitgneis« von Mauls nach den Beobachtungen von Petrascheck. Von anderen ostalpinen Gesteinen, für welche genauere Plagioklasbestimmungen vorliegen, sei hier namentlich auf die Gesteine der Aufbruchzone von Eisenkappel in Südkärnten hingewiesen, welche von F. Teller geologisch aufgenommen und von H. Graber petrographisch untersucht wurden. Es sind zwei getrennte Züge vorhanden. Der eine steckt in krystallinischen Schiefergesteinen, hat eine starke Kataklasschieferung erlitten, ähnlich dem Nordrand des Adamellostocks und dem Nordrand des Brixener Massivs. Das Gestein hat eine typische Tonalitzusammensetzung. Der Plagioklas dieses Gesteins hat ein Kerngerüst von der Zusammensetzung des Bytownits. Die Füllsubstanz besteht aus Labrador, die reich gegliederten Hüllen aus Andesin bis zu Ab-reichem Oligoklas. Der Durchschnittsplagio- klasberechnet sich aus der Analyse von Krezmar zu zirka 52°/, An. Bei a, = 4:67 fügt sich der Plagio- klas dieses Gesteins ungezwungen in das Bild der Tonalitmagmen. Von dem sonstigen Mineralbestand sei noch erwähnt, daß alle Tonalitgesteine mit a, <5 Horn- blende führen. Noch in 2 erscheint Hornblende ganz vereinzelt. In 4 und 6 ist sie reichlich. In 6 tritt auch Pyroxen hinzu, und es sind Pseudomorphosen nach Olivin vorhanden. Epidot, Muscovit, Chlorit treten mit dem Charakter von Neubildungen auf, in Sprüngen, auf Klüften besonders der Plagioklase. Namentlich der inhomogene Kern der Plagioklase ist oft erfüllt davon. Diese Minerale erscheinen als etwas dem Gestein Fremdes, Pathologisches. Nie könnte man auf die Idee kommen, daß hier Epidot ein gleichberechtigter primärer Gemengteil wäre. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. DA Zentralgneis. ° Wenden wir uns nun der Betrachtung der Zentralgneismassen zu. In Fig. 12 ist die graphische Dar- stellung dieser Gesteine gegeben. Die 25 vorliegenden Analysenpunkte geben ein ähnliches Bild wie die Tonalitmagmen. Immerhin mit einigen Abänderungen. Vor allem ist. zu .konstatieren, daß die Punkte Big. 12. wol ® Tauern, Zentralgneis. weiter gegen den A,-Pol vordringen. Die größte Zahl der Analysen fällt auf eigentlich granitische Gesteine. En 14, 15, 16 sind eigentliche Aplite. Man vergleiche ihre Lage mit der Situation des Tonalitaplites in der Figur 10. Wie dieser Aplit 1 zu seinem Hauptgestein 3, liegen auch diese Aplitgneise von ihren zugehörigen Hauptgesteinen gegen den A-Pol gerückt. Ir. Beck G, Es gehören zusammen: Aplit Hauptgestein Rathausberg (Hochalm) . . . . . . 14 22 Lassacher Winkel (H) 16) 26 Rotbach (Zillertaler Kette) . 28 2: Aber in derselben Region, wo die Aplite der gewöhnlichen Granitgneise eingetragen sind, finden sich auch die Analysen von Gesteinen, die in ausgedehnten, Hunderte von Metern mächtigen Massen auftreten, wie zum Beispiel 13, der Granitgneis am Nordportal des Tauerntunnels, der durch eigentümliche elliptische Glimmer- flasern auf den Schieferungsflächen ausgezeichnete sogenannte Forellengneis, 17, der porphyrartige Granitgneis, der im Anlauftal, in der Gamskarlspitze, im hinteren Kötschachtal enorme Massen bildet. Eine