Natural History Museum Library 000328284 - — - - - - Tf Ulmen der Konijltt Mttn {Minken Landesanslalt. Heue Folge, Heft 68. Die krystallinen Schiefer des östlichen Riesengebirges. f • « ' _ Von jfr*' Q '■ Georg Berg Kgl. Geologe. Mit 4 Tafeln und 9 Textfiguren. Herausgegeben von der * Königlich Preußischen Geologischen Landesanstalt. BERLIN. Trn Vertrieb bei der Königlich Preußischen Geologischen Landesanstalt Berlin N 4, Invalidenstraße 44. Preis 8 Mark. . . . • - • • ' v*’ •. ' ' • - -.JA;-''.:-' Abhan diu ngen der Königlich Preufsischen Geologischen Landesanstalt. BERLIN. Im Vertrieb bei der Königlich Preußischen Geologischen Landesanstalt Berlin N. 4, Invalidenstr. 44. 1912. Die krystallinen Schiefer des östlichen Riesengebirges Von Georg Berg ‘ ’ yC. Kgl. Geologe. Mit 4 Tafeln und 9 Textfiguren. Herausgegeben von der Königlich Preußischen Geologischen Landesanstalt. BERLIN. Im Vertrieb bei der Königlich Preußischen Geologischen Landesaostalt Berlin N 4, Invaliden straße 44. 1912. Inhalts-Ub ersieht. Vorwort . I. Einleitender Teil . Bergformen . . Aufbau . Lagerung . II. Petrograp Irischer Teil . A. Gruppe des Glimmerschiefers . Die Glimmerschiefer . Die Feldspatglimmerschiefer . . . Die Kleinaupaer Gneise . Die Amphibolitlinsen in den Glimmerschiefern . Die Kalksilikatgesteine . Die Kalksteine . Die Quarzitschiefer . Die Graphitquarzite . . . . Die Gesteine der Schmiedeberger Erzformation . Die Feldspatamphibolite . Die Diopsidamphibolite . B. Gruppe des Amphibolites . Die Amphibolite . Die Quarzamphibolite . Die Biotitschiefer . Die Porphyroide . Die dichten Quarzchloritgesteine . Die Chloritschiefer . . Die Chloritgneise . Die Zoisitamphibolite . C. Gruppe des Schmiedeberger Gneises . Vorbemerkung . Die Granitgneise . Die Augengneise . . Die Lagengneise . Die Schlierengneise . Die Blauquarzgneise . Die Feldspatgneise . Seite 1 O O o O 10 22 32 32 32 44 47 48 51 54 5G 59 60 65 71 75 75 82 86 88 97 106 108 111 115 115 118 • 120 128 130 131 133 Neue Folge. Heft 68. Inhalts-Übersicht. Seite D. Gruppe des Pctzelsdorfer Gneises . 135 Die Hornblendegneise . 135 Die Flasergneise . 145 Die Injektionsgneise . 148 Der Muscovitgneis . 150 E. Kontaktgesteine des riesengebirgischen Zentralgranites . . . 150 Kontaktmetamorphose der Glimmerschiefer . 150 Kontaktmetamorphose der Gneise . . . . . 158 F. Gesteine der Grünschieferformation . 160 III. Schlußbetrachtungen . 164 Vergleich mit benachbarten Schiefergebieten . 164 Erzlagerstätten . 168 Geologische Geschichte des östlichen Riesengebirges . 174 Zusammenfassung . 179 Literaturverzeichnis . 182 Ortsregister . 184 Übersicht der Analysen . 188 Erklärung der Tafeln. Vorwort. In den Sommermonaten der Jahre 1908 bis 1911 unter¬ suchte und kartierte der Verfasser im Aufträge der Kgl. Preuß. Geol. Landesanstalt das Gebiet der Meßtischblätter Tschöps- dorf, Schmiedeberg, Kupferberg und Krummhübel (östlicher Teil). Dieses Gelände umfaßt neben den besonders auf Blatt Schmiedeberg weitverbreiteten Culmbezirken und dem vor allem auf Blatt Kupferberg weite Strecken einnehmenden Granitareal, die gesamten zwischen Granit und Culm sich einschiebenden kry stallinen Schiefer des östlichen Riesengebirges, soweit sie preußisches Gebiet einnehmen. Umfassende Vorstudien hatte der V erfasser schon bei Ge¬ legenheit seiner Arbeit über die Magneteisenerzlagerstätten von Schmiedeberg (1) gemacht. Die Arbeit fußte auf Befahrungen der Schmiedeberger Grube und Begehungen in deren Umge¬ bung, sowie auf petrographische Untersuchungen im mineralo¬ gischen Institut der Universität Leipzig unter Leitung von Herrn Geheimen Rat Prof. Dr. ZIRKEL. Diese Vorstudien ent¬ fallen auf die Jahre 1902 und 1903. Während der sommerlichen Kartierungsarbeiten 1908 bis 1911 wurde ein sehr umfängliches Belegmaterial der verschie¬ denen Gesteine gesammelt, und jeweils im folgenden Winter pe- trographisch untersucht, so daß insgesamt nahe an 500 Dünn¬ schliffe durchmustert werden konnten. Die 21 beigegebenen Ge¬ steinsanalysen sind im Laboratorium für Gesteinsanalyse der Kgl. Geolog. Landesanstalt von den Chemikern Herrn Dr. KlüSS und EYME ausgeführt. ■ O Neue Folge. Heft GS. 1 2 Vorwort. Das angrenzende böhmische Gebiet wurde auf einer größe¬ ren Anzahl von Orientierungstouren kreuz und quer durchzogen. Die dort gefundenen Gesteine und Lagerungsverhältnisse wur¬ den indessen nur mittelbar mit in den Kreis der Betrachtungen gezogen, da ein besonderer Wert darauf gelegt wurde, daß mit der petrographischen Bearbeitung eine möglichst genaue Klar¬ stellung des natürlichen Vorkommens und Verbandes der ver¬ schiedenen Gesteinsarten Hand in Hand gehen sollte, da hierzu natürlich im böhmischen Gebiet ein amtlicher Auftrag nicht vor¬ lag und es deshalb an der nötigen Zeit mangelte. Die beige¬ gebenen Mikrophotogramme wurden im Berliner Laboratorium der Firma Zeiß von Herrn Prof. Dr. SCHEFFEE unter Mit¬ wirkung des Verfassers aufgenommen. Die Übersichtskarte (Taf. 1) bildet eine Verkleinerung der amtlichen geologischen Spezialaufnahmen der Kgl. Geolog. Lan¬ desanstalt im Maßstabe 1 : 25 000, die in der 193. Lieferung des Kartenwerkes zum größten Teil (mit Ausnahme des Ge¬ bietes auf Blatt Krummhübel) ungefähr gleichzeitig mit der vorliegenden Arbeit veröffentlicht werden. I. Einleitender Teil. Bergformen. Das Gebiet der kristallinen Schiefer des Riesengebirges bildet nicht nur geologisch, sondern auch geographisch eine ge¬ wisse Einheit, insofern es fast allein jenen auffallenden Gebirgs- querriegel bildet, der an der Schneekoppe sich vom ost westlich streichenden Hauptkamm abzweigt und in nordnordöstlicher Richtung auf Kupferberg und Rudelstadt zu verläuft. Er be¬ ginnt bereits an der Schneekoppe im nordöstlich streichenden Riesenkamm und setzt sich dann als Forstkamm gegen Ober¬ schmiedeberg fort, wo er im Ochsenberge gegen das Eglitztal ab fallt. An diesen »Schmiedeberger Kamm« schart sich von Süden kommend bei den Grenzbauden der Kolbenkamm an, der seinerseits wieder die nördliche Fortsetzung des Rehorngebirges und des Langen Berges bei Aupa bildet. Das Nordende des Kolbenkammes, der Molkenberg, senkt sich allmählich zum Schmiedeberger Paß. Jenseits dieser Einsattelung beginnt mit der Höhe des Leuschnerberges der Landeshuter Kamm, der durch keine nennenswerte Senke mehr unterbrochen bis zum Durchbruchstal des Bobers bei Rudelstadt- Jannowitz fortstreicht. Die Linie Rehorn, Kolbenkamm, Landeshuter Kamm bildet den. eigentlichen Querriegel, der Forst und Riesenkamm von jenem Querriegel, durch die Täler der Kleinen Aupa im Süden und des Grunzenwassers, des Hauptquellflusses der Eglitz, im Nor¬ den getrennt, bilden einen an diesen sich anscharenden Zweig des Riesengebirgskammes (Eig. 1). I* 4 Einleitender Teil. Figur 1. Orographische Übersicht der wichtigsten Höhenziige des östlichen Riesengebirges. Die Täler, welche das ganze System zu beiden Seiten be¬ grenzen, also als Längstäler im Sinne des Querriegels, als Quer¬ täler des ganzen Gebirges zu bezeichnen sind, sind im Westen Borgformen. r 5 die Lomnitz und untere Eulitz, im Osten der junge Bober. Diese beiden Grenztäler verlaufen allerdings in beträchtlicher Entfernung vom Kamme des Querriegels und schließen daher beiderseits ein weitausgedehntes Svstem von Yorbergen mit ein. Die westlichen Verberge gruppieren sich um die steilen Felszacken der Falkensteine. Die östlichen Vorberge haben drei Gipfelpunkte im Schartenberg, Beerberg und Scharlachberg, die sich von Süden nach Korden zu immer enger an den Haupt¬ kamm anschließen. Die geologischen Grenzen fallen im südlichen Teil scharf mit den geographischen zusammen. Einerseits bildet der Steil¬ absturz des Behorngebirges die Grenze zwischen Schiefer- und Carbongebiet, anderseits bezeichnet der Absturz des Riesen¬ kammes in den Melzergrund die Grenze zwischen Schiefer und Granit. AVeiter im Korden bestehen die westlichen Vorberge aus Granit, die östlichen aus Culmkonglomeraten. Die Granitgrenze verläuft stets gvanz nahe westlich unter der Kammlinie, am Ochsenberg und Leuschnerberg etwa in der halben Höhe. An den Friesensteinen liegt sie sogar eine Strecke o o weit an der Ostseite des Kammes, da die Gipfelpartie der Freien Koppe schon aus Granit besteht. Aber bereits am Röhrberg übernehmen wieder die Schiefer und zwar die von Granit kon- taktmetamorph beeinflußten Cordieritgneise die Rolle des kamm¬ bildenden Gesteines. Auch die Höhe, auf der die Stadt Kupfer¬ berg liegt, ist wieder in ihren oberen Teilen aus Schiefermaterial, am westlichen Abhang aber aus Granit zusammengesetzt. Die Culmgrenze ist viel weniger in den Oberflächenformen ausgeprägt. Buchtig greift sie an verschiedenen Stellen tief in das Schiefergebiet hinein, und wenn auch im allgemeinen der Culm die flacheren, die Schiefer die höheren Gebirgsteile bildet. . so ist doch eine scharfe in der Landschaft sofort sichtbare Grenze nicht vorhanden, erst im Korden wird sie durch die Senke des Rehbaches und des Bachtales östlich und nördlich vom Morgen¬ sternwerk einigermaßen deutlich bezeichnet. Von den drei höchsten Punkten der östlichen Vorberge, dem Schartenberg, 6 Einleitender Teil. Beerberg und Scharlachberg, gehört der erste dem Culm, der zweite einem im Culm aufsetzenden Porphyritstock. der dritte aber dem kry stallinen Schiefergebiet an. Nach Süden zu hat das Gebirge -weder geographisch noch geologisch eine bestimmte Grenze, es schwenkt vielmehr bei Aupa über das Planurgebirge und den Brunnberg und Ziegen¬ rücken nach Westen um. Daher erschien es berechtigt, nach Süden zu nicht an einer natürlichen, sondern an der politi¬ schen Grenze die genaueren Untersuchungen enden zu lassen. Die Nordgrenze des Landeshuter Kammes wird durch das enge Bobertal der Kupferberger Klause markiert. Allerdings ist das eigentliche Bobertal eine reine Erosionsrinne und kann da¬ her unmöglich als Grenze zweier wesentlich verschiedener Ge- birgsteile aufgefaßt werden. Das Kupferberger Erosionstal ist aber in mäandrischen Windungen am Boden einer breiten Ge- birgssenke eingeschnitten, und diese Gebirgssenke, deren Boden¬ fläche durch die obersten Boberterrassen bezeichnet wird, bildet die eigentliche Scheide zwischen Landeshuter Kamm und Blei¬ bergkamm. Auch die geologische Grenze, die später zu er¬ wähnende innersudetische Hauptverwerfung, fällt mit dem Bober¬ tale nicht genau zusammen, sondern wird von den Windungen des Flusses mehrmals geschnitten. Die Talbildungen sind in hohem Maße von der Streich¬ richtung des Gebirges und der Schieferschichten abhängig und gliedern sich in scharf ausgeprägte Längs- und Quertäler : dia¬ gonal verläuft nur das Tal von Wüste-Röhrsdorf und das Tal des obersten Teiles von Haselbach. Eine sehr eigenartige Erscheinung sind die gelegentlich ganz unvermittelt einsetzenden Talweitungen, die im Culmgebiet sehr häufig sind, aber auch im Schiefergebiet Vorkommen. Es sind dies beckenförmige Erweiterungen der Täler, die aber keinen ebenen Talboden zeigen, sondern mit sanft geneigten Ge- o / O o hängeschuttmassen erfüllt sind, in die die eigentliche Alluvion nur mit ganz schwacher Stufe eingesenkt ist. Das vollkommenste Beispiel einer solchen Talweitung ist der im Kulmgebiet liegende Bergformen. 7 Kessel von Reußendorf. Ähnliche Bildungen im Schiefergebiete sind am Nordende von Dittersbach, bei der Pfaffendorfer Zie¬ gelei, bei Schönbach, am Rehbach und südlich von Prittwitz- dorf zu beobachten. Der Gehängeschutt, der diese Kesselbil¬ dungen erfüllt, ist meist ziemlich stark verlehmt und wird bei Pfaffendorf, wo er übrigens in scharfer Terrasse gegen die Al- luvion abgesetzt ist, als Ziegeleimaterial gewonnen. Die Entstehung dieser Bildungen ist schwer erklärlich. Sie finden sich meist am Zusammenfluß mehrerer P'äler. Sicher sind es keine durch mäandrische Stromverlegungen entstandene Talausweitungen, sondern sie müssen als Schuttanhäufungen in den Talgabeln während einer Periode verminderter Erosions¬ kraft der Flüsse aufgefaßt werden. Wahrscheinlich wurde diese Verminderung der Erosion durch den Rückstau während der Eiszeit bedingt. Die Auen von Prittwitzdorf, Schönbach und am Rehbach öffnen sich unmittelbar nördlich in ein von Ge¬ schiebelehm erfülltes ehemaliges Inlandeisbecken. Ton den Auen von Dittersbach, Pfaffendorf und der Mehrzahl der im Culmgebiet liegenden Gehängelehmbecken stromabwärts wan¬ dernd findet man allerdings erst bei Landeshut die ersten Spuren der nordischen V ereisung. Die Berg gestalte n zeigen im Riesengebirge im allge¬ meinen die Formen einer durch Brüche zerteilten und von Ero¬ sionstälern durchschnittenen Rumpfebene. In den Bildungen des Hauptkammes sind diese Verhältnisse sehr deutlich ausgeprägt und leicht zu überschauen (vergl. hierzu die Untersuchungen V. STAFF 's [2]). Im Querriegel aber liegen die Verhältnisse viel verwickelter. Die schnurgerade horizontale Kammlinie des Kol¬ benkammes. die Hochebene des Molkenberges und vor allem die Hochebene der Scheibe bei Städtisch-Dittersbach lassen mit Bestimmtheit annehmen, daß auch im östlichen Riesengebirge eine tektonisch zerbrochene und durch Erosion zersägte Rumpf¬ fläche vorliegt, aber das System der Bruchstaffeln ist so kom¬ pliziert, und die Erosion hat so große Flächen bereits in das Gebiet ihrer Talgehänge einbezogen, daß es unmöglich wird. 8 Einleitender Teil. im einzelnen noch die alte Rumpffläche zu rekonstruieren. Im folgenden soll nur auf die auffälligsten Gipfelgleichen und. Plateaubildungen hingewiesen werden. Südteil des Rehorngebirges : hügeliges Hochplateau in 1000 bis 1030 m Höhe. Kammlinie von der Grenzecke bei Quinten¬ tal bis oberhalb der Moosbaude 900 — 910 m. Kammlinie des Kolbenkammes 1175 — 1185 m, des Forstkammes 1260 — 1280 m. Schafberg bei Oppau, Herrenberg, Höhe in der Forstabteilung 114, Kloseberg ungefähr 770 m. Höchst vollkommene Hoch¬ ebene der Scheibe, der als abgetrennte Teile noch Saalhügel und Stenzeiberg; zuzurechnen sind. 820 — 830 m. Kammlinie des südlichen Landeshuter Kammes 830 — 850 m. (Dieser Ebene ge¬ hört vielleicht auch die östliche Yorhöhe der Friesensteine ober¬ halb vom Rothenzechauer Forsthof an.) Glashügel, Dürrberg, Zipfelberg, Höhe nördlich von der Schwarzen Drehe 655 bis 690 m. Laubberg, Lauschberg, Wolfsberg. Hedwigsberg, Höhe südlich von der alten Gifthütte 740 bis 770 m. Galgenberg'- kämm, südliche Yorhöhe des Scharlachberges, Höhe nörd- o l lieh von der alten Gifthütte 690 bis 710 m. Eine größere Anzahl Vorhöhen rings um den Scharlachberg und um den Hochzug des Landeshuter Kammes (Röhrberg, Sauberg, Ochsen¬ kopf), nämlich Schippenlehne, südliche Yorhöhe des Röhrber- ges, nordwestliche des Scharlachberges, östliche und nordwest¬ liche des Sauberges ± 800 m. — Diese Anordnung von Plateau¬ resten um die höchsten Gipfel machen es wahrscheinlich, daß der Kegel des Scharlachberges und der langgestreckte, aus Cordierit- gneis bestehende Höhenzug O.chsenbopf — Sauberg — Röhrberg als Härtlinge ehedem eine Ebene, die im jetzigen 800 m- Niveau lag, überragten. Erwähnt seien endlich von Gipfelgleichen noch : die Höhen östlich und westlich von der Schwefelkiesgrube 650 m. Loreley, Rohnauer Kirchberg, Stufe zwischen Waltersdorf und Adlersruh, Sandberg 590 m. Kammlinie westlich von Rfaf feil¬ ste in 650 m (diese letztere hebt sich besonders von Reußendorf aus gesehen als schnurgerade Linie hervor). Östlicher Müller¬ busch, Berg nördlich davon, Chaussy-Höhe 540 — 530 m. Blei- Bergformen. 9 bergkamm 040 m, mehrere südliche Vorhöhen desselben (Karls¬ berg, Brendelberg, Prittwitzberg) 570 — 580 m. Das Vorhandensein größerer Hochplateaus und eine grup¬ penweise Anordnung gipfelgleicher Höhen ist also im östlichen Biesengebirge unbestreitbar vorhanden. Nirgends sind aber noch deutliche Steilränder zu sehen, welche die Plateaus voneinander trennen, so daß die Feststellung des Verlaufes der einzelnen Bruchstaffeln leider nicht mehr möglich ist. Die überaus steilen G e h ä n g e der tief eingeschnittenen Valdestäler bringen außerordentlich starke Verrollungen des Ge¬ steinsschuttes hervor. Hierzu kommt die Weglosigkeit weiter Forstareale, die. um möglichst kräftiges und gesundes Wild zu züchten, und da die Forstkultur in diesen rauhen und entlegenen Hochgebirgen doch nicht sehr einträglich ist, z. T. absichtlich in möglichst unkultiviertem Zustande belassen werden. Gehänge von vielen hundert Metern Höhe, z. B. der Absturz des Kolben¬ kammes in den Weißgrund, bestehen nur aus Gehängeschutt, der einen so dicken Mantel über dem anstehenden Gestein bildet, daß der Abhangswinkel nur von der Korngröße der lose über¬ einander gehäuften Blöcke bedingt wird, der Wechsel verschie- den harter übereinander am Abhang ausstreichender Gesteine also in keiner Weise durch Knicke und Unstetigkeiten in der Gefällslinie sich verrät. F eisbild un gen sind im ganzen Gebiet überaus selten und fast ganz auf die Gipfelpartien beschränkt. An den Ab¬ hängen schauen nur hier und da kleine Felsköpfe aus den Schuttmuren hervor. Meist sind auch auf den Gipfeln statt der Felsen nur Halden von Gesteinsblöcken zu sehen, die besonders in den Gebieten der granitisch-körnigen Gneise gewaltige Di¬ mensionen annehmen. und dort oft die für Granitlandschaften so bezeichnenden Felsenmeere bilden (Leuschnerberg, Friedens¬ höhe u. a.). Charakteristisch für die höchsten Gebirgskämme, besonders wenn sie aus kleinstückig zerfallendem Glimmer¬ schiefer bestehen., ist das Vorkommen dicker sumpfiger Moor¬ polster auf den Höhen und an den obersten Teilen der Abhänge. 10 Einleitender Teil. Aufbau. Die krystallinen Schiefer des östlichen Riesengebirges lassen sich ungezwungen in zwei große Gruppen teilen, in Schicht¬ gesteine und Intrusivgesteine. Die Schichtgesteine umfassen kei¬ neswegs bloß Sedimente, sondern es sind unter diesem kamen auch Tuffe und Eruptivdecken zusammengefaßt. Sie bilden zu¬ sammen eine Gruppe konkordant übereinander liegender Ge¬ steinskörper, in welche die zweite Gruppe, die Intrusivgesteine, in Form von Linsen und fingerförmig sich auskeilenden Lakko- lithen eingelagert sind. Jede der beiden Gruppen läßt sich in zwei Untergruppen teilen. Die Schichtgesteine bestehen im Westen aus Glimmer- schiefem und Phvlliten. im Osten aus Hornblende- und Chlorit- «/ t schiefem, die Intrusivgesteine im Westen aus orthoklasreichen Biotit- und Zweiglimmergneisen (Schmiedeberger Gneis), im Osten aus plagioklasreichen Hornblendegneisen (Petzelsdorfer Gneise). Jede der Untergruppen teilt sich wieder in eine Reihe von Varietäten und außerdem finden sich in den Schichtgesteinen noch eine größere Anzahl von örtlichen, kleineren, fremdartigen Einlagerungen. Rechnet man hierzu noch, daß ein großer Teil der verschiedenen Schiefer in Kontakt mit dem Zentralgranit des Riesengebirges tritt und außer in normaler auch in kontakt- metamorpher Facies vorliegt, daß auch abseits vom Kontakt die Gesteinsschichten den Grad ihrer Krystallinität in streichender Richtung allmählich verändern, so kann man sich einen Begriff von der kaleidoskopartigen Mannigfaltigkeit der vorkommenden Gesteine machen. Es gibt weite Gebiete, wo auf den Feldern nicht ein Lesestein dem anderen petrographisch völlig gleicht, und wo man nur durch das gruppenweise Zusammenfassen ein¬ ander nahestehender Gesteinsarten einige Klarheit über die Verbreitung und Lagerungsform der Gesteine erlangen kann. Die westlichen Intrusivgesteine (Schmiedeberger Gneise) sind nach ihrer chemischen Konstitution und ihrem Mineralbestand ziemlich einheitlich, Sie sind ohne Zweifel als Aufbau. 11 gestreckte Granite aufzufassen, wie man aus dem Vorkommen von stark metamorphen Nebengesteinseinschlüssen und aus dem häufigen Übergang in granitisch-körnige, ungestreckte Gesteine, in denen auch kleine Aplitgänge noch nachweisbar sind, erkennen kann. Die wichtigste Konstitutionsfacies ist ein als Feldspat¬ gneis bezeichnetes, an Quarz und Glimmer überaus armes Ge¬ stein, welches bis vor kurzer Zeit in großen Brüchen am Südab¬ hang des Forstlangwassers gewonnen wurde und der Schmiede¬ berger Porzellanindustrie als Rohmaterial diente. Eine ge¬ ringe konstitutionelle Verschiedenheit weisen auch die quarz- reichen granitisch-körnigen »Blauquarzgneise« auf. So einheit¬ lich wie im allgemeinen die Konstitution, so verschieden ist die Struktur dieser Gneise. Alan kann granitisch - körnige, schwach kataklastische Gneise, Augengneise, grobschiefrige und granul itähnlich feinschiefrige Lagengneise und selbst glimmer¬ schieferähnliche. sericitische Schiefergneise als Strukturfacies unterscheiden. Die östlichen Intrusivgesteine (Petzelsdorf er Gneise) sind noch mannigfaltiger als die westlichen. Konstitu- tionsfacies sind hier fast quarzfreie Plagioklas - Hornblendege¬ steine, die in ungestrecktem Zustand, wie man sie z. B. auf der Friedenshöhe von Petzelsdorf findet, also echte Diorite dar¬ stellen. Von ihnen führen Übergänge bis zu sehr sauren Ge¬ steinen mit nahe an 40 v. H. freier Kieselsäure, die z. B. im Bahneinschnitt am Harteberge Vorkommen. Arerschieden ist auch die primäre (vormetamorphe) Korngröße des Gesteines, die von ganz grobem bis zu sehr feinem, etwa stecknadelkopfgroßem Korn schwankt. Yor allem aber kommen daneben die verschie¬ densten Schieferstrukturen vor : Gleichkörnige, schwach ge¬ streckte. grobflaserige. feinflaserige und echt schiefrige Ge- steine. Lagenstrukturen, die im westlichen Gneisgebiet eine so große Rolle spielen, sind im östlichen vollkommen unbekannt. An den verschiedensten Stellen kommen im Hornblende¬ gneis schmale konkordante Einlagerungen von Amphibolitnatur vor, z. B. auch im Steinbruch an der Friedenshöhe. Alan kann diese sowohl als basische Schlieren wie als Einschlüsse von Neben- Einleitender Teil. 1 2 gesteinsschollen auffassen. Der Unterschied zwischen beiden Auf¬ fassungen dürfte übrigens kein sehr wesentlicher sein, da auch die basischen Schlieren in den meisten Fällen auf resorbierte Nebengesteinseinschlüsse zurückgeführt werden können. Wenn nun wie hier noch eine nachträgliche Metamorphose hinzu¬ kommt, so wird sich eine Unterscheidung von basischen Schlie¬ ren und Einschlüssen basischer Natur nur in den seltensten Fällen durchführen lassen. Eine abweichende Stellung nimmt ein ganz im Osten der östlichsten Gneiszone lagernder sericitreicher Gneis ein. der sich wieder mehr den westlichen als den östlichen Intrusivgesteinen anschließt. Ein bestimmtes Normalprofil kann man natürlich der In- trusivnatur entsprechend weder für das westliche noch für das östliche Gneisgebiet auf stellen. In der Regel nimmt die Stärke der Schieferung nach dem Hangenden sowohl als nach dem Lie¬ genden zu. Im Petzelsdorfer Gebiet sind außerdem die han¬ genden Partien im allgemeinen quarzärmer als die liegenden. Die Gesteinsgruppe des Glimmerschiefers umfaßt im untersuchten Gebiet eine Mächtigkeit, die man auf etwa 1000 bis 1500 m schätzen kann. Genaue Angaben lassen sich nicht machen, da das Gebiet außerordentlich stark gefaltet ist, und man nicht nachweisen kann, inwie weit * etwa dieselben Schichten durch Isoklinalfaltung zwei- oder dreimal scheinbar konkordant übereinander lagern. Das Hauptgestein ist der Glimmerschiefer, der nach Süden zu an Krystallinität abnimmt • und in Pliyllit übergeht, im Norden und Westen aber, an der Grenze des Zentralgranites in Andalusitgneis und Cordieritgneis (genauer flaserigen Andalusit- und Cordierithornfels) kontakt- metamorph verwandelt ist. In diesem Glimmerschiefer liegen in großer Zahl sedimento- gene Einlagerungen. Sie bilden teils lange, durch das ganze Gebiet verfolgbare Schichten, teils mehrfach unterbrochene Lin¬ senzüge, die meist in einem bestimmten Niveau, oft auch in mehrfacher Wiederholung übereinander auftreten. Diese Ein- Aufbau. 13 lagerungen im Glimmerschiefer sind (abgesehen also von den überall auftretenden intrusiven Gneismassen) vom Liegenden zum Hangenden folgende : Vereinzelte kleine Amphibolitlinsen, die bei Obersclimiede- berg zu einem größeren und mächtigeren Schichtenkomplex sich zusammenschließen, der aus abwechselnden Amphibolit- und Kalk¬ lagern besteht. Dieses Schichtensystem ist unter dem Einfluß des benachbarten Zentralgranites in ein buntes Gemenge von Kalksilikatgesteinen (besonders Granat- und Epidotfelsen) und Magneteisenerzlagern übergegangen. Die Hornblendeschiefer sind außerdem durch Auswalzung z. T. in Chloritschiefer um¬ gewandelt. Kurzschuppig-körnige Paragneise finden sich nur im süd¬ lichsten Teile des Gebietes nahe der österreichischen Grenze. Eeldspatglimmerschiefer und Albitphyllite sind ebenfalls auf den südlichen Gebietsteil beschränkt. Kalksteinlinsen ziehen sich in wohlgeordnetem Zuge durch das ganze Gebiet. Jenseits der Grenze bilden sie bei Böhmisch- Albendorf ein mehrere Kilometer langes Lager. Im preußischen Gebirgsteil sind nur einzelne Linsen noch vorhanden, deren Lage aus der Karte ersichtlich ist. Eine große oberflächlich nicht sichtbare Kalklinse von 8 m Mächtigkeit ist auch vom Haupt¬ stollen der Rothenzechauer Arsenkiesgrube angefahren worden. Der Kalk sämtlicher Linsen ist krystallin, wenn auch die Krystallinität im Norden sehr viel stärker ist als im Süden. Auch die Struktur ist im Norden viel massiger als im Süden, wo meist eine grobbankige Schichtung, an der Sandhöhe sogar eine ziemlich feine Lagenstruktur noch deutlich zu erkennen ist. Zugleich mit der Krystallinität nimmt der Dolomitgehalt des Kalkes zu. Bei Hohenelbe enthält der Kalk 1V2 v. H. MgCOs, im Schutzbezirk von Städtiseh-Hermsdorf 6 v. LI. MgC03, bei Haselbach 39 v. H. und bei Rothenzechau ist es ein reiner Dolo¬ mitmarmor, enthält also, abgesehen von den Silikaten, nahezu 45 v. LI. MgCOo (nach KARSTEN 40,15 v. H. neben 3,7 v. H. Rückstand). Der Kalk der Oberschmiedeberger Erzformation, der einem anderen Horizont angehört, führt nur 2,5 v. H. MgCOo. 14 Einleitender Teil. Mit der Annäherung an den Granit tritt eine reichliche Silikatbildung in diesen Marmoren ein. Im Kalkbruch am Roten Wege beschränkt sie sich fast nur auf die hangenden Teile des La¬ gers, in denen übrigens neben serpentinisierten Magnesiasilikaten auch Asbest in kleinen Trümchen vorkommt. Bei Rothenzechau ist der Marmor teilweise bis zur völligen Verdrängung von Calcium- und Magnesiumsilikaten durchsetzt. Bis zum Jahre 1911 bildeten diese blaßgrünen bis leberbraunen durchscheinen¬ den Ophicalcite z. B. einen gewaltigen rundlichen Knoten, der fast die ganze Breite des mittleren Marmorbruches einnahm, und nach innen zu wieder in ziemlich reinen Kalkstein überging. Bei Waltersdorf und Kupferberg finden sich im Niveau der Kalksteine nur noch Kalksilikatgesteine. Diese sind an ihrem Ausstrich meist schon durch die unregelmäßige pocken¬ narbige Verwitterung kenntlich, die an der Oberfläche der Fels¬ blöcke tiefe Löcher und eigentümlich gewundene Rillen erzeugt. Kleinere Kalkschmitzen sind auch bei Haselbach schon in Kalk¬ silikatgesteine umgewandelt. Unweit im Hangenden des Kalklinsenzuges finden sich weit¬ hinstreichende Lagen von Feldspatamphibolit. Sie heben sich oft an der Oberfläche in Form von steilstehenden Felsköpfen heraus (Felsen am Hohen Berge, am Ausgespann, der große und kleine Stein bei Haselbach). Auch weiter im Süden, wo im Phyllitgebiete statt des Feldspatamphibolites meist ein Albit- chloritschiefer entwickelt ist, hebt sich dieser in langgestreckten Felszügen, die oft die Gestalt steil aus der Erde auf ragender Tafeln, Bretter oder Pfosten haben, gut aus der Landschaft heraus. Die grobplattige Absonderung macht das Gestein sehr geeignet zum Fußbodenbelag für die Wirtschaftshöfe und zum Bau von Brücken über kleine Bäche und Gräben. Zu diesen Zwecken wird denn auch besonders die chlori tische .Abart bei Kunzendorf vielfach verwendet. Die amphibolitische Abart ist derart fest und zäh, daß eine Bearbeitung fast ausgeschlossen ist, und daß daher nur gelegentlich Stücke, die schon von Natur eine ge¬ eignete Länge und Breite haben, benutzt werden können. Die Aufbau. 15 grobplattige Absonderung und die große Festigkeit gegen Ver¬ witterung macht das Gestein auch im Gehängeschutt leicht kennt¬ lich, so daß die Kartierung der Amphibolitlagen, wo sie ver¬ einzelt auftreten, sehr leicht wird, wo sie aber in mehrfacher Wiederholung an einem Abhänge übereinander lagern, ist meist das ganze Gelände mit Amphibolitstücken überstreut, und man kann wohl die Lage des obersten, aber nicht die der tiefer gelegenen Amphibolitlager genau bestimmen. Deutliche Bände¬ rung des Gesteinsquerbruches läßt vermuten, daß weniger Diabas als vor allem Diabastuff das Ausgangsmaterial bildete. Mehrfach sind die chloritischen Abarten von Calcit stark durchtränkt und es kommt z. B. im Steinbruch am Grenzstein Nr. 5 auf böhmischer Seite nordwestlich vom Kuppenberge zur Ausbildung von eigentlichen chloritischen Kalkknotenschiefern. Es ist daher leicht erklärlich, wenn diese Gesteine nach Norden zu, wo sie durch die Nähe des Zentralgranites viel höher krystallin sind, in Diopsidamphibolite übergehen. Diese Diopsid- amphibolite nehmen bei Adlersruh auch im Hangenden des Glimmerschiefers weite Gebiete ein und bilden ein für den Kupferberger Erzdistrikt höchst bezeichnendes Gestein, welches vom dortigen Bergmann wegen seiner bläulichgrünen Färbung als Blauwaeke bezeichnet wird. Im Hangenden des unteren Diopsid- bezw. Feldspatamphi- bolites tritt als sehr leicht kenntliche Einlagerung des Glimmer¬ schiefers ein fein- und ebenschiefriger Lagenquarzit auf. Er bildet im Süden nur vereinzelte schmale Linsen, im Norden • 7 einen etwa 150 m mächtigen fortlaufenden Zug. In seiner Nach¬ barschaft finden sich vielfach im Glimmerschiefer schmale Lagen von Graphitschiefer und schwarzem Kieselschiefer. In dem Ge¬ biet schwächster Metamorphose, am Rehorngebirge, wurden diese Schiefer sehr sorgfältig auf etwaige Graptolithenreste unter¬ sucht : leider ohne Erfolg. Die Gruppe des Amphibolites umschließt weniger Linsen und Schichten abweichender Gesteine, wie die des Glim¬ merschiefers, dafür ist aber das Muttergestein der Einlagerun- 16 Einleitender Teil. gen, der Amphibolit, in um so verschiedeneren Abarten ausge¬ bildet. Die größte Verbreitung hat das als Amphibolit schlechthin bezeichnete Gestein, welches vor allem im Liegenden der un¬ tersten Zone vom Petzelsdorfer Gneis verbreitet ist. Seine Ent¬ stehung aus diabasisehem Ergußgestein ist zweifellos. Vom Feld- spat-Amphibolit und Diopsidamphibolit unterscheidet es sich ma¬ kroskopisch durch zumeist feineres Korn und einen mehr klein¬ stückigen als plattigen Zerfall. Stellenweise finden sich eigent¬ liche Epidiabase und Epidiabasporphyrite. Weiter im Hangen¬ den, zwischen der oberen und unteren Lage des Hornblende¬ gneises, ist das Gestein oft quarzführend und stellenweise ist die Hornblende vollkommen durch Chlorit ersetzt, so daß Quarzamphibolite und Quarzchloritschiefer resultieren. Diese letztere Ausbildungsweise ist im Norden bei Wüsteröhrsdorf auch im liegenden Teile vorherrschend. Es finden sich hier dichte bis schiefrige Quarzchloritgesteine, in denen nur einige Züge von feinkörnigem bis dichtem Amphibolit eingelagert sind. Diese Amphibolitzüge neigen ähnlich wie der Feldspatamphi- bolit im Glimmerschiefer zur Felsbildung und treten daher öfters als langgestreckte, mit Felsköpfen bedeckte Höhenzüge heraus (Rohnauer Kirehberg, Bergzug westlich von der Schwefel¬ kiesgrube usw.). Auffallend ist eine kleine Kalklinse, die bei Prittwitzdorf in den schiefrigen Chloritquarziten aufsetzt. Die hangenden Partien der Amphibolite sind im Norden besonders feinschuppig und werden daher durch z. T. phyllit- artige Chloritschiefer gebildet. Die schwach krystalline Be¬ schaffenheit dieser Schiefer hat ehedem Veranlassung gegeben, auf Beyrich’s geologischer Karte von dem Niederschlesischen Gebirge die Gesteine der Gegend von Rohnau der nördlich an¬ grenzenden Gruppe der Grünschiefer anzugliedern. Das Vor¬ kommen von Injektionsgneisen in ihrem Hangenden und das Fortstreichen der grobflaserigen Chloritquarzite vom Hedwigs¬ berg über den Scharlachberg nach Norden beweist indessen ihre Zugehörigkeit zu den südlich angrenzenden Schiefern. Aufbau. 17 Bei der Kohnauer Schwefelkiesgrube lagern in ihnen die kies- führenden Sericitschiefer, die sieh weit nach Süden bis an die ’ Culmgrenze bei Schreibendorf verfolgen lassen. An der Grenze zwischen dem hängenderen Hornblendegneis und dem Quarzchloritschiefer findet eine innige Wechsellagerung zwischen beiden Gesteinen statt. Über die ganze auf der bei¬ gegebenen Karte als Injektionsgebiet bezeichnten Fläche sind Lesestücke von Gneis und Amphibolit fast gleichmäßig ver¬ breitet. Die wenigen Aufschlüsse lassen erkennen, daß diese Vermischung der Lesesteine nicht als Folge von Verrollung, son¬ dern tatsächlich als Folge intensivster Wechsellagerung aufzu¬ fassen ist. Am Pfaffenstein, am Kordhang des Tälchens ober¬ halb Beußendorf, im Bahneinschnitt am Bahnhof Haselbach und an anderen Stellen kann man nachweisen, daß Gneis und Am¬ phibolit in bald 1—2 bald 8 — 10 m mächtigen Lagen unregel¬ mäßig miteinander abwechseln. Da die Amphiboliteinlagerungen bei der Verwitterung meist als Felsköpfe heraustreten, so findet man in den Injektionsgebieten biswmilen die eigenartige und zu¬ nächst ganz verwirrend wirkende Erscheinung, daß sämtliche anstehenden Felsköpfe aus Amphibolit, die zwischen ihnen lagern¬ den Lesesteine aber zum größten Teil aus Gneis bestehen (z. B. südöstlich vom Laubberggipfel). Eine eigenartige Ausbildung nimmt der Amphibolit an der Grenze des südlichen Hornblendegneiszipfels bei Klette und im Gebiet der Scheibe an. Er ist hier als schiefriger Zoisitamphibolit entwickelt, als ein Gestein, das in feinschuppiger bis filzig¬ faseriger hellgrau-grüner Grundmasse kleine, schwarze, augen¬ förmige Hornblenden umschließt. Ähnliche Gesteinstypen fin¬ den sich auch bei Haselbach vereinzelt zwischen Hornblende¬ gneis und Amphibolit. Den Quarzchloritgesteinen ähnlich, aber viel grobkörniger als diese, ist der gneisartige, grobflaserige Quarzchloritschiefer, der sich vom Südhange des Pledwigsberges bis zum Kordfuß des Scharlachberges hinzieht. Er neigt zur Felsenbildung und wäre leicht zu kartieren, wenn er nicht an seinen Grenzen durch Neue Folge, Heft 68. 