sehr eigentümliche Reihe bilden die Gesteine 22, Rathausberg, R 24, Ramettenwand, 29, Hierkar. Auch hier handelt es sich um große Massen, die einen zusammenhängenden Zug in der Hochalm- masse im Hangenden der Woigsten-Zunge zusammensetzen. Der relativ niedrige Kieselsäuregehalt stehi mit Abnahme des Quarzgehaltes in Zusammenhang. Dabei haben die typischen Vorkommen eine beträcht- liche Menge von Mikroklin. Die Gesteine nähern sich entschieden dem Syenit. Die Gesteine dieser Reihe sind es, welche die schönsten Beispiele von Pseudomorphosen von Biotit nach Hornblende enthalten (29). Bei guter Erhaltung der körnigen Struktur sind die Hornblendeformen noch deutlich zu sehen. Bei stärker geschieferten Gesteinspartien treten Schuppenflasern von Biotit an die Stelle, die man ohne den Zusammenhang mit den deutlicheren Formen kaum als ehemalige Hornblenden ansprechen würde (24). Manche basische Schlieren (zum Beispiel 27 im Granitgneis 17 des Tauerntunnels) haben ähnliche chemische Zusammensetzung. In großen Massen treten auch körnige und flaserige T'onalitgneise auf (31, mittleres Maltatal, 32, Göge, Weissenbachtal, Zillertaler Hauptkamm).. Diese T'onalite sind aber nicht so typisch wie das Haupt- gestein der Rieserfernergruppe (3, in der Fig. 10). Die Gesteine 33, 34, 35, 37, 38 sind basische Ausscheidungen und Randfacies. 33 repräsentiert sich . als veritabler Hornblendegneis, 37 ist ein Amphibolit, ebenso 38. In 34 und 35 ist ebenso wie in den Tonaliten Hornblende wahrscheinlich dagewesen, aber nun in Biotit übergeführt. Es sind das typische Vertreter jener Gesteine von der Zusammensetzung eines Diorits, in denen die Mineralkombination Plagioklas (anorthitarm), Epidot, Biotit vorwiegt und für die ich den Namen Floitit vorgeschlagen habe. Ein eigentümliches Paar ist: 18, glimmerarmer Granitgneis, Kolbenstuben, 30, biotitreicher Gneis, Bodenalpe. Gesteine dieser Art bauen in dickeren und dünneren, oft in nur Zentimeter mächtigen Lagen alter- nierend große Komplexe auf, bilden manchmal veritable Bandgneise. Der Gedanke an injizierte Sedimente liegt nahe, um so mehr, als man im Verfolg dieser Bandgneise öfter auch unzweifelhafte Glimmerschiefer antrifft. Wollte man dem geologischen Anschein folgend diese dunklen Schlieren als Sedimente deuten, so müßte man zugleich eine starke chemische Assimilation der Sedimente an die Zusammensetzung der Eruptivgneise zugestehen, und die gleiche Annahme könnte dann auch auf Gesteine wie 35 angewendet \verden. Chemische Analısen von krystallinen Gesleinen. 223 f Diese schwierigen Fragen können hier nur angedeutet werden und sollen später genauere Rrörte- rung finden. 36. Ist ein Beispiel der seltenen basischen Ganggesteine. Auch hier ist die Verschiebung des. Verhältnisses zwischen Fe. und Mg im Hauptgestein, den aplitischen Ausscheidungen und den basischen Differentiationen gut ausgesprochen. Me’ ke 18. Glimmerarmer Gneis, Kolbenstuben . . . . 0:7 1:3 30T Biotitreichen@neissBodenalpemse | 32. Nonalliemes CORE, co % 0.0 20 ou u 0... 