2 18 Einleitender Teil. feinflaserige Abarten in die umgebenden schiefrigen und dichten Quarzchloritgesteine überginge. Im strengen Sinne des Wortes fremde Einlagerungen im Ampliibolit sind nur die Biotitschiefer und die Porphyoride. Er stere bilden nur ganz schmale Einlagerungen von kaum mehr als 30 cm Mächtigkeit. Eine solche steht z. B. an der Sclimiede- berg-Landeshuter Chaussee bei den obersten Häusern von Dit¬ tersbach an. Die Porphyoride sind besonders im Quarzamphibolit ver¬ breitet, kommen aber auch in den westlichen Amphiboliten und in den nördlichen Quarzchloritgesteinen vor. Auch sie bilden nur geringmächtige Einlagerungen, die allerdings bis 50 m Mäch¬ tigkeit mehrfach erreichen, oft indessen ebenfalls nur 30 — 40 cm mächtig sind. Felsen bilden sie niemals, ihre Lesesteine sind aber leicht kenntlich durch den ebenschiefrigen bis polyedrischen Zerfall und die frische, lange Zeit unverwittert bleibende Ober¬ fläche. Bei Kunzendorf treten im Hangenden der Phyllite nicht O J Amphibolite auf, sondern wesentlich schwächer metamorpho- sierte Gesteine, die ganz und gar den G rünsc hiefern des Boberkatzbachgebietes gleichen, auch wie jene Lagen von dich¬ tem. nur wenig krystallinem Kalkstein enthalten. Dieses Auf- treten der Grünschiefer an Stelle von Amphiboliten im gleichen Gebiet, wo die Glimmerschiefer durch Phyllite ersetzt werden, legt den Gedanken nahe, daß diese Grünschiefer ein niedriger metamorphes Umwandlungsprodukt derselben Diabase dar¬ stellen, aus denen die Amphibolite hervorgegangen sind. Die völlige Übereinstimmung mit den Grünschiefern des Boberkatz- bachgebirges aber, und der Umstand, daß diese von den Kupfer¬ berger Amphiboliten durch eine Dislokation scharf getrennt sind, ließ es richtiger erscheinen, auch die Kunzendorfer Ge¬ steine als eine von den Amphiboliten verschiedene Gesteins¬ provinz aufzufassen, zumal auch hier im Süden die Grenze zwischen beiden ziemlich scharf ist. Die Grünschiefer des Bleibergkammes, die nördlich an Aufbau. 19 unser Gebiet grenzen, sind im petrographischen Teil ebenfalls eingeliender beschrieben worden, um sie mit den Amphiboliten vergleichen zu können. Es sind dieselben Gesteine, die im Boberkatzbachgebirge eine überaus weite Verbreitung’ haben. O o Q Mit ihnen vergesellschaftet sind bei Prittwitzdorf und Pudel- stadt atlasglänzende Phyllite und am Südhang des Bleiberges ein feinkrystalliner weißer Kalkstein (eine kleine Kalklinse tritt auch in den Phylliten westlich vom Eulenhügel auf Die Grünschiefer selbst konnten nicht stratigraphisch gegliedert werden. Sie sind im ganzen Massiv von vollkommen gleichem geologischen Charakter. Kur eine Scheidung in zwei verschie- dene Strukturfacies, eine kurzschuppig dichte und eine lang- flaserig schieferige war durchführbar. Das westliche^ Grenzgestein der krystallinen Schiefer, der Zentralgranit des Riesengebirges, ist ein durch größere Feldspatkry stalle; porphyrartiger Granitit. Da von dem Gebiet dieses Gesteines nur ein kleiner Teil bisher kartiert worden ist. und da über dasselbe schon eine eingehende Mono- graphic von MlLQH (3; sowie Arbeiten von KLOCKMANN (4) u. a. existieren, so sei von einer näheren Schilderung hier Abstand genommen. Das östliche Grenz ge st ein sind die Konglomerate der Culmformation. Sie sind genetisch als fluviatile Vor- O schüttungsmassen am Gebirgsrande aufzufassen 5 es soll jedoch hierbei nicht gesagt sein, daß die Vorschüttung auf dem OO J O Festland erfolgte. I111 Gegenteil läßt die von R. CßAMER O O neuerdings bearbeitete Fauna von Gaablau vermuten, daß die O J Vorschüttung in ein flaches .Meeresbecken erfolgte. Durch drei maligen Wechsel von grobem und feinerem Korn zeigen sie eine dreimalige Neubelebung des Erosionsvorganges im Ge¬ birge und Akkumulationsyorganges im Vorlande an. Für das Studium der krystallinen Schiefer werden die Konglomerate da- durch von großer Wichtigkeit, daß ihr Material aus dem un¬ mittelbar anschließenden Schiefergebiet stammt. Von 90 bis 95 v. II. der Gerolle kann man ohne weiteres angeben, wel 20 Einleitender Teil. ehern Teile der Schiefer sie entstammen, das Studium der übrigen 5 v. H. aber ergibt eine wertvolle Ergänzung der Kennt¬ nis des Schieferareales, da in ihnen solche Gesteine vorliegen, die wohl zur Culmzeit, aber nicht mehr zur Jetztzeit die Ober¬ fläche des Schiefergebietes bildeten. Im allgemeinen sind diese jetzt nicht mehr vorhandenen Schiefer weniger metamorph. Dies hat nicht etwa seinen Grund darin, daß die Metamorphose seit der Culmzeit weiter fortgeschritten ist, denn in diesem Ealle müßten alle Gerolle gleichmäßig weniger metamorph sein. Viel einfacher ist die Erklärung, daß zur Culmzeit noch Par- tien der oberen Tiefenstufe des Schiefergebietes bloßlagen, wo unter geringerem Vertikaldruck auf lastender Sedimente eine weniger weitgehende Metamorphose stattgefunden hatte. Da¬ durch wird es auch erklärlich, daß fast sämtliche Gerolle, soweit sie nicht mit jetzt anstehenden Schiefern ident sind, pe- trographisch wenigstens in enger Beziehung zu ihnen stehen. Die genaue Beschreibung der als Gerolle gefundenen Ge¬ steine kann daher zwanglos den einzelnen Kapiteln des petro- graphischen Teiles als Anhang angefügt werden (vergleiche hierzu auch einen Vortrag des Verf. in der Deutschen Geo¬ logischen Gesellschaft (5)). Gänge von Eruptivgesteinen sind nicht sehr ver¬ breitet. Im Süden fehlen die Ganggesteine gänzlich. Das ganze Blatt Schmiedeberg weist im Gebiete der krystallinen Schiefer weder Eelsite noch Lamprophyre auf. Im Culm findet sich hier allerdings der gewaltige Eruptivstock des Beer- und Buchbergmassives und nördlich von ihm setzen mehrere zum Teil recht mächtige Eelsitgänge (Lauschberg, Galgenberg) so¬ wie bei Schreibendorf und Pfaffendorf je ein schmaler Lampro- phyrgang auf. Erst auf dem Blatte Kupferberg greifen diese Gänge aber ins Schiefergebiet über. Der Lauschberggang läßt sich in den feinschuppigen Chloritschiefern bis an den Osthang des Scharlachberggipfels verfolgen und von der Gifthütte bis nach Rohnau hinein läßt sich ein ganz schmaler, aber 3l/o km langer Lamprophyrgang verfolgen, in dessen streichender Fort- Aufbau. 21 Setzung am Rohnauer Kirchberg ein kleiner, auf der Über¬ sichtskarte nicht darstellbarer Felsitgang sich hinzieht. Streichen diese Gänge meist nahezu parallel mit den Schie¬ fern, also von SSW nach NNO, so herrscht im Hauptgang¬ gebiete bei Kupferberg ein Streichen von NW nach SO. Die zahlreichen, oft nur durch den Bergbau nachgewiesenen pa¬ rallelen Gänge, deren nördlichster am Südhange der Bleiberge sich hinzieht, bestehen zumeist aus normalem Felsit, der süd¬ lichste von ihnen bei Prittwitzdorf aus sphärolithischem Felsit. Vereinzelt findet sich am Billerberge bei Rudelstadt ein von NNO nach SSW streichender Lamprophyrgang. Ganz isoliert ist ein Felsitgang im oberen Eulengrunde. An der Grenze gegen den Granit greifen hier und da schmale Aplitgänge ein Stück in die kontaktmetamorphen Schiefer hinein. Nahe verwandt mit ihnen sind die mächtigen als Riegel bezeichne teil schwebenden Pegmatitgänge, die in den Bauen der Bergfreiheitgrube oft angefahren wurden. Im Diopsidamphibolit setzt nördlich von Jannowitz auf dem Popelberge ein eigenartiges Bastit-Serpentin-Gestein auf (vergl. Websky(6)). Es bildet einen rundlichen, im Süden durch eine Verwerfung begrenzten Stock, dem nordnordwest¬ lich noch ein ganz kleiner Stock vorgelagert ist. Dieses Ge¬ stein bestand offenbar ursprünglich aus Diallag und Olivin. Trotz der vollkommenen Umsetzung in Bastit und Serpentin weist es keine Schieferung auf. Es ist daher sehr unwahrschein¬ lich, daß hier ein Glied der kristallinen Schieferformation vorliegt. Die völlige Umwandlung ist offenbar nur durch die geringe Stabilität des Olivinmoleküles und des Diallagmoleküles bedingt. Das Gestein des Popelberges wird daher besser als ultrabasische Eruptionsgefolgschaft des benachbarten Zentral¬ granites auf gef aßt. Über die petrographische Natur der Ganggesteine soll mit Einschluß der im Culm aufsetzenden in einem besonderen Auf¬ satz berichtet werden. Fremde überdeckende Sedimente kommen im Schieferge- 22 Einleitender Teil. biete selbst als kleinste Denudationsreste nirgends vor. Auch diluviale Bildungen, soweit man nicht die z. T. schein- bar bis ins Diluvium zu rück reichenden Schuttmassen als solche bezeichnen will, sind unbekannt. Erst im Grünschiefergebiet bei Rudelstadt findet man diluviale Terrassenschotter und Ge¬ schiebelehme. Die einzige Unterbrechung des Ausstriches der Schiefer bilden also die Gehängelehme (besonders im Gebiet zwischen Dittersbach und Alt- Weißbach) und die Al lu vie¬ lten der Elüsse und Bäche. Diese sind, abgesehen von den schon bei Besprechung der Gebirgsformen erwähnten Tal¬ weitungen, im Schiefergebiet schmal und in der Richtung des Baches stark geneigt. Im Gebiete des Forst- und Kolbenkommes sind sie sogar außerordentlich steil und bestehen demgemäß auch aus sehr grobem Material. Ein kunstvolles System von Sperrmauern und Geröllfängen mußte z. B. im Tale des ober¬ sten G r unzenwassers angelegt werden, um die Ortschaft Arns¬ berg vor den gewaltigen Wasser- und Geröllmassen zu schützen. O O O J die nach jedem Regenguß und bei jeder Schneeschmelze durch das Tal herniederbrausen. Lagerung. Der tektonische Aufbau des Gebietes erscheint in seinen ♦ ' großen Zügen überaus einfach (Eig. 2 ). Die Grenze zwischen Schiefer und Granit zeigt meist un- o gef ähr mantelförmige Auflagerung des ersteren auf dem letzte¬ ren. wobei aber eine vollkommene Konkordanz nur selten ist. / cpierschlägige Lagerung des Granites mehrfach vorkommt und spitzwinklige Diskordanz die Regel bildet. Die Grenze zwischen Schiefer und Culm ist eine diskor¬ dante Auflagerung des letzteren auf ersterem. Das Schichten¬ streichen ist in beiden Formationen ungefähr gleich, das Ein- O O fallen ist in beiden östlich gerichtet, beträgt aber im Schiefer 60 — 80 °, im Culm 30—45 °. Die Grenze zwischen den krystallinen Schiefern des Lan- i/ Lagerung. 23 Figur 2. deshuter Kammes und den Grünschiefern des Bleiber^kammes o wird durch eine ungefähr von NW nach SO verlaufende Ver¬ werfung gebildet. Es ist dieselbe Dislokation, die weiter nord¬ westlich zunächst den Grünschiefer der Melkgelte vom Granit des Hirschberger Kessels, weiterhin bei Liebenthal die Gneise 24 Einleitender Teil. des Greiffenbcrger Gebietes, von den Phylliten und Grün¬ schiefern der Schmottseifener Gebend trennt. Verfasser hat für diese Dislokation in einer früheren Arbeit den Namen inner- sudetische Hauptverwerfung vorgeschlagen (7). Mit wenigen Ausnahmen kann man im Schiefergebiet über¬ all ein von SW nach NO gerichtetes Streichen der Schichten beobachten, das nur im Norden in der Gegend vom Kupfer¬ berg in ein nordsüdliches allmählich einschwenkt. Eine Diffe¬ renz zwischen dem Streichen der Schichten und dem Streichen i der Schieferung, also eine Transversalschieferung ist nur ganz lokal zu beobachten. In vielen Gesteinen, in den körnigen Gneisen, in den dichten Amphiboliten, dem Kalkstein ist eine deutliche Schieferung überhaupt nicht sichtbar. Die wichtigste Abwei.c h u n g v o m n ormale n Schichtenverlauf ist die Schieferumbiegung bei Ober¬ schmiedeberg. Sie steht in unmittelbarster Beziehung zur Süd¬ ostecke des Granitmassives und ist daher auch auf deren nächste Umgebung beschränkt. Von Wolfshau bis zur Bergfreiheitgrube verläuft die Grenze des Granites ungefähr ostwestlich und schneidet die Schieferschichten, wenn auch nicht gerade immer quer, so doch meist unter ziemlich großem Winkel ab. Von der Bergfreiheit an verläuft die Granitgrenze dann nach Nordosten und die Schieferlagen schmiegen sich mantelförmig an den Gra¬ nit an, wenn auch infolge eines Biehtungsunterschiedes zwischen ihnen und der Granitgrenze allmählich immer hängendere Schichten an den Granit sich anlehnen. Im großen herrscht also westlich von der Bergfreiheit abstoßende Lagerung, zwi¬ schen Granit und Schiefer nordöstlich mantelförmige Anlage- rung des Schiefers. Die mantelförmige Anlagerung findet aber in der Granit¬ ecke nicht sofort ihr Ende, sondern auf ein kurzes Stück schmiegen sich die Schiefer auch noch in der Ostwestlinie an den Granit an, wobei sie steilstehen und zum Teil auf¬ fallenderweise unter denselben einfallen. Es findet also ein flexurartiges Umbiegen der Schiefer um die äußerste Granit- Lagerung. 25 ecke statt (vergl. auch die Grubenrißskizze im Kapitel : Erz¬ lagerstätten). Ob diese eigenartige Lagerungsform schon bei der Intrusion des Zentralgranites sich bildete, oder ob sie erst nach dessen Verfestigung infolge einer Ostwärtsbewegung der Granitmasse entstanden ist, läßt sich kaum entscheiden. Der ostwestliche Verlauf der Granitgrenze schwenkt übri- gcns bei Wolfshau wieder etwas in die Richtung ONO — WSW ein, und da gleichzeitig auch das Streichen der Schiefer aus der Richtung NNO — SSW in die Richtung NO — SW über¬ geht, so nähert sich das Ganze wieder einer mantelförmigen Anlagerung des Schiefers an den Granit, die zwischen Wolfs¬ hau und der Schneekoppe am Südhang des Melzergrundes auch tatsächlich erreicht wird. Größere Gebiete mit einem von der Regel wesentlich ab¬ weichenden Schichtenstreichen sind sonst recht selten. Er¬ wähnenswert ist eigentlich nur das Gebiet des Schafberges westlich von Oppau. Hier streichen die Schiefer, wie man aus dem Verlauf der Gesteinsgrenzen schließen kann, unter h. 9. Überaus häufig sind kleine, rein örtliche Abweichungen von der allgemeinen Streichrichtung. Sie lassen sich in den meisten Fällen auf benachbarte Querve r w e r f u ngen zu¬ rückführen. In Wasserrissen, an kleinen Felsköpfen beobachtet man öfters solche ganz abnorme Schichtstellungen und meistens, wenn auch bei weitem nicht in allen Fällen, findet man dann an solchen Stellen einen Knick oder ein stufenförmiges Ab¬ setzen im Verlauf der Gesteinsgrenzen. Es liegt also offen- sichtlich eine Schleppung an Querstörungen vor, ob aber die Gesteinsschichten selbst in die ostwestliche Richtung umbiegen, oder ob bloß die Schieferung quer zum Schichtenstreichen ver¬ läuft, ob also in der Nachbarschaft der Störungen eine Elexur oder eine Transversalschieferung eintritt, läßt sich meist in Ermangelung guter Aufschlüsse nicht feststellen. Im Norden des Gebietes wächst mit der Annäherung an die innersude tische Hauptverwerfung die Zahl der Querstörungen. Ihre Sprungweite ist nicht sehr groß, sio verursachen meist nur 26 Einleitender Teil. seitliche Verschiebungen der Grenzen von 50 — 100 m, selten von 200 — 300 m, und da die Schichten geneigt liegen, so be¬ trägt die Verschiebung quer zur Schichtfläche gemessen nur 40 — 80 m bezw. 160 — 240 m. Die Schleppungen an Querstörungen haben ältere Beob¬ achter mehrfach dazu verleitet, für das 2;anze Gebiet in der Nähe der nördlichen Hauptverwerfung ein nordwestliches Streichen anzunehmen (vgl. WEBSKY’s Kartenskizze (8) und auch die geologische Karte der Niederschlesischen Gebirge von Bey- RICIL Rose, Roth und Runge (9)). Erhöht wird der Eindruck einer Streichungswendung im Kupferberger Gebiet dadurch, daß auch die Porphyrgänge und ein großer Teil der Erzgänge nordwestlich verlaufen, und der Irrtum früherer Beobachter ist um so erklärlicher, als die Gangnatur der Felsite früher keineswegs feststand und ein Teil der Erz Vorkommnisse tat¬ sächlich Lagernatur auf weist (Einigkeitsgang), so daß beim häufigen Auftreten von paralleler Lagerung der an den Gang anstoßenden Schiefer durch Transversalschieferung, auch die anderen Gänge leicht für Lager gehalten werden konnten. Unmittelbar an der Hauptverwerfung ist meist eine überaus starke, bis ins kleinste gehende Zerteilung des Gesteines durch Parallelklüfte sichtbar. Sie streicht wie die Verwerfung N 45° W und fällt steil nach- Norden ein; diese Eallrichtung wird man also auch für die Verwerfungsspalte annehmen müssen. Im Einschnitt der Straße vom Roten Adler nach Rudelstadt ist stellenweise deutlich zu sehen, daß die parallele Zer¬ klüftung quer zum lagenförmigen Aufbau des Diopsidamphibo- lites verläuft. Die Verruschelungszonen an der Hauptver¬ werfung führen oft kleine Erztrümer (meist Kalkspat) mit. Versuchsbaue und Pingen am Südhang der Bleiberge bezeich¬ nen daher deutlich den Verlauf dieser Dislokationen (beson¬ ders z. B. am Karlsberge, wo schöne sternförmig gruppierte Quarzkrystalle in der Gangart auf treten). Einen bedeutenden Einfluß auf die Lagerungsformen er¬ reichen die Querverwerfungen wieder in der Gegend von Wolfs- Lagerung. 