8 Se I, Mouaradlalaoliis, COURT © a 0 eo 0. aa 22, Gantaaes, Kalmaussetg 0 oo oo ao. aa 2:8 38. Biotitamphibolit, Hatzingalm 105252,956 Basische Randfacies: 33. Brandstatt 46 4:2 34. Flugkogel . 46 4:0 35. Eissigkar .-. 6:5 4°9 Aplite. IEaRathausberouee ee en 101242 .076 KIOyRotBachWe et 0 030 6, Lassacher Winkel. oo 0 8 0 0 0 0 0. @ea 0er Die Anreicherung der Magnesia in den basischen Gliedern hat auch hier zur Folge, daß die Biotite und Hornblenden der salischen Gesteine weit eisenreicher, dunkler sind als die der glimmer- und horn- blendereichen Varietäten. Namentlich sind es die feldspatarmen grobkörnigen Amphibolite, die sich oft durch sehr lichte Hornblende auszeichnen. Vergleicht man das mittlere SiO, dieser Gesteine mit der Tonalitgruppe, so ergibt sich, daß die Tauernzentralgneise dem Sättigungsniveau näher liegen. Dieses Verhalten prägt sich insbesondere bei den Syenitgneisen deutlich aus und findet sich dann auch bei den basischen Schlieren und Randzonen fortgesetzt. Die Tonalitgneise halten sich, wie es sich gehört, über dem Sättigungsniveau. Innerhalb der Reihe der Zentralgneisgesteine wird das Sättigungsniveau schon bei der Abszisse a, = 5 erreicht; im Tonalitbild erst bei a, = 3°5. Hand in Hand damit geht auch eine Verschiebung: der mittleren Linie im Dreieck A,C,F,. Beim Tonalit und seinen Begleitern liegt die Hauptmasse der Analysenpunkte unter-der Horizontalen, ent- sprechend einem Überwiegen von c, über f,. Bei den Tauern zentralgneisen ist im Mittel co = fı- 224 KR. Becke, Das sind Unterschiede, die sich nicht durch die Metamorphose der Zentralgneisgesteine erklären lassen, sondern die in dem ursprünglichen stofflichen Bestand der Magmen begründet sind. Allerdings ist der Unterschied nicht sehr groß; viel beträchtlicher ist er bei den Gesteinen von Predazzo (siehe später). Die Eintragung des spezifischen Gewichtes zeigt nun sowohl im ganzen als im einzelnen den Einfluß des »Volumgesetzes«. Das spezifische Gewicht dieser durch Krystalloblastese umgewandelten Gesteine liegt durchschnittlich höher als das der unveränderten Erstarrungsgesteine. - Bei einigen ist der Unterschied besonders deutlich: 20. Nesselrainer, 21. Lafenn, 23. Rotbach, 25. Dornaubergklamm. Dies sind durchwegs stark geschieferte Typen, die bei der Metamorphose museovitreich geworden sind. Die hohe Zahl von 27 (basische Schliere im Tauerntunnel) dürfte durch größeren Gehalt an Eisen- erzen verursacht sein. .Die syenitischen Gesteine zeigen eine absteigende Anomalie. Bei 29 (Hierkar) ist dies durch unge- wöhnlich hohen Gehalt an Kalifeldspat bedingt. Die niedrige Zahl für 37 (basische Schliere in Tonalitgneis) ist durch den ungewöhnlich hohen Gehalt an Mg (blasse Hornblenden) bedingt. In der basischen Hälfte ist ziemlich regelmäßig das spezifische Gewicht niedriger bei den kiesel- säurereicheren Gesteinen: SiO, S 37 881 2:90 38 56.9 3-01 32 69-1 2778 34 63°6 2.857 In der salischen Hälfte gilt dies nicht. Ein total verschiedenes Bild gibt nun hier der Vergleich der mikroskopisch festgestellten Plagio- klasmischungen im Vergleich mit dem aus der Pauschanalyse berechneten Durchschnittsplagioklas. Die Daten sind, soweit