27 hau. Schon am Wächterrand und an der Kanzel lassen sich Qucrverschiebungcn an der Grenze von Granit und Gneis nach- weison. beide mit der Tendenz, den Westfltige'l ins Liegende, also nach Norden zu verwerfen. Im allgemeinen verläuft aber o die Grenze der krvstallinen Schiefer vom Zeisig h übel bis zum Babenstein ungefähr geradlinig. Dann tritt aber plötzlich in den Krummhübeler Gemeindeanlagen weit nordwestlich von der Verlängerung dieser Grenzlinie wieder Gneis und Granitgneis auf, weiter westlich aber springt die Granitgrenze um zwei volle Kilometer wieder ins Hangende und erst am Abhang des Wolfshübels 3/2 km südlich von der großen Brücke über die Lomnitz nimmt sie ihren üblichen NO — SW-Verlauf an. Der Gneis der Krummhübeler Anlagen bildet also in gewissem Sinne einen weit in das Granitgebiet eingreifenden, von ver¬ schiedenen Verwerfungen begrenzten tektonischen Graben. Es liegt jedoch genau genommen eine vollkommen abgetrennte Gneisscholle im Granit vor, denn die Verbindung dieses Gnei¬ ses mit dem Hauptgneismassiv ist zwar von diluvialen Bildun¬ gen bedeckt, aber verschiedentlich lugen unter den Schottern Granitmassen hervor, welche diesen Gneis vom Gestein des Rabenberges trennen. Immerhin ist das Vorhandensein einer Grabenversenkung durch den Verlauf der Grenze zwischen Gneis und Glimmerschiefer sichergestellt. Andere Querstörungen z. B. bei Dittersbach, Haselbach u. s. f. sind von rein örtlicher Bedeutung. Erwähnt sei nur noch eine, die durch den Sattel zwischen Beerberg und Buch¬ berg ins Schiefergebiet eintritt, sich aber schon bald hinter Neu-Weißbach auskeilt. Längsverwerfungen kommen in unserem Gebiet nur selten in die Erscheinung. Auf der Spezialkarte tritt nur eine Verwerfung am Büttnerberge hervor. Auch die scheinbar kon¬ kordante Grenze zwischen den Grünschiefern und den Phvl- liten bei Kunzendorf muß man als Längsverwerfung bezeich¬ nen, denn wenn die Grünschiefer nicht als streichende Eort- setzung der Amphibolite in geringerer Metamorphose aufgefaßt 28 Einleitender Teil. werden, so muß man ihr Gebiet als eine zwischen dem Schiefer¬ gebiet und den hier durch eine Verwerfung anlagernden Culm- sedimenten eingeklemmte Bruchstaffel ansehen. Die Seltenheit streichender Verwerfungen ist ganz sicher nur scheinbar und nur dadurch bedingt, daß man die streichen¬ den Verwerfungen von den natürlichen Schichtgrenzen nicht unterscheiden kann. Wie überaus häufig sie in Wirklichkeit sind und wie sehr gerade sie den absätzigen, oft auskeilenden Bau der einzelnen Schiefereinlagen verursachen, wurde schon in des Verfassers Arbeit über die Magneteisenerzlager von Schmiedeberg auseinandergesetzt und die neueren Aufschlüsse der Bergfreiheitgrube haben die dort über die Lagerungsver¬ hältnisse geäußerten Ansichten in vollem Umfange bestätigt. Auch in den Rothenzechauer Gruben läßt sich die große Häufig¬ keit streichender Dislokationen nachweisen. Die Intrusivlager von Gneis erscheinen meist kon¬ kordant zwischen den Schiefern und nur ihr oft sehr schnelles Auskeilen läßt schon im allgemeinen Kartenbilde ihren durch Injektion gebildeten Ursprung vermuten. Stumpf wie die Erup¬ tivlager selbst keilen sich auch die Zungen und Linsen vom Nebengestein aus, die sie umschließen. Das vollkommenste Bei¬ spiel derartiger Einlagerungen im großen bieten die beiden Am- phibolitlinsen des Dürrberges und Glashügels. Die Entstehung dieser beiden Berge durch das Herauspräparieren von Linsen sehr festen Gesteines (Amphibolit) aus einem minder festen (Gneis) tritt besonders in die Augen, wenn man die Land¬ schaft an der Gabelung der Landstraßen dicht östlich vom Schmiedeberger Paß stehend nordwärts überschaut. Auch bei näherer Betrachtung hebt sich die Amphibolitgrenze als deut¬ licher Geländeknick am Gehänge dieser Berge ab. Der einzige wirklich gute Aufschluß der Grenze zwischen Gneis und Schiefer ist der Bahneinschnitt am Harteberge bei Haselbach. Hier sieht man den granitisch-körnigen bis schwach flaserigen Gneis in vielen Apophysen teils konkordant, teils querschlägig den Amphibolit durchsetzen. Große eckige Bruch- Lagerung. 29 stücke vom Amphibolit liegen im Gneis und zungenförmige Einlagerungen sind durch querverlaufende Grenzflächen stumpf abgeschnitten. An solchen Quergrenzen und in den Quer¬ trümern ist der Gneis meist besonders quarzreich und führt einzelne Hornblendenester (Fig. 3). Figur 3. Intrusionen von Gneis in den angrenzenden Amphibolit im Bahn¬ einschnitt des Harteberges zwischen den Stationen Haselbach und Dittersbach. (Handzeichmmg nach einer Photographie.) Die östliche Grenze des westlichen und mehr noch die westliche des östlichen Gneises wird markiert durch eine Zone innigster Wechsellagerung, die dort, wo sie eine größere Breite einnimmt, als besondere Bildung auf den Karten dargestellt werden mußte. In diesem Injektionsgebiete, welches im Korden allein den Gneis repräsentiert, bestehen auch auf den Höhen, wo eine Verrollung nicht möglich ist, die Lesesteine fast zu gleichen Teilen aus Gneis und Amphibolit. Aufschlüsse sind in diesem 30 Einleitender Teil. Gebiet sehr selten. Die wenigen Felsköpfe bestehen der größe¬ ren Festigkeit des Amphibolites entsprechend meist nur aus diesem. Der einzige natürliche Aufschluß, der Amphibolit und Gneis zugleich zeigt, ist der Pfaffenstein im Beußendorfer Forst. Einen künstlichen Aufschluß im Injektionsgebiet stellt der Bahneinschnitt am Bahnhof Haselbach dar. Zu bemerken ist noch, daß der Zoisitamphibolit auf die Grenze von Gneis und Amphibolit beschränkt scheint und daß der lange schmale Streifen dieses Gesteines, der sich vom Saal- liügel nach Süden erstreckt, wahrscheinlich als Kiel einer Gneis¬ linse zu betrachten ist. Hierfür spricht sehr der Umstand, daß auch noch weit südlich von der äußersten Spitze des Gneises, am Südabhang der Scheibe, vereinzelte Gneisstücke im Ge¬ biet des Zoisitamphibolites gefunden wurden. Die den Gneis umlagernden Sedimente und Ergußdecken o O zeigen ein viel selteneres und viel spitzwinkligeres Auskeilen als die Intrusivgesteine. Am stärksten ist der Linsenbau im Süden des Blattes Schmiedeberg ausgebildet, noch weiter süd- O O lieh, im Phvllitgebiet, besonders auf böhmischem Gebiet, wer- den die Lagerungsverhältnisse wieder übersichtlicher. Auch im o O Korden auf Blatt Kupferberg streichen die einzelnen Schichten meist durch das ganze Gebiet hindurch, so daß man hier be¬ sonders leicht ein Normalprofil aufstellen kann. Im Kolben¬ kammgebiet ist dies indessen unmöglich, weil hier alle Ge- steine nur in langgestreckten Linsen auftreten und diese Linsen kein bestimmtes Niveau einnehmen, sondern sich in den ver¬ schiedensten Horizonten wiederholen. Dies gilt besonders von den als Feldspatamphibolit und als Feldspatglimmerschiefer bezeichneten Gesteinen, aber auch die Quarzite, Graphit¬ schiefer, Kalksteine und Paragneise zeigen dieses Verhalten. Die Ursache dieses absätzigen und regellosen Auftretens der Einlagerungen im Glimmerschiefer ist offenbar eine starke isoklinale Zusammenfaltung des ganzen Gebietes, die es be¬ wirkt, daß dieselbe Schicht mehrmals in demselben Profil in scheinbar konkordanter Überlagerung ausstreicht. Durch Aus- Lageruüg. 31 wal'zung des Mittelschenkels mögen die Faltungen oft in streichende Überschiebungen übergehen und stellenweise ist wohl mehr Schuppenstruktur als Isoklinalfaltung vorhanden. Die Profil Wiederholung kann man nur stellenweise, wo die Verhält¬ nisse ziemlich einfach liegen, einigermaßen feststellen. Es scheint z. B. eine bestimmte Reihenfolge der Einlagerung : Feldspatamphibolit, Graphitschiefer, Kalkstein nördlich des Schmiedeberger Passes zu bestehen, sich in der Paßlinie zu verdoppeln und dann die eine Reihe im Bogen, der Schiefer- umbiegung folgend nach Westen auszubiegen, die andere aber mit geringerer Biegung südwärts auf den Molkenberg zuzu¬ streichen. Ähnliche Verhältnisse wie im Gebiete des Kolbenkammes scheinen weiter im Norden bei Kupferberg die große Ver¬ breiterung des Diopsidamphibolits und die Glimmerschieferein¬ lagerung der Adlergrube zu verursachen. Schichtenbiegungen und Schichtenstauchungen sind an den Amphibol itblöcken von Dreschburg mehrfach zu beobachten und für häufiges Auf¬ treten von Verwerfungen spricht die unregelmäßig eckige Form der Glimmerschieferscholle der Adlergrube. II. Petrographischer Teil. A. Gruppe des Glimmerschiefers. Die Glimmerschiefer. Die Glimmerschiefer bilden mit ihren Einlagerungen ein ausgedehntes und vermutlich weit über tausend Meter mächtiges Schichtensystem, welches sich von dem südlichsten Punkt un¬ seres Gebietes, der Grenzecke am Forsthaus Rehorn bis zum j Popelberge nördlich von Kupferberg lückenlos verfolgen läßt. Es ist in seinem größten Teile zwischen Schmiedeberg und der Schneekoppe von Orthogneisen stark durchsetzt und stellenweise geradezu aufgeblättert. Die wahre Mächtigkeit ist daher schwer zu bestimmen, zumal man auch nicht wissen kann, ob und in¬ wieweit durch Isoklinalfaltungen dieselben Schichten sich mehr¬ fach im Profil wiederholen. Der Krystallinitätsgrad ist in dem weiten Gebiet, welches die Glimmerschiefer bedecken, sehr verschieden. Ganz abge- sehen davon, daß große Teile z. B. am Ochsenkopf durch Kontaktmetamorphose in hochkrystalline Cordieritgneise ver¬ wandelt sind, ist auch außerhalb des Kontaktbereiches eine merkliche Abnahme der Krystallinität von Korden nach Süden zu beobachten. Drei Ursachen können hierfür in Frage kom- men. Erstens ein facieller Wechsel des Urmateriales, daß z. B. in gewissen Gebieten das ursprüngliche Sediment, aus dem die Glimmerschiefer hervorgingen, einen höheren, in anderen einen niederen Feldspatgehalt hatte, so daß hier gneisartige Gesteine, dort reine Glimmerschiefer entstanden. Ein derartiger primärer Faciesunters'chied scheint z. B. zwischen dem großen Gebiet Gruppe des Glimmerschiefers. 33 südlich von Hohenwaldau und dem kleinen Gebiet nördlich von diesem Ort zu bestehen. Zweitens kann auch eine Kontakt¬ wirkung der Orthogneisinjektionen vorliegen, so daß also dort, wo Orthogneis in größeren Mengen auftritt, der Glimmerschiefer stärker krystallin ist, als abseits von den Gneiseinlagerungen. Ein solcher Unterschied scheint in der Tat vorzuliegen, inso¬ fern als der Schiefer am Eorstkamm im allgemeinen aus größeren Muscovitblättern besteht als am Kolbenkamm. Vor allem aber scheint die reichliche Ausscheidung von Granat ganz auf das Gebiet intensivster Intrusion mit Orthogneis be¬ schränkt zu sein. Drittens endlich besteht aber zweifellos auch ein Unterschied infolge verschieden starker Gebirgsdruck- wirkung, also ein Unterschied der Tiefenstufe im Sinne BeCKE's und GeüBENMANN’s. Die Gesteine des Rehorngebirges sind meist noch echte Phyllite und nur allmählich gehen sie ungefähr in der Gegend der Moos - Baude in Glimmer¬ schiefer über. Man könnte wohl denken, daß auch hierin nur eine Kontaktwirkung des Orthogneises läge, da ja der Phyllit besonders weit abseits von den Orthogneisinjektionen auftritt. Aber zugleich mit der Abnahme der Krystallinität werden auch offensichtlich die Lagerungsverhältnisse einfacher, die Amphiboliteinlagerungen lassen sich auf weitere Strecken hin verfolgen und vor allem bildet bei Albendorf der Kalkstein, der im Glimmerschiefer stets nur in kurzen Linsen auftritt, weit¬ hin verfolgbare Lagerzüge. Es hat also unverkennbar im Phyllitgebiet ein geringerer gebirgsbildencler Druck geherrscht als im Glimmerschiefergebiete. Die normalen Glimmerschiefer unseres Gebietes unterschei¬ den sich wenig von dem Bild, welches uns diese Gesteine in anderen Glimmerschiefergebieten zeigen. Die beiden Haupt¬ gemengteile sind Quarz und Muscovit. Nie fehlende Neben¬ gemengteile sind etwas Orthoklas und etwas Biotit. Die Pa¬ rallelstruktur ist stets sehr vollkommen, die Quarzindividuen sind stark verzahnt und durch Muscovitflasern getrennt in Lagen angeordnet. Palimpseststrukturen pflegen besonders dann her- 3 Neue Folge. Heft 68. 34 Petrographischer Teil. vorzutreten, wenn Feldspat in größerer Menge sich beteiligt, da dieses Mineral weniger leicht sich sekundär umsetzt als der Quarz und daher seine Geröllnatur meist besser beibehält als dieser. Die krystallographische Natur des Muscovites be¬ dingt in erster Linie den Unterschied zwischen den als Phvllit und den als Glimmerschiefern bezeichneten Abarten. Im Phvllit €/ sind die Flasern ein höchst feinschuppiges Sericitaggregat, im Glimmerschiefer meist ein Gefüge wohlindividualisierter Mus- covitblätter, die oft nicht alle streng ||g (parallel der Schie¬ ferungsebene) geordnet sind, sondern vereinzelt auch quer in den Flasern liegen. Makroskopisch läßt sich dieser Unter¬ schied dadurch erkennen, daß die Spaltflächen des Phyllits einen gleichmäßigen damastartigen Seidenglanz, die des Glim¬ merschiefers eine deutliche Auflösung der Fläche in kleine perlmutterglänzende Schüppchen zeigen. Nach diesem ma¬ kroskopischen Unterschied wurde auf der Karte die Grenze zwischen Glimmerschiefer und Phyllit gezogen, doch bleiben hierbei stets gewisse, nur nach subjektivem Ermessen zu beurteilende Übergangsstadien, wie denn auch u. d. M. in den Sericitsträhnen einzelne größere Muscovitblätter und in den Museo vitflasern einzelne feine Sericitsträhne nicht selten Vorkommen. Erwähnt sei noch, daß dort, wo sich Biotit am Aufbau des Gesteins beteiligt, dieser stets streng |]s liegt, und daß es vor¬ kommt, daß in parallel angeordneten Biotitflasern einzelne quer¬ gestellte Muscovite eingeschlossen sind. Nicht selten beteiligt sich neben dem Muscovit ein wenig Chlorit am Aufbau des Gesteines. Er liegt meist genau wie der Biotit in einzelnen Blättchen zwischen dem Muscovit ein¬ gestreut und ist in diesem Falle wohl sekundär aus Biotit ent¬ standen. Hierfür spricht auch das häufige Vorkommen von etwas Epidot in diesen chlorithaltigen Schiefern. Hier und da i * ist der Chlorit wohl infolge sekundärer Wanderungen zu kleinen wirrblättrigen Aggregaten angehäuft. Gruppe des Glimmerschiefers. 35 Als Culmgeröll wurde nördlich, von Kunzendorf ein Schie¬ fer gefunden, der ganz im Gegensatz zu allen anstehenden Ge¬ steinen eine deutliche Transversalschieferung auf weist. Auf der Spaltfläche gewahrt man verschieden gefärbte, 1 — 2 cm breite Zonen, und der Querbruch zeigt, daß diese Zonen, die ehemaligen Schichten des Gesteines, quer durch die Schiefe¬ rung hindurchgreifen. U. d. M. erscheint das Gestein als ein echter Sericit- phyllit, dessen Sericithäute jedoch oft seitliche kurze Apophysen in das umgebende Quarzaggregat senden, Apophysen. die alle nach gleicher Richtung verlaufend die Schichtflächen des Ur¬ sprungsgesteines markieren. Die Richtung der Schichtung er¬ kennt man auch an Reihen kleiner Graphitklümpchen, die dem Quarz in schräg zu a verlaufenden Reihen eingestreut sind. Ein in den Glimmerschiefern sehr gewöhnlicher Über- gemengteil ist der Turmalin. Er tritt stets nur mikroskopisch in kleinen blaugrau durchscheinenden Säulchen auf. Oft sind sie zonar gebaut, außen bräunlich, innen blaugrau. Größere Turmaline von mehr als 1/4: — 1/2 mm Länge sind nur selten. Schwer ist es zu sagen, ob dieser Turmalin als ursprüngliches Sedimentkorn in dem Glimmerschiefer von Anfang an enthalten war, oder ob er als Kontaktprodukt aus dem benachbarten Orthogneis, der sehr oft Turmalin führt, eingewandert ist. Eür ursprüngliche Beteiligung spricht das Vorkommen zer¬ brochener Säulchen, die allerdings auch bei späteren Gleitbe¬ wegungen im Gestein zerbrochen sein können. Eür nachträg¬ liche Einwanderung spricht die meist gute Krystallform der Turmaline sowie der Umstand, daß sie bisweilen Quarzkörn¬ chen umschließen, also wohl blastisch entstanden sein könnten. Als Seltenheit fand sich in der Schwarzen Drehe am Eorst-* kämm auch ein Turmalinquarzit. Das schwarze, auf den ersten Blick fast wie ein Graphitquarzit bezw. Kieselschiefer aus¬ sehende Gestein zeigt undeutliche Stengelstruktur und ist von 3* 36 Petrographischer Teil. einzelnen schütteren Muscovithäutchen auf den Schieferungs¬ flächen bestreut. U. d. M. gewahrt man ein polygonales Gefüge von klaren, nur schwach miteinander verzahnten Quarzkörnchen, dem ein¬ zelne Museovittafeln in verschiedensten Lagen eingestreut sind. Der Turmalin ist undeutlich individualisiert, mehrfach ent¬ hält er kleine Quarzeinschlüsse. Er ist pleochroitisch zwischen einem gleichmäßigen hellgelb und einem fleckigen blaugrün. Apatit, Titanit, Pyrit und Granat finden sicn akzessorisch in einzelnen Körnchen. Auf Blatt Krummhübel, besonders in der Nähe der Eorst- bauden findet sich eine Abart des Glimmerschiefers, deren Entstehung sehr wahrscheinlich auf die Kontaktmetamorphose des benachbarten Orthogneises zurückgeführt werden muß. Es ist ein feinschuppiger, oft fast phyllitisch erscheinender Mus- covitschiefer, in dem einzelne schwarze Porphyrobiasten von Biotit eingewachsen sind. Entweder sind es deutlich automorphe Krystallblättchen von beiläufig 1 mm Durchmesser, oder es sind annähernd gleich große Aggregate, die dem bloßen Auge wie hanfkorngroße schwarze Knötchen in der silberweißen schuppi¬ gen Grundmasse erscheinen. Ganz ähnliche Gesteine wurden vom Verfasser bereits aus dem Kontaktbereich des Granites von Hirschberg in Thüringen beschrieben (10), und es muß auf fallen, daß hier wrie dort das wirksame Intrusivgestein ein gneisartig gestreckter Granit ist. Liegt hier vielleicht in beiden Fällen eine druckmetamorphe Umwandlung von Cordieritsubstanz in Biotitsubstanz vor? An eine echte Pseudomorphose wäre dabei natürlich bei der rein automorphen G cstalt des Biotits nicht zu denken, sondern nur an eine völlige Neukrystallisation. Oder liegt in diesen Biotit- porphyroblasten ein für Intrusionen unter starkem Ealtungs- druck bezeichnendes Kontaktmineral, ein Piezokontaktmineral im Sinne WEINSCHENK's vor? Dann müßte man entweder eine weitgehende ehemalige Primärstreckung des Gneises annehmen. Gruppe des Glimmerschiefers. 37 oder die überall sichtbaren sekundären Kataklasen und damit den Eintritt des Faltungsdruckes in eine Zeit verlegen, in welcher der Granit eben erst intrudiert, also noch .Kontakt¬ wirkungen auszuüben imstande war. An einem der aufgefundenen Handstücke unseres Gesteines ist übrigens sehr schön die im Riesengebirge sonst so seltene Transversalschieferung nachweisbar. Das Gesteinsstück zeigt nämlich bei sonst spärlicher Ausbildung von Biotitporphyro- blasten eine scharf begrenzte Zone, in der diese viel stärker entwickelt sind und zugleich die Gesteinsgrundmasse wesent¬ lich grobkörniger ist. Diese Zone aber setzt fast rechtwinklig zur Schieferung quer durch das Gestein. U. d. M. gewahrt man ziemlich dicktafelige Biotitkrystalle, die oft || o, meist aber 1 g der Masse echt porphyroblastisch eingestreut sind. Die bei den Hirschberger Gesteinen beschrie¬ bene Erscheinung, daß die Einschlüsse in Zügen |lcs den Biotit durchsetzen, ist hier nicht so deutlich zu beobachten, da die Porphyrobiasten nur wenige scharfeckige Quarzkörnchen um¬ schließen. Sehr oft sind die Biotite durch spätere Gleitbewegungen augenartig abgequetscht, und da sie z. T. auch in Kry stall¬ gruppen und nicht nur in Einzelkrystallen auftreten, so ent¬ stehen eigentliche wirrschuppige Biotitaugen, in denen oft auch etwas sekundärer Quarz zwischen den Biotitblättern angesiedelt ist. Neben Quarzkörnchen umschließen die Biotite oft auch Rutilnädelchen, die meist von pleochroi tischen Höfen umgeben und oft zu sagenitartigen Aggregaten miteinander verwachsen sind. Die Farbe des Biotits ist meist ein sehr lebhaftes Dunkel¬ braun, so wie desjenigen der Biotithornfelse, doch kommen auch auffallend blaßbraune Biotite vor. Sekundäre Umsetzung des Biotits in Chlorit ist häufig zu beobachten. Oft ist der ganze Biotit durch Pennin ersetzt, oft ist dieser nur in schmalen Lamellen in jenen eingelagert. Meist sind die 1 G stehenden Biotite stärker chloritisiert als 38 Petrographischer Teil. die l| ö liegenden. Vereinzelt findet sich Chlorit auch zwischen den Muscovittafeln der primären Flasern. Die Grundmasse des Gesteines besteht meist aus einem feinschuppigen Gemenge von Quarz und Muscovit. Letzterer ist teils einzeln eingestreut, teils zu langen Flasern vereinigt, immer aber mit wenigen Ausnahmen ||o gelagert. Feldspat¬ körner, oft noch deutlich sedimentäre Geröllumrisse zeigend, sind sehr häufig. Als kleine akzessorische Mineralkörnchen findet man Granat, Zirkon, Titanit, Apatit, Magnetit und Turmalin. Bemerkt sei noch, daß in besonders feldspatreichen, den Paragneisen sich nähernden Glimmerschiefern nur ausnahms¬ weise eine schwache Ausbildung von Biotitporphyrobiasten be¬ obachtet wurde, während sie in quarzitischen Glimmerschiefern in ganz auffallender Häufigkeit sich findet, wie die Felsen an der Zwieselung des Wasserrisses südlich von den Forst¬ bauden zeigen. Granatführende Glimmerschiefer sind in der Umgebung des Forstkammes und Riesenkammes überaus häufig. Schon in den Glimmerschiefern zwischen Grunzenwasser und Jockel¬ wasser kann man die Granaten vielfach als hanfkorngroße Knötchen bemerken und am Granaten- oder Luderfelsen west¬ lich über dem Eulengrund erlangen sie stellenweise Walnu߬ große und sind dem Gestein so zahlreich eingestreut, daß das Glimmerschiefergewebe zwischen ihnen oft nur die Rolle eines spärlichen Bindemittels spielt. Die granatführenden Glimmer¬ schiefer sind stets recht grol^schuppig, in serici tischen oder gar phyllitischen Glimmerschiefern wurde niemals in unserem Ge¬ biet Granat beobachtet. Sehr häufig sind sie bis ins Kleinste stark gefältet. Es ist nicht ausgeschlossen, daß die Granat¬ führung als Kontaktphänomen des Orthpgneises aufzufassen ist, jedenfalls ist sie auf die Gebiete starker Wechsellagerung zwi¬ schen Gneis und Glimmerschiefer beschränkt. U. d. M. erscheint der Granat in Form der üblichen Gruppe des Glimmerschiefers. 39 kugelrunden Körner, die von den Flasern des Glimmer¬ schiefers umschmiegt werden, während die makroskopischen Körner oft deutliche Rhombendodekaederformen aufweisen. Stets ist er stark von scharfeckigen Quarzsplittern durch¬ setzt und man kann sich leicht überzeugen, daß er durch metasomatische Verdrängung der anderen Gemengteile, des Musoovits, und, wenn dieser vorhanden, auch des Ortho¬ klases, entstanden ist und dabei den Quarz als unversehrt gebliebenen Rest umschließt. Stellt man z. B. einen Schliff so zwischen gekreuzten Nicols ein, daß sein Muscovit, der ja in der Hauptsache parallel gelagert ist, auslöscht, sich also nicht vom isotropen Granat unterscheidet, so wird es oft schwer, die Granatkörner von dem umgebenden Gestein zu unterscheiden, da die Reihen der Quarzkörnchen, die man im Nebengestein gewahrt, ungestört durch den Granat hindurchsetzen. Stellen¬ weise aber ist bemerkenswerterweise eine Drehung des Granat¬ korns zwischen den gleitenden Glimmerlagen eingetreten. Dann sind die Quarzkörner zwar auch in parallelen Reihen in dem Granat angeordnet, diese Reihen haben aber eine in jedem Granatkorn verschiedene, andere Richtung als die Schie¬ ferung des Gesteines (Tafel III Fig. 1). Sind die Quarzein¬ schlüsse sehr großkörnig, so kommt es oft nicht zur Ausbildung echter runder Granatkrvstalle. sondern der Granat füllt nur t / j skelettartig an gewissen Stellen die Zwischenräume zwischen den Quarzkörnern aus. Nicht selten tritt außer den im Dünnschliff rosenroten kugelrunden Granatkörnern noch ein vermutlich älterer farbloser Granat in kleinen allotriomorphen Körnchen zwischen dem Quarz und der Grundmasse auf. Die chemische Analyse eines granatführenden Glimmer¬ schiefers von den obersten Häusern des Ortes Arnsberg, in dem der Granat allerdings z. T. schon durch Chlorit ersetzt ist, ergab folgende Werte (Analytiker Dr. KlüSS. Spez. Gew. 2,761). 40 Petrographischer Teil. Koeffizienten V. H. Mol.- •Proz. nach Grubenmann nach Osann Si02 68,35 Si02 77,24 S 77,24 a = 8 Ti 02 0,47 ai2o3 10.85 A 4,65 c = 1 AI2O3 16,46 FeO 4,34 C 0,52 f = 11 FejO, 1,29 CaO 0,52 M — FeO 3,48 MgO 2,40 F 6,74 CaO 0,43 K20 2,34 T 5,68 MgO 1,43 Na* 0 2,31 K 2,16 k2o 2,27 Töo,oo" Na20 2,13 H20 2,19 SOs 0,16 P205 0,24 99.90 Der hohe Tonerdeüberschuß ist für ein vorwiegend aus Granat und Glimmer bestehendes Gestein nicht weiter auffällig. Die theoretische Verrechnung des Kieselsäuregehaltes ergibt 411 C v. H. Quarz. Orthoklas und Albitmolekül, hier natürlich in der Form von Kali- und Natronglimmer, sind reichlich vor¬ handen (19 und 18 1/2 v. Id.). Die Menge der Magnesiaeisen¬ silikate beträgt ebenfalls etwa 19 v. H. Bei der Verwitterung zersetzt sich der Granat zu Chlorit. Meist bilden sich zunächst um den Granat herum konzentrische Lagen von Chloritblättern, auch auf kleinen Klüften, die den Granat durchsetzen, scheiden sich bald wirre Chloritaggregate aus und ersetzen zuletzt das ganze Granatkorn durch ein regel¬ loses Gemenge von kleinen Blättchen. Auch größere Chlorit- blätter können entstehen, aber niemals treten die ursprünglichen Quarzeinschlüsse des Granates etwa später als Quarzeinschlüsse eines Chloritblattes auf, sondern stets liegen die Quarze nach der Chloritisierung des Granates eingeklemmt z w ischen Chloritblättern. Die Grundmasse, welche die Granaten umschließt, ist stets ein gewöhnlicher Glimmerschiefer mit stark verzahnten. Gruppe des Glimmerschiefers. 41 keinerlei Druckwirkung zeigenden, also völlig neugebildeten Quarzen und streng \\a gelagerten Muscoviten. Palimpsest- geröllchen von Quarz sind sehr selten, von Orthoklas recht häufig. Biotit, oft in recht dicken Tafeln, und Chlorit sind nur wenig zwischen den Muscovit eingestreut. Gelegentlich finden sich ganz jugendlich quer durch die Schieferung greifende Gangtrümchen, die von Quarz und Pennin erfüllt sind. Akzessorisch findet man Apatit, Rutil, Turmalin, Ti- tanit und Magnetit, letzterer findet sich in kleinen Oktaeder- chen, die oft infolge von monströsem Yorwalten zweier pa¬ ralleler Flächen tafelförmig gestaltet sind und dann natürlich || ö liegen. Granatglimmerschiefer finden sich vielfach unter den Culmgeröllen. Bei der Fuchsbude südlich von Pfauenzahl fand sich aber auch ein eigentümliches gneisartiges Granatgestein, dessen Zugehörigkeit nicht sicher klarzustellen ist. Ein voll- kristallines, kleinkörniges, hellbräunliches Gemenge von Quarz, Orthoklas, wenig Albit und ganz spärlichem dunkelgrünem Biotit umschließt massenhaft hanf korngroße dunkelrote Granaten, die u. d. M. meist stark zersprungen erscheinen. Epidotkörnchen, Zoisitsäulchen und Muscovitflitter durchsetzen massenhaft die Feldspäte dieses Gesteins. Diejenigen Gesteine, die sich durch sehr reichlichen Feld¬ spatgehalt aus'zeichnen, würde man im Handstück vielleicht richtiger als Paragneise bezeichnen. Sie sind aber mit den Glimmerschiefern durch Übergänge verbunden und bilden keine selbständigen Schichtkomplexe, sondern nur gelegentliche feld¬ spatreichere Abarten des Schiefers. Es sind meist kurzschuppige Gesteine von einem für Gneis sehr großen Glimmerreichtum und kleinem Korn. Auch in ihnen bildet der Muscovit das haupt¬ sächlichste Glimmermineral, neben dem aber auch etwas Biotit und Chlorit vorkommt. Die üblichen akzessorischen Mineralien Turmalin, Apatit, Granat, Rutil, Magnetit, Epidot finden sich auch hier. Häufig sind in diesen Gesteinen rundliche Quarz- und Feldspatkörner mit ausgesprochener Palimpsestnatur. Bis- 42 Petrographischer Teil. weilen finden sich sogar kleine eigentliche Geröllchen, die aus zwei oder drei Mineralkörnern, meist Quarz mit Orthoklas, bestehen und sich scharf durch die Limonitbestäubung ihrer rundlichen Oberfläche vom umgebenden Gestein abheben. Auch Geröllchen von feinkörnigem, verzahntem Quarzit wurden ge¬ funden. Es ist daher nicht verwunderlich, wenn unter den Culm- geröllen auch Glimmerschiefer bezw. Paragneise mit echten makroskopischen Gerollen gefunden wurden. In einem Geröll Figur 4. Glimmerschiefer mit teils noch runden, teils augenförmigen Gerollen von Granit (Culmgeröll bei Buchwald). (Ungef. nat. Größe). ö vom Borkberg erlangen sie Erbsengroße, in dem schon früher in der Zeitschrift der Deutschen Geologischen Gesellschaft beschriebenen Geröll von Ober-Blasdorf sogar Haselnußgröße. Die Gerolle bestehen meist aus Granit mit Plagioklas und Mikroklin. Die größeren sind oft deutlich gerundet eckig, die kleineren oft linsenförmig abgequetscht (Eig. 4). Die Grund¬ masse ist ein Glimmerschiefer mit starker Palimpseststruktur und führt massenhaft kleine Geröllchen von Mikroklin, Ortho¬ klas usw., die jedoch meist stark zerbrochen sind, so daß der Gesamteindruck einer Kataklase entsteht. Gruppe des Glimmerschiefers. 43 Daß die Gerolle in diesem Gestein erhalten blieben, ver¬ danken sie bloß dem Umstande, daß sie einzeln in einer we¬ sentlich feinkörnigeren Grundmasse lagen, die sie wie eine weiche Packung rings umgab. Konglomerate, die aus dichtge¬ packtem Geröll bestanden, mußten unter dem Gebirgsdruck gänzlich zerstückt werden und ein Kataklasgestein liefern, das sich, wenn die Gerolle lediglich oder vorwiegend aus Granit bestanden, kaum von einem Kataklasgneis, der aus Granit in situ entstanden ist, unterscheiden wird. Solche Gesteine, deren Deutung als geschieferte Granite oder geschieferte Granitkonglomerate offen bleiben muß, fanden sich z. B. vereinzelt im obersten Teil von Hohenwaldau und als Culmgeröll bei Tschöpsdorf. Sie unterscheiden sich da¬ durch von den Orthogneisen, daß gelegentlich Bruchstücke in ihnen verkommen, die den Verdacht erwecken, es könnten auch Gerolle sein. Außerdem sind sie auffallend reich an Glimmer, der nicht nur in Gleitflasern, sondern in kleinen Schüppchen mannigfach dem Gestein eingestreut ist. In einem solchen Gestein wurde eine io verlaufende mikroskopische Spalte be¬ obachtet, die mit neugebildetem Biotit erfüllt ist. Dieser Biotit ist indessen streng ||o geordnet, ein Beweis, daß die Druckkräfte auch bei Ausfüllung dieser sekundären Spalte noch nachwirkten. Vereinzelt z. B. an den Neuhäusern bei den Grenzbauden und am Schartenberg als Culmgeröll kommen auch Gesteine vor, die man als halb geschiefert bezeichnen kann und die den Stempel sedimentärer Entstehung u. d. M. leicht kenntlich tragen. Sericit umzieht hier in feinen Häuten die Geröllchen und zieht sich gelegentlich gleitflaserartig ein Stück ins Ge¬ stein hinein. Interessant ist ein Gestein aus der unmittelbaren Nachbar¬ schaft der innersudetisehen Hauptverwerfung. In dieser Ge¬ gend ist der Glimmerschiefer meist feldspatreich, gneisartig und obendrein im westlichen Gebiet noch kontaktmetamorph. An der Verwerfung stellt sich nun aber eine diaplitoritisehe Schieferung ein, die sich durch Ausbildung einzelner Gleit- 44 Petrographischer Teil. flasern kenntlich macht, welche aus Sericit und bei Gegen- wart von viel Biotit aus Klinochlor bestehen. Zwischen diesen Blasern liegt der normale Schiefer mit allen Anzeichen hoch¬ gradiger Krystallisationsschieferung. Von besonderem Interesse ist eine V arietät des Glimmer¬ schiefers, die hier zuletzt aufgeführt sei, nicht, weil sie besonders selten vorkommt, sondern weil sie einen gewissen natürlichen Übergang zu den später zu beschreibenden Feldspatglimmer¬ schiefern zeigt. Sie bildet nur gelegentliche kleine Einlagerun¬ gen, die sich von den echten Glimmerschiefern nicht wie die eigentlichen Feldspatglimmerschiefer stratigraphisch abtrennen lassen. Sie hat mit jenen das Vorkommen kleiner, aber doch ma¬ kroskopisch sichtbarer Feldspatkörnchen gemein, die etwa rüb¬ senkorngroß sind und, wie man mit einer Lupe leicht feststellen kann, augenartig von der Glimmerschiefermasse umzogen wer¬ den. Es treten in diesen Gesteinen neben Feldspataugen häufig auch kleine Augen von deutlich bläulichem Quarz auf, und da u. d. M. meist auch deutlich kataklastiscke Strukturen zu be¬ obachten sind, so dürfte wohl ein Paragneis vorliegen, der aus einem Gestein mit verhältnismäßig vielen und großen Feld¬ spatkörnern entstanden ist, also ein, allerdings wesentlich klein¬ körnigeres Analogon zum Augengneis in der Leihe der Ortho- gneise darstellt. Der Muscovit findet sich hier nicht nur in Strähnen, son¬ dern oft auch kurzschuppig, also in einzelnen Tafeln cinge- streut, mit ihm parallel verwachsen kommt oft auch Chlorit (Penin) vor, doch findet sich dieses Mineral oft auch in kleinen Nestern wirr angeordneter Blättchen, die vielleicht zersetzte Granatkörner darstellen. An akzessorischen Mineralien ist Gra¬ nat, Magnetit, Titanit und Turmalin zu erwähnen. Die Feldspatglimmersehiefer. Als Feldspatglimmerschiefer sind meist sehr feinschuppige serieitreiche Glimmerschiefer zu bezeichnen, die sich besonders am Osthang des Kolbenkammes in einzelnen oft ziemlich mach- Gruppe des Glimmerschiefers. 