sie vorliegen, in der nebenstehenden Fig. 13 zur Darstellung gebracht. Als Abszisse ist wiederum a, genommen; die Punktmarke gibt auf der Ordinate den Anorthitgehalt des berech- neten Durchschnittsplagioklases. Die Pfeile geben den durch optische Beobachtungen festgestellten tatsächlich vorhandenen Plagioklas an. Sehr häufig zeigt sich inverse Zonenstruktur (Pfeil aufwärts gerichtet). Vergleiche die Zahlen in der Tabelle II. Manche wichtige Einzelheiten, wie das wolkige Eindringen albitreicher, von Glimmer und Epidot- mikrolithen erfüllter Plagioklassubstanz in die einschlußfreie anorthitreichere Masse der Krystalle (sehr schön zum Beispiel bei 33 zu beobachten), müssen der Detailbeschreibung vorbehalten bleiben. Sie. DD DD OL Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. beweisen sehr deutlich, daß diese vielbeschriebenen Einschlüsse sekundär während der späteren Phasen der Metamorphose aus der ursprünglich anorthitreicheren Plagioklassubstanz entstehen, Fig. 13. co Mol % An A 1 — —— — ——_——— u a nen 6 5 7 3 2 Tauernzentralgneis, Anorthitgehalt der Plagioklase. Von dem sonstigen Mineralbestand sei hier noch hervorgehoben das häufige Auftreten von selbst- ständigem, oft gut geformtem Epidot als wesentlicher Gesteinsgemengteil, der den übrigen Gemengteilen, namentlich dem Biotit gegenüber sich als vollkommen gleichberechtigtes Glied der krystalloblastischen Struktur einfügt. Epidot (oft in der eisenarmen Mischung des Klinozoisit) geht durch die ganze Reihe. In den A, genäherten Gesteinen ist er natürlich äußerst spärlich. In den Floititen erreicht er manchmal ein Viertel bis ein Drittel der Gesteinsmasse. Granat, vielfach an die Grenze von Biotit gebunden, wächst von diesem aus in den Feldspat hinein, gegen den er sich idioblastisch abgrenzt. Hornblende erscheint gegenüber ihrem Auftreten in den Tonalitgesteinen merklich zurückgedrängt. 37 und 38 sind richtige Amphibolite. In 34, 35 fehlt sie oder ist vielmehr durch Biotit ersetzt. 32 enthält bei gut erhaltener Granitstruktur noch reichliche Reste, aber auch die deutlichen Spuren der beginnenden Umwandlung in Biotit. In 31 ist Hornblende nicht nachweisbar; 33, das in vieler Beziehung abweicht, enthält Hornblende neben Biotit. Über die Abszisse von 4 =5:'5 hinaus kann man aber früher vorhandene Hornblende in 29 mit Sicherheit, in 27 mit Wahrscheinlichkeit erkennen; das Ganggestein 36 enthält minimale Mengen. Im ganzen ergibt sich: Hornblende reichte ursprünglich weiter gegen A, als bei den Tonalitgesteinen, ist aber großenteils im Lauf der Metamorphose durch Biotit ersetzt worden. Alte Intrusivgesteine und basısche Gesteine. Die Gruppe der alten Intrusivgneise ist in der Fig. 14 zur Darstellung gebracht. Hier zeigt sich nun eine geringere Mannigfaltigkeit. Nur wenige Gesteine greifen über das Granitfeld hinaus und nähern sich tonalitischer Zusammensetzung ohne indessen den typischen Tonalit zu erreichen. In bezug auf .die Stellung im Dreieck A, C, Fu zeigt sich mehr Ähnlichkeit mit den Gesteinen der Zentralgneisgruppe. Dagegen fehlen hier die basischen Varietäten. Die basischen Grenzfacies, die amphi- Denkschriften der mathem.