45 tigen Lagen verfolgen und auf der Karte darstellen lassen. x4m Forstkamm finden sie sich nur in einzelnen Lesesteinen. Im Querbruch gewahrt man hier ein Gemenge dicht an¬ einander gepackter Feldspäte, die durch ein feinschuppiges Bindemittel von silbergrauer oder grünlichgrauer Farbe zu¬ sammengehalten werden. Auf dem Längsbruch treten diese Feldspatknötchen meist nur als kleine Erhebungen, seltener als eigentliche helle Feldspatquerschnitte von regelloser Um¬ grenzung hervor. Am besten kann man das Gestein in der Forstabteilung 174 nordwestlich von der Glocke beobachten. Eine Analyse dieses Feldspatglimmerschiefers, hergestellt im Laboratorium für Ge- steinsanalvse an der Kgl. Geol. Landesanstalt durch Herrn Dr. v O KlüSS. erg ab folg ende Werte (spez. Gew. 2,697) : Koeffizienten v. H. Mol.- Proz. nach Grubenmann nach Osa> Si02 78,05 Si02 85,46 8 85,46 a = 11 Ti02 0,30 Al2 O3 6,94 A 4,30 0= 1 ai2o3 10,81 FeO 2,47 C 0,31 f= 8 Fe2 03 1,86 CaO 0,31 M — FeO 1,07 MgO 0,52 F 2,99 CaO 0,27 k2o 3,67 T 2,33 MgO 0,32 Na2 O 0,63 K 2,90 k2o 5,26 100,00 Na2 0 0,60 h2o 1,01 so., 0,12 p2 05 0,22 99,89 Das Gestein ist also sehr kieselsäurereich (56 v. H. Quarz). Das andere ist fast alles Orthoklas und Kaliglimmer (291/2v.H.), daneben etwas Albit bezw. Natronglimmer (5 v. H.). Femische Gemengteile sind nur 81/2 v. H. vorhanden, und zwar nach dem hohen Tonerdeüberschuß zu schließen, vorwiegend Biotite. U. d. M. erweisen sich die Feldspäte ausnahmslos als Ortho- 46 Petrographischer Teil. klase, die oft Zwillingsbildung nach dem Karlsbader Gesetze erkennen lassen. Meist sind sie von feinem Magnetitstaub in linearer Anordnung durchsetzt, und auch Quarzeinschlüsse zei¬ gen oft eine parallel diesen Erzstaubstreifen langgestreckte Form. Dabei stehen die Streifen meist nicht [je, sondern sind durch Drehung der Feldspatkörner in verschiedene schräge Lagen gebracht. Es kommen auch Feldspäte vor, die innen von Erzstaub durchsetzt sind, außen aber eine völlig klare Landpartie haben. Offenbar sind die Erzstreifen also als Palimpsestbildungen, die Feldspäte als ältere, durch weiter¬ gehende Gleitbewegungen zur Augenform degradierte Porphyro¬ biasten anzusehen. Für eine ursprünglich sedimentäre Ent¬ stehung spricht auch die im Querbruch oft deutliche Zusam¬ mensetzung aus einzelnen voneinander verschiedenen 1—2 cm starken Gesteinslagen. Die Grundmasse des Gesteins besteht zumeist aus Quarz und Muscovit. Der Quarz ist meist nicht undulös und seine Individuen sind stark verzahnt. Der Musco¬ vit bildet Flasern, die jedoch oft dadurch, ' daß die einzelnen Blätter nicht streng ( [ a geordnet sind, sondern in flachem Win¬ kel ineinander eingreifen, zu zopfartigen Querschnittsbildern Veranlassung geben (Tafel III Fig. 2). Hier und da finden sich auch einzelne kurze dicktaflige Muscovite vollkommen senkrecht zur Schieferungsrichtung gestellt. Wirre, nestförmige Anordnung der Muscovite ist selten. Chloritblätter sind dem Muscovit oft zwischengestreut. Akzessorisch findet sich Gra¬ nat, Magnetit, Apatit, Titanit und Epidot. Auch unter den Culmgeröllen fand sich ein Feldspatglim¬ merschiefer, dessen Grundmasse jedoch durch reichliche Limo¬ nitausscheidung zwischen den Glimmerblättchen rostrot, dessen Feldspäte durch beginnende Zersetzung porzellanartig weiß er¬ scheinen. In der Nähe des Grenzsteines Nr. 38 fand sich ein Gestein, welches makroskopisch sich eng an die Feldspatglimmerschiefer anschließt, mikroskopisch aber gewisse Beziehungen zu den Porphyroiden zeigt. Es liegen nämlich hier in einer fein-. Gruppe des Glimmerschiefers. 47 schuppigen Quarzsericitgrundmasse große unregelmäßige, oft nach dem Karlsbader Gesetz verzwillingte Orthoklase. Mehr¬ fach wurden auch Einstülpungen der Grundmasse in die Ortho¬ klase, wie sie bei Eruptivgesteinen infolge von Resorptionen verkommen, beobachtet. Da jedoch die Grundmasse sehr seri- eitisch ist, so kann hier auch ein Einwuchern der Sericiti- sierung in die Feldspäte vorliegen. Die Orthoklase, die ebenfalls, wenn auch sehr schwache Einstreuungen von Ferritstaub und regenerierte Ränder haben, verdankten dann also ihre ziemlich automorphe Umgrenzung nicht einer porphyrisehen, sondern einer porphyroblastisehen Entstehung. An diesem Gestein ist makroskopisch die beson¬ ders auf dem Längsbruch hervortretende weingelbe Farbe auf¬ fällig, die für Sericit so sehr bezeichnend ist. Die Kleinaupaer Gneise. Am Ostabhange des Kolbenkammes findet sich eingelagert zwischen die Glimmerschiefer ein Gneisgestein, welches sich jenseits der Reichsgrenze, soweit die dort vorgenommenen Be¬ gehungen das feststellen lassen, noch über weite Gebiete hin erstreckt und deshalb kurz nach der böhmischen Ortschaft Kleinaupa, in deren Umgegend es besonders verbreitet ist, als Kleinaupauer Gneis bezeichnet werden mag. Es ist ein kurzschuppiges, meist ziemlich kleinkörniges und ebenschiefriges Gestein. Der Biotit tritt hier vollkommen zurück,, so daß man es als Muscovitgneis bezeichnen kann. Der Feldspat ist vorwiegend Orthoklas, doch spielt auch der Plagioklas eine bemerkenswerte Rolle. Die Struktur zeigt deutlich kataklastische Züge, es ist aber offensichtlich auch Krystallisationsscliieferung bezw. Re- krystallisation am Ausbau des Gefüges beteiligt. Auch hier zeigt sich, daß der Museo vit sich dem Gesetze der parallelen Auskrystallisation unter Druck nicht streng unterordnet. Es wurden sogar linsenförmige Muscovitpartien gefunden, deren Längsrichtung natürlich \\a liegt, in denen aber die La- 48 Petrographischer Teil. mellierung nach der Fläche 100 ±g\ also quer zur Längsrichtung der Linse steht. Insgesamt macht das Gestein nicht den Eindruck, daß es aus einem Granit hervorgegangen ist. Vielmehr scheint schon primär viel Muscovit vorhanden gewesen zu sein. Es unter¬ scheidet sich in seinem Habitus so auffällig von den Schmiede¬ berger Orthogneisen und hat so viele Ähnlichkeiten mit den feldspatreicheren Arten des Glimmerschiefers, daß es viel wahr¬ scheinlicher ein Paragneis als ein Orthogneis ist. Vielleicht ist es aus einer glimmerreichen Arkose durch Krystallisations- schieferung und Druckumformung hervorgegangen. Als auf¬ fallend muß auch bemerkt werden, daß es ganz nahe an der Zone liegt, wo der Glimmerschiefer in Phyllit übergeht, also sehr gering metamorphosiert ist. Läge ein Granit dem Ge¬ stein ursprünglich zugrunde, so sollte man erwarten, daß dieser eine viel geringere Umwandlung durchgemacht hätte als die, welche von einem granitischen Tiefengestein zu einem kurz- scliuppigen Muscovitgneis dieser Art führt. Ob das gesamte Kleinaupaer Gneisgebiet auch auf böhmi¬ scher Seite als Paragneis zu bezeichnen ist, kann natürlich nur durch eingehende Untersuchung festgestellt werden. Es bildet nach der Darstellung auf BeykiCH s Geologischer Karte (9) ein großes, ausgedehntes Gneismassiv und wird wahrschein¬ lich zu großen Teilen als Orthogneis aufzufassen sein. In der Hauptsache scheint sich aber der Gesteinscharakter in den nördlichen Teilen gleich zu bleiben. Nur am Kleinaupaer Kuh¬ berge wurde in vereinzelten Lesesteinen ein Gneis gefunden, der sich eng an die Augengneise anschließt. Er ist entweder aus einem kleinen Stock von Intrusivgestein hervorgegangen, oder es fanden sich, was auch möglich wäre, hier in den Sedimenten vereinzelt Konglomerate von älterem granitischem Material. Die Ampkibolitlinsen in den Glimmerschiefern. Amphibolite finden sich nur in kleinen Linsen, aber an den verschiedensten Stellen in den liegenden Teilen der Glim- Gruppe des Glimmerschiefers. 49 merschiefer eingelagert. Diese liegenden Amphibolite unter¬ scheiden sich scharf von den Feldspatamphiboliten, die im hangenden Teil des Glimmerschiefers langgestreckte Einlage¬ rungen bilden. In naher Beziehung stehen sie dagegen zu den Amphiboliten der Schmiedeberger Erzformation. Makroskopisch erscheinen sie meist als dichte schwarzgrüne, nur schwach ge- schieferte Gesteine, die infolge ihres auch dem bloßen Auge schon kenntlichen feinfilzigen Baues außerordentlich zäh und fest sind. Meist bestehen sie aus einem Gemenge von Ortho- klas, Plagioklas. Quarz und dunkelgrüner Hornblende, welches Parallelanordnung besonders der Hornblenden erkennen läßt. Magnetit fehlt niemals, meist sind die Körner von feinen Ti- taniträndern umgeben. Sehr oft gesellt sich zur Hornblende ein tief brauner Biotit. Apatit, Granat und Epidot sind häufige Übergemengteile. Ein Amphibolit, der sich bei der Jagdhütte im oberen Eulengrunde fand, zeigt im Querbruch weißliche, meist erbsen¬ große Linsen. Diese Linsen, die nur im angewitterten Zustand weiß, im frischen Gestein aber ziemlich dunkel grünlichgrau erscheinen, bestehen aus einem sehr feinen, auch mit starker Vergrößerung kaum auflösbaren Filz von Zoisit, Sericit, Epi¬ dot und vagabundierenden Hornblendenädelchen. Es scheinen also hier linsenförmig abgequetschte, saussuritisch umgewan¬ delte Plagioklase vorzuliegen, die im Ursprungsgestein offen¬ bar jmrphyrisch eingesprengt lagen. Der Amphibolit ist also wahrscheinlich aus einem diabasporphyritischen Gestein durch Metamorphose entstanden. Ein Gestein vom Luderfelsen zeigt derartig grobstenglige Hornblendesäulchen, daß sie schon mit bloßem Auge leicht erkennbar sind, es liegt also hier, zumal der Quarz zurücktritt und der Feldspat gänzlich fehlt, ein Strahlsteinschiefer vor. Die Zwickel zwischen den Hornblende¬ säulchen sind von Sericit und Quarz erfüllt. Die groben Horn¬ blenden sind ausgesprochen schilfig. Daneben findet sich eine jüngere Generation von Ampliibolkry Ställchen, die in feinen Xädelchen kreuz und quer den Quarz durchspießen und oft Neue Folge. Heft 68. 4 50 Petrographischer Teil. zu wirrem Filz sich vereinigen. Magnetit enthält dieses Ge¬ stein in besonders großer Menge. Der Amphibolit, der sich auf einer kleinen Anhöhe west¬ lich vom Eingang des Eulengrundes findet, ist ‘fast völlig unge- schiefert und fällt auf durch die fast haselnußgroßen Horn¬ blendeindividuen, die in einer schwarzgrünen feinkörnigen Grundmasse von Orthoklas und kleinen Hornblenden eingebettet liegen. Die großen Hornblenden erscheinen u. d. M. typisch porphyroblastisch, daneben durchschwärmen tausende von kleinen vagabundierenden Hornblendenädelchen die Grund¬ masse. Lebhaft brauner, stark pleochroitiseher Biotit ist mas¬ senhaft in kleinen Blättchen eingestreut. Plagioklas ist nur sehr wenig zugegen. Wie ein schwach gestreckter Diorit erscheint dem bloßen Auge ein Gestein, das sich im Forstrevier 14 nahe südlich von den Forstbauden fand. Schon das bloße Auge erkennt hier ohne Mühe eine reichliche Beteiligung von Biotit. U. d. M. gewahrt man eine kleinkörnige Feldspatmasse, die || g durch wuchert ist von grüner Hornblende, braunem Biotit und vielen zackigen von Titanit umrandeten Magnetitnestern, welche offenbar durch Entmischung aus Titanomagnetit hervor¬ gegangen sind. Die Hornblende zeigt nicht selten Zwillings¬ bildung nach 100. Der Biotit ist in den kleinen Täfelchen meist streng automorph, die größeren Biotite zeigen die buchti- gen und löcherigen Formen porphyroblastischer Krystallbildun- gen. Der Feldspat ist teils Orthoklas, teils Albit, letzterer, wie die Zoisitdurchstäubung erkennen läßt, offenbar aus einem ba¬ sischeren Plagioklas hervorgegangen. Bemerkenswert ist in die¬ sem Amphibolit das Vorkommen ziemlich großer, wenn auch immer noch mikroskopischer Kryställchen von Titanit und Orthit. Makroskopisch ähnlich, aber noch stärker gestreckt und daher gneisähnlicher ist ein Gestein vom oberen Ende des Zickzackweges im oberen Eulengrund. Man würde dieses Ge¬ stein, welches als farbigen Gemengteil nur Biotit enthält, leicht Gruppe des Glimmerschiefers. 51 für einen granitischen Orthogneis halten, wenn nicht ein sehr reichlicher Gehalt von Diopsid uns belehrte, daß hier ein ur¬ sprünglich hornblende- oder augitf fahrendes Gestein vorliege, also ein dioritischer Orthogneis und damit, zumal er als ganz kleine Linse im Glimmerschiefer auf tritt, ein Gestein der amphibolitischen Klasse. Bemerkenswert scheint es, daß dieses Gestein u. d. M. auch ziemlich große Körnchen von rosenrotem Granat beobachten läßt. Erwähnt sei hier noch ein schwarzgrüner, höchst fein¬ schuppiger, mehr plattig und schiefrig brechender Amphibo- lit, der eine kleine Linse im Glimmerschiefer am Fuße des Wochenbettes bildet. Er zeigt u. d. M. ein Gemenge von Quarz, Orthoklas und grobstengliger Hornblende, mit etwas Magnetit, gelegentlichen Sericitnestehen und Apatit und Granat¬ körnchen, die in einer außerordentlich vollkommenen Parallel¬ struktur miteinander verwachsen sind. Bei starker Vergröße¬ rung gewahrt man eine Anzahl kleinster vagabundierender Hornblendenädelchen in den Quarzen und Feldspäten. Die Kalksilikatgesteine. Als Kalksilikatgesteine wurden diejenigen Schieferarten zu¬ sammengefaßt. die aus reinen Kalken oder aus stark kalkhalti¬ gen Sedimenten infolge eines mehr oder weniger vollständigen Ersatzes der Calcium- und Magnesiumcarbonate durch Cal¬ cium- oder Magnesiumsilikate hervorgegangen sind. Die weitaus häufigste Erscheinungsform dieser Gesteine ist die feinkörniger bis dichter hellgraugrüner Massen, die durch einzelne kurze, untereinander parallele Glimmerflatschen eine ganz weitläufige Flaserung erhalten. Sie haben ihr Analo¬ gon in schwach flaserigen Kalkglimmerschiefern, mit denen sie auch durch Übergänge verbunden sind. U. d. M. bestehen sie zum größten Teile aus farblosem Diopsid, der kryptokrystalline Massen bildet, aus denen sich einzelne größere Körner hervorheben. Daneben findet sich nur wenig Quarz und Albit. Die Flasern bestehen in den schwach 4* 52 Petrographischer Teil. gestreckten Gesteinen nur aus feinkörnig zerriebenem Diopsid, dem etwas Limonit in schmutzigen Streifen eingestreut ist. Geht die Schieferung weiter, so bilden sich in den Gleitzonen lange Sericitflasern aus, denen auch wohl etwas Biotit einge¬ streut ist. Zugleich wird der Diopsid mehr und mehr durch Epidot ersetzt. In gewissem Sinne liegen also hier diaphtoriti- sche Bildungen vor, wenn man die Diopsidausscheidung im Kalk als eine etwas »tiefere« Metamorphose auffassen will. In¬ dessen sind die Diopsidgeisteine wohl nur als das Ergebnis einer statischen, unter allseitigem, aber nicht sehr hohem Druck er¬ zeugten, rein chemischen Umsetzung aufzufassen, die Epidot- sericitgesteine hingegen sind durch dynamische, mit Aus¬ walzung verbundene Metamorphose (unter Streß) aus ihnen ent¬ standen zu denken. Magnetit, Apatit und Granat finden sich akzessorisch in beiden Gesteinsgruppen, einmal wurde auch Orthit beobachtet. Hier und da ist die Sericitmasse zu kleinen phanerokry stallinen Museo vittaf ein auskrystallisiert. Einzelne Abarten der Kalksilikatgesteine zeigen keine Ela- serung, sondern bilden dichte, strukturlose, grünlichgraue Mas¬ sen. U. d. M. erkennt man jedoch auch hier meist eine deut¬ liche Parallelstruktur, die allerdings mehr durch parallel- schlierige Anhäufungen der einzelnen Mineralien als durch Parallelstellung ihrer Längsrichtungen verursacht wird. Der Mineralbestand ist derselbe. Sehr interessant ist ein dem unbewaffneten Auge dicht erscheinendes Gestein aus der Nähe des Kalkwerkes am Koten Wege (nordwestlich von Haselbach). Dieses besteht aus ab¬ wechselnd glimmerreicheren und diopsidreicheren Lagen, was auf UmkrystaLisation eines ehemaligen Kalkglimmerschiefers schließen läßt. An der Grenze der einzelnen Lagen haben Gleitbewegungen stattgefunden und der Diopsid ist zu einem ||' ö gefaserten, schmutziggrünen Hornblende- bezw. Uralitaggre- gat umgewandelt. In einem nahe der Granitgrenze an der Fischbachquelle gefundenen Kalksilikatgesteine findet sich auch u. d. M. 'ziem- Gruppe des Glimmerschiefers. 