-naturw. Rl. LXNXV. Bd. 29 226 FR. Beicke, bolitischen Randzonen sind hier entweder noch nicht gefunden oder noch nicht untersucht. Das Schwer- gewicht der Analysen ruht noch weiter gegen den A,-Pol als bei den Zentralgneisen. ° Fig. 14. Hr Speaf! Gewicht ol % SO: Alte Gneise. Eklogit-Amphibolit. Auch die SiO,-armen syenitischen Anklänge fehlen bis jetzt. Die Hauptentwicklung liegt hier im Dreieck A, Cu Fu über der Horizontallinie durch A,. Das SiO,- Niveau ist durchwegs hoch, durchschnittlich höher als bei der Zentralgneisgruppe. Die Eintragung des spezifischen Gewichtes zeigt durchwegs Werte, die merklich über der Granitlinie liegen. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 227 Zu bemerken ist, daß alle analysierten Gesteine mit Ausnahme von 39 und 40 in größeren Massen auftretenden Hauptgesteinen entsprechen, die also auch hier eine starke Entwicklung bei hohen A,-Werten erlangen, einer Gruppe von Muscovit-Granitgneisen entsprechend (41-44). In bezug auf den Plagioklasgehalt gibt die Figur 15 Aufschluß,. Fig. 15. Fig. 16. co oO so o ® 2 2 e a all Ss ® [a3 Bi 5 le 7 o 3 Dt _ "Ss = (6) zZ gi & D 20 ° > an oe ® R=] ee) = = (6) E B = < < mL 2 ie) A ol nmnı fee Den TEE 5 7 6 Sag zZ @, a, Alte Gneise. An-Gehalt der Plagioklase. Augengneise, Vintschgau. An-Gehalt der Plagioklase. Auch hier bleibt der optisch bestimmte Anorthitgehalt (Pfeilmarke) immer unter dem berechneten Durchschnittsplagioklas (Punktmarke). Neben Gesteinen mit Oligoklasen mit inverser Zonenstruktur sind auch hier solche mit beinahe reinen Albiten vertreten. Dies sind stark Kataklastisch geschieferte diaph- thoritische Gesteine. Unter den Augengneisen des oberen Vintschgaus, die ich dank der Gefälligkeit des Hertn Hammer an den Originalpräparaten untersuchen konnte, sind derartige diaphthoritische Gneise besonders reich vertreten (siehe Fig. 16). Überhaupt zeigen diese Gneise mit unseren alten Intrusiv- gesteinen die größte Ähnlichkeit. In der Figur 14 sind außerdem noch die Eklogite und Amphibolite des Ötztales unter Heranziehung der Untersuchungen von Dr. L. Hezner dargestellt. Das auffälligste Moment ist hier die enorme Steige- rung des spezifischen Gewichtes über die normale Gabbrokurve hinaus, eine Folge der reichlichen Granatführung. Die Analysen sind p. 55 [207] abgedruckt. Die Grünschiefer würden im Dreieck A, Cu Fo und im SiO,-Niveau ein ganz ähnliches Bild geben. Die Schiefergesteine der letzten Gruppe in dieser Weise zu berechnen halte ich für nicht zweck- mäßig, da die Voraussetzung, von der die Rechnung nach Osann ausgeht, daß nämlich das Verhältnis Aluminium zu Alkalien und Kalk nicht größer als 1 sei, bei diesen Gesteinen nicht statt hat. Trotz der konstatierten Unterschiede der drei Hauptgruppen: Tonalitmagmen, Zentralgneisgruppe, alte Intrusivgesteine zeigen alle diese Gesteiee so viel gemeinsames, daß sie sich zu derselben großen Gesteinssippe vereinigen lassen, von der sie nur verschiedene Ausschnitte darstellen. Ein wesentlich davon verschiedenes Bild geben aber die Gesteine von