53 lieh groß individualisierter Titanit in buchtig und lappig ausge¬ bildeten Körnern, die einen bei diesem Mineral sonst unge¬ wöhnlichen Pleochroismus zwischen rötlichbraunen und gelb¬ lichbraunen Farbtönen zeigen. Bei der kurzen Charakterisierung der Feldspatamphi- bolite im einleitenden Teil war schon erwähnt worden, daß diese Gesteine z. T. sehr kalkreich sind und in fla- serige Kalkchloritschiefer übergehen. Es ist daher sehr er¬ klärlich, daß auch aus ihnen Kalksilikatgesteine hervorgegan¬ gen sind und daß es Übergänge zwischen den Kalksilikatge¬ steinen und der hoch metamorphen Abart der Feldspatamphibo- lite, den Diopsidamphiboliten gibt. Diese Gesteine sind kennt¬ lich durch das Zurücktreten des Serieites und das reichliche Auftreten von Hornblende und Chlorit. Teilweise allerdings, z. B. in einem Gestein bei Pothenzechau ist die Hornblende erst nachträglich durch Uralitisierung aus dem Diopsid hervorge¬ gangen, wie man an der parallelen Verwachsung deutlich er¬ sehen kann. Ein Gestein von Wüsteröhrsdorf hingegen zeigt den für die Diopsidamphibolite bezeichnenden wenig parallel struierten Hornblendefilz. Auch sind hier in der Kähe des Zentralgranites einige krystalloblastische, lappige Biotitblätter, wie man sie stonst in Biotithornfelsen findet, eingestreut. Die Derivate kalkhaltiger Feldspatamphibolite sind wie jene gekennzeichnet durch die großen rundlichen Albitquer- schnitte, die allenthalben u. d. M. im Dünnschliff hervor¬ leuchten und die von der umgebenden Grundmasse umwebt und verkittet werden. Diese ist bald mehr amphibolitisch, bald mehr chloritisch. z. T. auch halb sericitisch und reichlich von j Diopsid durchstäubt, der oft zu einheitlichen siebartig durch¬ brochenen Individuen zusammengewachsen ist. Farbloser Gra- nat in geringer Menge und in winzigen Körnchen fehlt diesen Gesteinen nie. Auch Titanit in kleinen Klümpchen ist immer zu finden. Wenn Sericit zuo'eg'en ist. sind zwischen seinen Strähnen meist auch braune Biotitblätter eingelagert. In einem Gestein 54 Petrographischer Teil. vom Kalkbruch am Roten Wege (oberhalb Haselbach) erreichen die runden Albite sogar makroskopische Ausmaße, doch werden sie selten größer als stecknadelkopfgroß. Die Kalksteine. Die Kalksteine finden sieh, abgesehen von den der Erz¬ formation ungehörigen Kalksteinen, in der Schmiedeberger Berg¬ freiheitgrube in einem langen fortlaufenden Linsenzug. der am Südfuß des R öhrberges bei Wüsteröhrsdorf mit den Marmor¬ brüchen beginnt und sich über die Rothenzechauer Grube und das Kalkwerk südlich von diesem Ort hinzieht. Seine weitere Fortsetzung findet dieser Kalkzug auf der anderen Seite des Tales in der Kalklinse am Roten Weg (Kalkwerk Haselbach), dann in den Kalklinsen am Schmiedeberger Paß, am Molken¬ berg, südwestlich vom Ausgespann (Kalkwerk Hermsdorf) und am Sandberg. Jenseits der Grenze, bei Böhmisch- Albendorf, schließen sich die Linsen zu einem fortlaufenden Lager zu¬ sammen. das ungefähr parallel der Ortschaft bis zur Höhe öst¬ lich von der Maxhütte hinauf streicht. Von einer Anzahl dieser Kalke sind Analysen, oder wenigstens Bestimmungen des Magne¬ siagehaltes und des unlöslichen Rückstandes bekannt und es zeigt sich sowohl für die Dolomitbildung als für die Silikat¬ bildung eine beständige Abnahme von Nord nach Süd, die mit der Abnahme der Metamorphose der umgebenden Schiefer in engstem Zusammenhänge steht. Die südwestliche Fortsetzung des Albendorfer Kalkzuges, der Kalk von Hohenelbe, hat 98 v. LI. CaC03, 1 v. LI. MgC03 und 1 v. H. Rückstand, der Kalk von Städtisch-Hermsdorf hat 90 v. H. CaC03, 6 v. LI. MgC03 und 4 v. LI. Rückstand, der von Haselbach 56 v. LI. CaC03, 39 v. II. MgC03 und 5 v. H. Rückstand und der Rothenzechauer Marmor ist ein reiner Dolo- mitmarmor mit 7,64 v. LI. Rückstand. Der Kalk der Bergfrei¬ heitgrube hingegen, der. wenn man ihn demselben Zuge zu¬ rechnen wollte, ungefähr in der Mitte zwischen dem Herms- dorfer und Haselbacher stehen müßte, hat bei nur 2,5 v. LI. Gruppe des Glimmerschiefers. 55 MgC03 5 v. H. Rückstand, offenbar liegt hier also ein geo¬ logisch völlig anderer Horizont vor. Die Kalksteine sind meist schon für das unbewaffnete Auge, stets aber u. d. M. vollkrystallin. Die Körner sind nicht sehr verzahnt und nicht übermäßig stark verzwillingt. Im Süden sind die Kalke meist deutlich geschichtet und bestehen aus ab¬ wechselnden reinweißen und bräunlichen oder hellgrünlichgrauen Lagen. Nach Norden zu sind sie meist durch Glimmerflasern in einzelne Lagen geteilt, auch findet man immer häufiger grün- getupfte Ophicalcite. Der hoch magnesiahaltige Dolomitmarmor von Rothenzechau bildet beim Verwittern lockere zuckerkörnige Massen und zerfällt zuletzt völlig in einen mittelkörnigen Do¬ lomitsand. Im Kalkbruch am Roten Wege und mehr noch im großen Rothenzeehauer Marmorbruch finden sich sogar große, fast rein aus Magnesiasilikaten bestehende blaßbraune oder gelb¬ lichgrüne, oft glasig durchscheinende Massen. Am Rande einer solchen Magnesiasilikatmasse kommt im ersteren Bruch in kleinen Spalten ein weißer, seidenartig glänzender Serpentin¬ asbest vor, der allerdings kaum mehr als 1 cm Faserlänge er¬ reicht. Nur ganz selten sind die Dünnschliffe der Kalke frei von jeglicher Silikatbeimengung. Weitaus am häufigsten sind Magne¬ siasilikate, die aber stets zersetzt sind und nur kleine rundliche Aggregate wirr angeordneter Blättchen hinterlassen haben, die bei aluminiumfreien Silikaten aus Antigorit, bei aluminiumhal¬ tigen aus einem mehr oder weniger hochbasischen Chlorit be¬ stehen. Die gewöhnlichste Silikatausseheidung ist natürlich der Di- opsid; dieser ist meist sehr hellfarbig, so daß die Gesteine, auch wenn sie fast völlig in Diopsid verwandelt sind, nur ganz blaßbraune Farben haben. Ein solches hellbraunes krypto- krystallines Gestein aus dem großen Marmorbruch ergab u. d. M. folgendes Bild : Ein mittelkörnig krystalliner Kalk ist bis fast zur Verdrängung durchsetzt von langen quergegliederten auto¬ morphen Diopsidprismen, die deutlich zu konzentrisch-strahliger 56 Petrograp irischer Teil. oder wenigstens garbenförmiger Anordnung neigen. Bei starker Vergrößerung (300:1) gewahrt man noch kleine Granatkörnchen und zwiebelsehalig aufgebaute Chloritknötchen, die offenbar aus ihnen hervorgegangen sind. Auch die Querschnitte der Augite sind durch kleine, von Calcit erfüllte unregelmäßige Zwischen¬ räume in einzelne Teile gegliedert, so daß also jedes Diopsid- individuum aus einer Schar kleiner unregelmäßig, aber optisch parallel dicht aneinander gelagerter Körner besteht. Häufig findet sich auch im Kalk Muscovit eingestreut, meist in gut automorphen Blättern. Auch Magnetit kommt, allerdings nur in spärlichen und kleinen Körnchen, vor. Quarz ist über¬ aus häufig, aber nur selten bildet er einzelne dem Kalk einge¬ streute Krystalle, meist ist er in kleinen, aus 10 bis 20 Indi¬ viduen bestehenden Nestern vereinigt, von denen aus auch wohl kleine Quarzäderchen in das Gestein Vordringen. In einem Kalkrest eines Kalksilikatgesteines von der Sandhöhe bei Jan- nowitz hat der Quarz das Carbonat metasomatisch verdrängt. Er ist gegen dasselbe durch eine zackige Linie abgegrenzt, um¬ schließt auch kleine Partien von ihm und zwar haben diese isoliert im Quarz liegenden Carbonatteilchen deutliche Rhom- boederform. Vielleicht bestehen diese Rhomboeder aus Dolomit und lagen ehedem in Kalkspat eingebettet, der aber später durch Quarz verdrängt wurde. Übrigens haben die metasomatischen Quarze undulöse Auslöschung. Der Gebirgsdruck hat also nach ihrer Entstehung noch fortgewirkt. Die Quarzitschiefer. Die Quarzitschiefer sind makroskopisch wie mikroskopisch sehr einfache wohlausgesprochene Gesteine. Sie sind weiß oder hellgraubraun und durch sericitische Lagen in ungefähr milli¬ meterstarke höchst ebene Schieferlamellen geteilt. Bei der Ver¬ witterung zerfallen sie in kleine scharfkantige dickplattige pa- r allelep ipedische Bruchstücke. Werden die Sericitlagen stärker und unregelmäßiger, so entstehen langflaserige, dem Glimmer¬ schiefer und dem Phvllit nahestehende Gesteine. Solche Über- Gruppe des Glimmerschiefers. 57 gangsgesteine finden sich besonders an den Grenzen von Quarzit und Glimmerschiefer und beeinträchtigen dann die Möglichkeit einer genauen Kartierung. Öfters ist im Querbruch auch in¬ folge wechselnder Beteiligung von mehr oder weniger Feldspat eine feine Lagenstruktur durch mehr graue und mehr rötliche Färbung kenntlich, die sich besonders schön ausnimmt, wenn das ganze Gestein noch, wie es oft vorkommt, in außerordent¬ lich gleichmäßige, oft nur 5—10 mm hohe Fältchen gekräuselt ist. Dieses feingestreifte Gestein wird gelegentlich von sekun¬ dären Quarztrümern quer durchzogen. ,auch finden sich darin faust- bis köpf große linsenförmig begrenzte Aggregate von Quarz und Feldspat in richtungsloser Verwachsung und in man¬ chen Fällen sind diese groben Quarzfeldspatknauern ihrerseits durch den fortschreitenden .Schieferungsprozeß wieder gestreckt. U. d. M. bestehen die Quarzitschiefer in ihrer normalsten Ausbildung aus einem feinkörnigen, meist stark verzahnten Quarzaggregat, dem kleine Muscovitblätfcchen in Schwärmen parallel der Schieferung eingestreut sind. Meist liegen die Mus- covite ziemlich einzeln, bisweilen vereinigen sie sich aber auch zu fortlaufenden Häuten. Die Schwärme und Häute sind stets untereinander parallel, aber jedes einzelne Glimmerblatt ist keineswegs ||g angeordnet. Akzessorisch findet man Magnetit, Epidot, Zirkon, Rutil und vor allem Granat. In einem Gestein vom Hohen Berge fand sich ein solcher Granat von augen¬ förmiger Gestalt, der innen durch Quarzeinschlüsse völlig ge¬ trübt, außen aber ganz klar ist. Hier ist offenbar ein ur¬ sprünglich als klastisches Gemengteil eingeschlossenes Granat¬ korn später weitergewachsen. Ein besonders muscovitreich.es Gestein kommt östlich von Rothenzechau vor. In ihm haben länsrs den Muscovitflasern O spätere Gleitbewegungen stattgefunden, wie man aus einzelnen durch Limonit getrübten Rutschzonen in den Muscovitlagen erkennen kann. Außerdem umschließen diese Muscovitlagen lange, ideal linsenförmige Schmitzen von grobkristallinem, reinem Quarz, die wohl erst später in Hohlräumen, die sich 58 Petrographischer Teil. bei nachträglichen Gleitbewegungen öffneten, auskrvstallisiert sind. Nahe verwandt ist ein Gestein, welches sich einen Kilo¬ meter östlich vom Röhrberg fand und bei glimmerschieferähn¬ lichem Aussehen ganz deutliche Gerolle zwischen den Flasern führt. Die Gerolle bestehen meist, wie das Mikroskop lehrt, aus einzelnen Quarz- und Feldspatkörnern. Neben Museo vit führt dies Gestein noch etwas Klinochlor und Biotit. Ziemlich glimmerarm ist ein gefälteltes Gestein von der Gifthütte bei den Grundhäusern. Es führt Granat in dichten Aggregaten kleiner staubfeiner Körnchen und ein Teil des Feldspates zeigt schöne Mikroklinstruktur. Das Gestein nähert sich also sehr einem Granulit, obwohl keinerlei Grund vorliegt, an seinem sedimentogenen Ursprung zu zweifeln. Ein anderes ähnliches Gestein ist so stark gefaltet, daß man die Schieferung nur erkennt, wenn man bei schwacher Vergrößerung große Teile des Dünnschliffes mit einemmal überschauen kann. Die gequetschten Quarzfeldspatnester im Quarzit bieten natürlich einen wesentlich anderen Anblick als das umgebende Gestein, Sie erscheinen stets hochgradig kataklastisch. Der Quarz ist stark undulös, und da dazu noch jedes scheinbar einheitliche Quarzkorn aus einer Mehrzahl miteinander eng verwachsener Individuen besteht, so entstehen zwischen ge- kreuzten Nicols die seltsamsten Bilder. Ein ganz eigenartiges Gestein findet sich vereinzelt zwi¬ schen echtem Quarzitschiefer bei dem kleinen Teich unterhalb des Dorfes Waltersdorf. Es ist fleischrot und sieht zunächst aus wie ein Felsit, doch sind ihm einzelne trüb durchscheinende kleine Quarzschmitzen eingestreut. U. d. M. gewahrt man ein sehr feines Quarzfeldspat¬ gemenge, das von Serieit unregelmäßig ungefähr ]] a durchzogen ist. Gröberes und feineres Korn wechselt in kleinen parallelen Schlieren. Reichlich sind kleine Körnchen von Magnetit einge¬ streut. Größere Muscovitindividuen sind auf Kosten des Seri- cites entstanden und ihre Querschnitte daher von Quarz und Gruppe des Glimmerschiefers. 59 Feldspat durchlöchert ; vielleicht liegt hier eine vom unmittel¬ bar benachbarten Granit verursachte kontaktmetamorphe Um- krystallisation vor. Im Anschluß sei hier noch ein vereinzeltes Vorkommen von Lagenquarzit erwähnt, welches sich allerdings viel weiter im liegenden Teil des Glimmerschiefers als sonst die Quarzit¬ schiefer auftreten, nämlich an der neuen Waldstraße nördlich vom Kleinen Stein, findet. Es unterscheidet sich von den eben beschriebenen ganz wesentlich dadurch, daß hier Biotit der vorwaltende Glimmer ist, gegen den der Muscovit fast ganz zurücktritt. Granat findet sich in sehr bedeutender Menge, und zwar als allotriomorphe, das ganze Gestein durchsetzende Massen. Interessant ist das reichliche Auftreten winziger Säul- chen von Glaukophan als Einschlüsse im Quarz. Diese Säul- chen sind stets streng ||a gestellt. Unter den Culmgeröllen sind Quarzite ziemlich selten, und es wurden keine Gesteinstypen gefunden, die vom nor¬ malen Quarzitschiefer abweichen und dennoch in enger petro- graphischer Beziehung zu ihm stehen. Ein Quarzitgeröll von Oppau zeigt deutliche Palimpsest- struktur, die jedoch auf ein grobkörnigeres Material hinweist als es dem Quarzitschiefer zugrunde liegen kann. Näher steht ihm vielleicht ein höchst feinkörniger mattgrauer Quarzit vom Vorderberg bei Städt. Hermsdorf, der aber wieder durch einen reichlichen Gehalt mikroskopisch kleiner Erzkörnchen sich von den Quarzitschieferlinsen des Glimmerschiefergebietes unter¬ scheidet. Die Graphitquarzite. Die Graphitquarzite sind teils phyllitähnlich feinschiefrig, teils mehr quarzitisch lagenförmig. Erstere Arten sind mehr im Süden, letztere mehr im Norden verbreitet, doch ist diese Regel nicht ohne Ausnahme. Sie bilden stets nur ganz schmale, höchstens 1/4 m starke Lagen, die sich nur selten auf größere Strecken verfolgen lassen. Der Querbruch der quarzitischen Graphitschiefer zeigt oft einen absätzigen Bau dadurch, daß 60 Petrographisclier Teil. die einzelnen Lagen des Quarzites nur durch 1 mm starke und etwa 5 mm lange Linsen dargestellt werden. Mitten im schwar¬ zen Gestein finden sich auch von Quarz erfüllte Streckrisse, die als kurze weiße Querstriche vier bis fünf Lagen durch¬ setzen. Das mikroskopische Bild ist ganz ähnlich wie das der vorigen Gesteinsart. Einem höchst feinkörnigen Quarzit sind feine Graphitstäubchen in dicht gedrängten Reihen eingestreut. Oft laufen diese Reihen nicht sämtlich, sondern nur gruppen¬ weise parallel und die einzelnen Gruppen stoßen aneinander ab, so daß das Bild einer diskordanten Parallelstruktur in mikro¬ skopischen Dimensionen entsteht. Die hauptsächlichsten Gra¬ phitstreifen bilden lang fortlaufende, die Quarzaggregate zu beiden Seiten vollkommen trennende Häute. Die Graphite be¬ stehen aus kleinen klumpenförmigen Aggregaten winziger hexa¬ gonaler Blättchen, deren Krystallform man bei ßOOfaeher Ver¬ größerung eben noch erkennen kann. Akzessorisch finden sich nur einige Muscovitfetzen. An der sedimentären Entstehung der Graphitquarzite kann natürlich kein Zweifel sein. Auf¬ fällig ist die Auffindung eines Graphitquarzites, der mikro¬ skopisch kleine Granatkörner als Übergemengteil enthält. Die¬ ses Gestein fand sich als Geröll im Culmkonglomerat des Herrenberges. Als Culmgeröll wurde auch ein Schiefer gefunden, der neben überwiegendem Sericit etwas Graphit in kleinen Klümp¬ chen und Blättchen eingeistreut enthält. Ein solcher graphiti¬ scher Serieitsehiefer wurde im Gebiet der anstehenden Schiefer nicht wieder beobachtet. Die Gesteine der Schmiedeberger Erzfonnation. Die petrographischen Verhältnisse der Erzformation sind schon vor längerer Zeit vom Verfasser eingehend geschil¬ dert worden (1). Der Vollständigkeit halber seien hier die Ergebnisse der damaligen Untersuchungen noch einmal zu¬ sammengefaßt. Als ursprünglichste Gesteine können der Kalkstein und Gruppe des Glimmerschiefers. 