Monzoni und Predazzo, deren Projektionen in das Dreieck A,C,, und deren SiO,-Ordinaten in der letzten Figur 17 dargestellt sind, 29% 228 IRSBielckkieh Aus den zahllosen Analysen, die von diesen Gesteinen vorhanden sind, wählte ich eine repräsen- tative Anzahl aus der Zusammenstellung von Romberg aus,! die ich nach der hier vorgeschlagenen Art umrechnete unter Benützung der von ihm berechneten Osann’schen Zahlen. Wie die Figur lehrt, geben diese Gesteine ein total anderes Bild. Im Dreieck ist trotz der großen Streuung eine Annäherung an die Linie AyF, und im SiO,-Niveau ein Herabsinken der Mittelwerte unter das Sättigungsniveau zu bemerken. Dies sind wesentliche Merkmale der atlantischen Sippe. Fig. 17. % SU0s ol Gesteine von Monzoni und Predazzo. Auch wenn man von den Nephelinsyenitporphyren absieht, ist zu bemerken, daß das Herab- sinken unter das Sättigungsniveau schon bei der Abszisse au = 6°5 beginnt, wo selbst die syenitischen Anklänge der Zentralgneise noch einen SiO,-Überschuß von zirka 5°), über die Sättigungsgrenze auf- weisen. Diese Gesteine gehören also einer ganz verschiedenen Gruppe an, die sich zu den Tonaliten etwa so verhält wie die Gesteine des böhmischen Mittelgebirges zu den ungarisch - siebenbürgischen- Andesiten. Die für diese Figur verwendeten Analysen der Romberg’schen Zusammenstellung sind in der folgen- den Tabelle aufgezählt. s ist der Gehalt an SiO, in Mol. °/,, s, der a, entsprechende Sättigungswert. 1 Über die chemische Zusammensetzung der Eruptivgesteine in den Gebieten von Predazzo und Monzoni. Abhandl. der königl. preuß. Akademie der Wissenschaften 1904. Chemische Analysen von krystallinen Gesteinen. 229 Tabelle von Predazzo-Gesteinen nach Romberg. | T ' Nr. ao Co Jo Fo S so 20 ee ilS "05 80 8:35 64-11 72:6 | 19 8:92 Sl 91 8:01 61 723 Nephelinsyenitporphyr 22 8:59 "62 79 7:80 62-58 71:5 ) 117 8:71 54 75 7:96 79:60 71:5 Granit 17 8:60 22 1:18 7:42 70:92 71° Kalisyenit 2] 8:25 62 1:13 geile 66:13 70:6 Blaeolitbsyenitporphyr 13 1.92 67 1-41 6:51 73:99 69:8 Monzonitaplit 15 6:70 1:38 1:92 4:78 67:67 66°8 Bostonit 14 6:30 1:29 2-41 3:89 63:14 65°8 Gauteit 5 6:42 1:01 Boll. 3:85 65:82 660 Quarzmonzonit 16 5:61 1:85 2:54 3:07 63:03 64:0 Kalkbostonit 6 5:40 gt 2:69 2.71 64:23 63°5 Hypersthenmonzonit 3 426 3:64 209 2-16 59-00 62:0 Monzonit (Plagioklasit) 8 5-15 1:75 3:10 2-05 5548 62-9 Nephelinmonzonit 7 4:90 2220 2:90 2:00 61:94 6272 Syenitmonzonit 1 5-00 1-02 3:98 1:02 58-69 62°5 Normalmonzonit 83 4:75 1:39 3:82 93 59:37 61°9 Normalmonzonit 10 447 1:88 3:65 82 57:36 61°2 Kersantit 2 4-51 69 4:80 — 29 5635 61-3 Monzonit, Shonkinit- facies 56 3:14 3:43 3:43 — 29 58-11 57'8 Melaphyr 9 3:76 2-01 423 — 47 94:30 59:4 Olivinmonzonit 18 3:62 2:02 4:36 — 74 51:28 59-1 Essexit 4 21292 2.59 4-49 — 1257, 53:19 DLOR) Biotitgabbro 130 3:62 1:61 4:77 — 1:15 44:02 59-0 Camptonit 131 2:54 212 5:34 — 2:80 4646 56°3 Rizzonit 104 95 1:55 7:50 — 6'55 40:72 524 Pyroxenit 11 98 60 8:44 — 7:48 44:24 52:4 Pyroxenit 12 47 16 937 — 28790 3142 522 Wehrlit Denkschriften der mathem.-naturw. Kl. LXXV. Bd. 30 De en, gt Yan Yo Ba A IE ap