61 der Amphibolit aufgefaßt werden. Der A m p h i b o 1 i t ist meist sehr feldspatarm, führt reichlich ölgrünen Biotit und Magnetitkörnchen mit Titanitsaum (Titanomagnetit). Als be¬ sonderen Typus des Amphibolites verdient ein Diallaguralit- gestein hervorgehoben zu werden, welches1 viel Apatit und wahr¬ scheinlich ursprünglich auch viel Ilmenit führt, welch letzterer jetzt nur noch durch lappenförmig umgrenzte Aggregate von Magnetit mit Titanit vertreten wird. Als Extrem des Biotit¬ reichtums finden sich amphibolführende und auch selbst amphi¬ bolfreie Biotitschiefer mit Apatit, Zoisit und Sericitausscheidun- gen (Eeldspatresten). An der Grenze der Erzformation gegen den Glimmerschiefer kommen auch biotitführende Muscovit- schiefer vor. Eine Seltenheit sind innerhalb der Erzformation die Quarzite, in deren einem seinerzeit Topas nachgewiesen wurde. Die Kalksteine der Erzformation sind dolomitarm und ungemein stark verzwillingt. E,s finden sich Kalkmassen, in denen die einzelnen Calcitindividuen eine Kantenlänge der Spaltrhomboeder bis zu 10 und 18 cm erreichen. Außerordent¬ lich reichlich sind dem Kalkstein Silikatkörnchen eingestreut. Diese Einstreuung erfolgt meist streifenweise und zeigt durch ihren gewundenen Verlauf eine bedeutende Faltung und Zusam¬ menstauchung der Kalksteinschichten an. Die wichtigsten Sili¬ katausscheidungen sind neben oft kopfgroßen Granatkonkretio¬ nen Kryställchen und Körnchen von Diopsid, Magnetit, Quarz, Spinell, violblauem Flußspat (selten), Muscovit, Biotit (die Ear- ben oft innerhalb eines Individuums von hellgrün bis tiefbraun zonar wechselnd), . Kämmererit (selten). Chlorit findet sich stets in kleinen, aus vielen Blättchen zusammengesetzten rund¬ lichen Klümpchen. In einem der silikatführenden Kalksteine wurde auch ein Skapolith (Dipyr) nachgewiesen. Durch völlige Verdrängung des Kalksteins entstehen Diopsidfelse, Granatfelse und Epidotfelse, in denen auch neben Chlorit gelegentlich strahlige Hornblende und Vesuvian auftritt. Die grobkörnigen Kalksilikatgesteine 62 Petrographischer Teil. gleichen vollkommen den vom schwedischen Bergmann als Skarn bezeichneten Gesteinsvarietäten, besonders den Skarnen der Magnetitlagerstätten von Persberg. Sie finden sich na¬ mentlich häufig in der unmittelbaren Nachbarschaft der als Eiegel bezeichneten schwebenden Pegmatitgänge. Das technisch wichtigste Glied der Erzformation sind die Magneteisenerzlager. Sie sind grob- bis feinkörnig, zei¬ gen aber nie rundum ausgebildete porphyroblastische Krystalle. Verunreinigt ist das Erz oft durch Calcit, meist durch Chlorit. Durch Überhandnehmen der Verunreinigungen gehen die Erze in erzführende Kalksteine und erzführende Chloritschiefer über. Auch ölgrüner Biotit und Diopsid finden sich häufig in den unreinen Erzpartien. Für den Bergmann sehr unangenehm ist eine häufiger auftretende starke Durchtrümerung der Erzmassen durch Schwefelkies und Magnetkies. Ihrer Genesis nach ist die Erzformation ursprünglich aufzufassen als eine metamorphe TVechsellagerung von Kalk¬ steinen und stark eisenhaltigen Diabasen und Diabastuffen. Durch chemischen Austausch ist dann vorwiegend unter dem Einfluß des Granitkontaktes die Kieselsäure in den Kalk ge¬ wandert und hat Kalksilikate gebildet. Die dadurch bedingte relative Anreicherung des Eisenmoleküles, z. T. vielleicht auch eine Eisenzufuhr aus dem Granit führte zur Bildung der Magneteisenerzlager. Von der intensiven Einwirkung des Gra¬ nitmagmas sprechen neben dem Vorkommen typischer Kon¬ taktmineralien die großen schwebenden Pegmatitgänge (»Eie¬ gel«), die die Erzlagerstätten quer durchsetzen. Neuere Nachforschungen in der Bergfreiheit und auf den Halden haben keine wesentlichen neuen Gesteinstypen ergeben. Von Interesse ist nur ein auf der Vulkanhalde gefundenes grün¬ lichgraues,- etwas fleckig gefärbtes Gestein, in dem man hier und da einige Chloritblättchen mit der Lupe erkennt. U. d. M. entpuppt es sich als ein nephritähnlicher Filz feinster, fast farbloser Hornblendenädelchen, der von einzelnen mikroskopi¬ schen Gangtrümchen in paralleler Anordnung durchsetzt wird, Gruppe des Glimmerschiefers. 63 die mit Chloritblättchen erfüllt sind. Außer in den Trümern findet sich der Chlorit auch in kleinen Nestchen und verein¬ zelt der Gesteinsmasse eingestreut. In letzterem Falle zeigt er häufig seine sekundäre Entstehung aus Hornblende, indem er parallel den Spaltflächen in dieses Mineral hineinwuchert. Einer eingehenderen Untersuchung wurden vor allem die¬ jenigen Amphibolitvorkommen und • ihre Begleiter unterzogen, die linsenförmig in der streichenden Fortsetzung der Erz¬ formation mehrfach im Schmiedeberger Gneis wieder aufsetzen. Schon in der Arbeit über die Erzlager wurde ein solches Ge¬ stein, ein biotitführender Amphibolit, beschrieben. An ihn schließen sich sehr basische Biotitschiefer an. Sie sind tiefbraunschwarz, feinschuppig und führen kleine nach der Schieferung gestreckte Quarzfeldspatschmitzen in geringer Anzahl. U. d. M. erweist sich der Biotit als porphyroblastisch in skeletthaften und oft siebförmig durchlöcherten Individuen, meist ohne deutliche Parallelstellung eingestreut. Der Pleo¬ chroismus seiner Querschnitte zwischen hellblond und schwarz¬ braun ist außerordentlich stark. Öfters sind die Biotite zu Gruppen von drei oder vier Individuen vereinigt. Als Verwitte¬ rungsprodukt ist seinen Blättchen ein wenig Chlorit auf den Spaltflächen zwischengelagert. Die Grundmasse, in der diese Biotite liegen, ist ein feinkörniges Quarz-Orthoklas-Gemenge, das stellenweise durch Auswalzung sehr deutlich parallel struiert und dann reich an Sericit ist. In dieser Grundmasse liegen einige größere gerundete Quarze und Feldspäte, welche sich ganz wie kleine Gerolle ausnehmen. Auch die Grund¬ masse zeigt bei starker Vergrößerung einen ausgesprochen se¬ dimentartigen Charakter, und in einem der Schliffe fand sich der Querschnitt eines größeren Gerölles, das aus Quarz, seri- citischem Feldspat und etwas grünlichem Biotit besteht. In ziemlich beträchtlicher Menge führt die Grundmasse Magnetit, der sich bisweilen als feinster Staub auf den Spaltflächen der Biotitporphyrobiasten angesiedelt hat. Granat findet sich in einem der Präparate in kleinen farblosen Körnchen massenhaft 64 Petrographischer Teil. eingestreut. Pyrit bildet plumpe rundliche Massen, die das umgebende Gestein konkretionär bezw. metasomatisch verdrängt haben und nur den Quarz unversehrt ließen, den sie jetzt in kleinen Körnchen umschließen. Wie diese Biotitschiefer sind auch die übrigens sehr sel¬ tenen Serie itquarzite, die sich hier und da in den amphi- bolitisehen Linsen finden, wohl als sedimentogen aufzufassen. Sie sind undeutlich parallel struiert und von hellgrünlichgelber Karbe. U. d. M. gewahrt man rundliche Quarzkörnchen, die durch feinschuppigen Sericit miteinander verkittet sind. Der Quarz zeigt viele z. T. recht große Flüssigkeitseinschlüsse. Der Sericit ist stellenweise durch Muscovit vertreten, der in zackig begrenzten Individuen randlich in den feinschuppigen Sericit übergeht. Möglich wäre es, daß hier der Muscovit das ältere Gemengteil wäre und daß der Sericit erst später unter einem starken aber mehr oberflächlichen Streß aus ihm hervorge¬ gangen sei. Wahrscheinlicher aber ist es, daß umgekehrt der Muscovit durch krystalloblastische Neukrystallisation aus Seri¬ cit entstand, der als Zermalmungsprodukt älterer Gemengteile vorzüglich der Feldspäte sich bildete. Vereinzelt findet man in diesem Gestein auch Körnchen von Zirkon, Magnetit, Gra¬ nat und Apatit. Ein nicht gerade häufiger, aber sehr bezeichnender Typus in der Erzformation sind die Diallaguralitgesteine.. Solche fanden sich auch in den isolierten Linsen mehrfach wieder, sogar noch in der nördlichsten dieser Linsen bei den Sechshäusern. Diese Gesteine bestehen in ihrer typischen Aus¬ bildung aus groben Hornblendeindividuen, die durch einen Fitz feinster Hornblendenädelchen umgeben und verkittet sind. In o den groben, öfters verzwillingten Hornblenden oder in gewissen von der umgebenden Grundmasse sich unterscheidenden grob- krystallinen Hornblendeaggregaten ist ein feinkörniger Magnetit in einem sehr zarten Svstem feiner Linien eingestreut, wel- ches ohne weiteres an die Titaneisenerzeinstreuung in den meisten Diallagen erinnert. Neben diesen feinen Magnetitinter- Gruppe des Glimmerschiefers. 65 Positionen findet sich auch noch grobkörniger Magnetit oft in eigenartigen skeletthaft gestalteten »celebesförmigen« Körnern. Chlorit liegt vielfach in einzelnen Nestchen im feinen Horn¬ blendefilz. Das Gestein von den Sechshäusern enthält neben der als Diallaguralit gedeuteten eisenerzdurchstäubten Horn¬ blende und dem feinkörnigen Hornblendefilz noch Albit und Orthoklas sowie einzelne Nester von Quarz in bienenwabenartig dicht gedrängten Körnchen. Die Nadeln des Hornblendefilzes durchspießen mehrfach die ungefärbten Ge mengteile, auch fin¬ den sich augenförmige Nester dieses Filzes, die wohl als Augite aufzufassen sind, welche bei ihrer Umsetzung der entstehen¬ den Hornblende ihre krystallographische Orientierung nicht auf¬ zudrängen vermochten. Es liegen also hier blastische und echt uralitische Umbildungen von Augit in Hornblende nebenein¬ ander im gleichen Gestein vor. Von einigem Interesse ist auch ein Draht, der eine Z willin gsbild un g nach ocPöö in der Form zeigt, daß er zwar im wesentlichen nur aus zwei durch einfache Zwillingsnaht getrennten Individuen besteht, daß aber jedes der Individuen einige kleine Einschlüsse in der krystallographi- sclien Orientierung des anderen führt. Als seltenere akzessori¬ sche Gemengteile enthält das Gestein von den Sechshäusern noch kleine Magnetitklumpen, Titanitaggregate, Zoisit, Apatit und ein durchlöchertes, deutlich blastisch entstandenes Indi¬ viduum von neugebildetem Diopsid. Die Feldspatamphibolite. * Die Feldspatamphibolite gehören nicht dem Verbände der Amphibolite, Quarzamphibolite, Chloritgesteine usw. an, welche den hangenden, östlichen Teil der krvstallinen Schieferserie aus- machen, sondern sie bilden eine Einlagerung in den Glimmer¬ schiefern. Dennoch schließen sie sich petrographisch viel enger an die hangende Gesteinsreihe an als an die liegende. Sie sind wohl als ein vereinzelter Vorläufer jener gewaltigen diabasi- sch'en Eruptionen aufzufassen, aus denen die Hangendserie durch dynamometamorphe Umformung entstand. Es ist je- Nene Folge. Heft GS. 66 Petrographischer Teil. doch nicht leicht zu entscheiden, ob in ihnen metamorphe Diabase oder metamorphe Diabastuffe vorliegen. Wahrschein¬ lich sind beiderlei Gesteine vorhanden gewesen. Ein basischer Diabasporphyrit. der sich als Culmgeröll fand, nähert sich sehr den feldspatreichen Feldspatamphiboliten. Andererseits läßt der große Kalkreichtum, besonders der wenig meta- morphen Gesteine im Phyllitgebiet, auf schalsteinartiges Ur- material schließen. Nach ihrem chemischen Bestände unterscheiden sich die Feldspatamphibolite nur wenig von den normalen Amphibo- liten. Es wurden zwei Proben analysiert, die folgende Zu¬ sammensetzung ergaben : Eeldspatamphibolit. Fels beim Punkte 854,6 westlich vom Ausgespann. Bl. Schmiedeberg. Spez.Gew. 3,074 (anal. Eyme . Koeffizienten Y. H. Mol.- Proz. nach Grübenmann nach Osann Si O9 47,82 Si 02 ' S 53,96 a = 2,1 Ti 02 1,15 Ti 02 J ! 53,96 A 3,87 c= 3,1 Al2 Oo 14.73 j P2 05 C 5,72 f = 14,8 Fe03 4,09 Al2 0, 9,59 M 4,59 FeO 8,42 F e2 0, | 11.11 F 26,86 CaO 9,8*2 FeO T — MgO 6,73 CaO 10,31 K 0,88 IGO Lj 0,41 Mg 0 11,16 Na2 0 3,35 k2 0 0,29 h2 0 2,73 N a2 0 3,58 so, Spur 100,00 s 0,08 -h 2,65 Ca CO, ?2 O5 0,23 H- 0,09 FeS2 co2 0,88 100,44 Kalkführender Chloritschiefer : Stbr. am Blattrand dicht westlich der Landesgrenze. Bl. Schmiedeberg. Spez. Gew. 2,825 (anal. IvLÜSS). Gruppe des Glimmerschiefers. 67 Koeffizienten Y. H. Mol.-Proz. nach Gruben mann nach Osann Si02 34,15 Si02 J S 56,11 a = 3,6 Ti02 0,78 Ti 0, 56,11 A 5,66 c — 4,4 Al2 Oo 13,19 p2od C 6,83 f = 12,0 Fe2 03 3,21 ai2o8 12,49 M 0,17 FeO 5,02 F e2 O3 | 10,62 F 18,91 CaO 20,75 FeO T — C/Q O 3,36 CaO 7.00 j IC 0,84 k2o 0,83 MgO 8,12 Na20 3,09 k2o 0,85 h2o 2.54 Na*0 4,81 so3 — 100,00 s 0,09 0.14 j FeS2 P0O5 0,27 57,62 CaC03 co2 13,12 100.40 Die Zusammensetzung des ersten Gesteins entspricht theo¬ retisch einem Gemenge von 2,5 v. H. Orthoklas. 51.5 v. H. An- desin (mit 56 v. Id. Ab) und 46 v. H. gefärbten Gemengteilen. Hat diese Berechnung schon für dieses Gestein nur theo¬ retischen Wert, so erscheint sie für das andere mit 57,62 v. H. Kalkspatgehalt vollkommen wertlos, da hier offenbar starke Umsetzungen stattgefunden haben. Die normalen kalkarmen oder kalkfreien Feldspatamphi- bolite, wie sie zum Beispiel durch das Gestein der ersten Analyse dargestellt werden, sind von graugrüner bis dunkel¬ grüner Farbe, feinschuppig bis fast dicht und zeigen auf dem Querbruch kleine weiße rundliche Feldspatquerschnitte, die selten mehr als Rübsenkorngröße erreichen. U. d. M. ge- wahrt man rundliche Körner von Albit und z. T. auch von Quarz, die von einer grünen im Querbruch faserig erscheinen¬ den Masse von reinem Chlorit oder von Chlorit und Hornblende mit reichlich eingestreutem Epidot umwoben sind. Der Quarz ist wohl sekundär ausgeschieden, da er keinerlei Druckphäno- 68 Petrographischer Teil. mene zeigt. Der Albit zeigt nur z. T. eine recht srrobe Zwillingslamellierung. Die Hornblendesäulchen sind meist sehr vollkommen nach der Schieferungsebene geordnet. Sie sind meist an den Enden etwas zugespitzt und zeigen in ihrem Pleo¬ chroismus eine auffallend bläulichgrüne. aber keine rein blaue Achsenfarbe nach c (Glaukophanuralit). Oft durchspießen sie die rundlichen Albitkörner. sind demnach nicht unmittel- j bar aus Augit hervorgegangen, sondern durch blastische Neu- krystallisation eines augitischen Minerales entstanden. Die Be¬ zeichnung Glaukophan-»Ur alit« ist also für diese Hornblende- säulchen nicht ganz zutreffend. Epidot findet sich außer in kleinen Körnchen auch in einzelnen grobkrystallinen Nestern. In vereinzelten Körnern stellt sich hier und da ein farbloser oder doch ganz blasser Diopsid fein, der dann zu den be¬ sonders zu besprechenden Diopsidamphiboliten im Kontakthof des Zentralgranites überleitet. Doch findet sich dieses Mineral auch gelegentlich weit abseits von der Grenze des Kontakt¬ hofes. Kleine Klümpchen von Titanitstaub kommen hier und da vor. An druckarmen Stellen des Gesteins hat sich Calcit in kleinen Nestchen oder Chlorit in wirren schuppigen Aggre¬ gaten angesiedelt. In manchen Präparaten findet man auch Magnetit in mehr oder weniger automorphen Körnchen, die sich als sehr jugendliche Neubildung erweisen, da sie kleinere Epidotkörner umschließen. In einem Gestein bei Haselbach nimmt der Epidot so stark überhand, daß die runden Albite, die er ebenso wie die Chlorithornblendeflaser durchstäubt, fast von ihm verdrängt erscheinen. In einem Culmgeröll vom Kloseberg bei Städt. Hermsdorf ist diese Epidoteinstreuung im Feldspat in schlierigen \\g gestreckten Streifen angehäuft 5 ein Beweis, daß der Albit hier als krystalloblastische Neubil¬ dung und nicht etwa als Pest ehemaliger Eeldspäte des Ur¬ sprungsgesteines aufzufassen ist. In einem ähnlichen Gestein aus der Nähe des Bahnhofes Dittersbach beteiligt sich außer Epidot auch Zoisit an dieser Einstreuung. Die kalkreichen Feldspatamphibol ite sind besonders im süd¬ lichen Teil verbreitet und zeigen makroskopisch nur ausnahms- Gruppe des Glimmerschiefers. 69 weise die runden Albitporphyroblasten. U. d. M. ist das Bild indessen nicht viel anders als bei den vorher beschriebenen. Auch hier sind runde iHbite von einer meist hornblendefreien und epidotarmen Chloritmasse umwoben. Diese Chloritalbit- partien bilden ihrerseits nur schmale Blätter, zwischen denen sich in linsenförmigen Massen Calcit angesiedelt hat. Die Grenze der Calcitlinsen ist aber nicht scharf, sondern das Car¬ bonat durchwuchert auch reichlich die silikatisChen Partien, findet sich sogar als Einschluß in den Albiten. Der Calcit ist, wie dies bei dem Calcit dynamometamorpher Gesteine fast stets der Fall ist, außerordentlich stark verzwillingt, oft nach drei einander durchkreuzenden (Rhbmboederflächen ent¬ sprechenden) Systemen. Das Extrem eines kalkreichen Chlo¬ ritschiefers bildet das der zweiten Analyse zugrunde liegende Gestein (mit 57,6 v. PI. der Silikatmasse CaC03 !) Es schließt sich aber ebenfalls eng an die Feldspatamphibolite an, indem auch hier die silikatischen Partien jene charakteristischen von Chlorit umwobenen, mit Epidot und Hornblende durchstreuten Eeldspataugen führen. Allerdings sind diese Partien Ins zur Unkenntlichkeit von Carbonaten durch tränkt und durch wuchert. Das Ursprungsgestein dieser kalkreichen Schiefer ist offenbar unter den mit Diabasen so oft verknüpften Kalkknotenschiefern zu suchen. Die carbonatarmen und carbonatfreien sind, wie ge¬ sagt wurde, wohl nur z. T. von Diabasen, zumeist aber von Diabastuffen und besonders Schalsteinen abzulciten. Eine besondere Stellung nehmen die sericitischen Eeld- spatchloritschiefer ein, die hier und da vereinzelt Vorkommen. Sie unterscheiden sich von den echten nur dadurch, daß der die Feldspate umwebende Chlorit hier ganz oder zum größten Teil von Sericit vertreten wird. Es fehlt hier auch die Durch¬ streuung mit Epidot, dafür aber ist den runden Eeldspataugen feiner Magnetitstaub streifenweise eingestreut. Höchst auf¬ fälligerweise liegen diese Streifen nicht mehr jjö, sind auch nicht etwa in allen Feldspäten gleichgerichtet, was durch eine zur Schieferung transversal verlaufende alte Schichtung schließen ließe. Die schwarzen Magnetitstriche liegen viel- 70 Petrographiöcher Teil. mehr in jedem Feldspat etwas anders und die einfachste Er¬ klärung des Phänomens ist die, daß die runden, im Querschnitt augenförmigen, im Raume spindelförmigen Feldspäte beim späteren Auswalzungsprozeß zwischen den Sericitflasern wie zwischen Nudelhölzern ein wenig um ihre Längsachse gedreht wurden (Taf. III Fig. 3). Bezeichnenderweise tritt in diesen sericitischen Feldspatchloritschiefern aftch etwas Granat auf. Bemerkenswert ist der Feldspatchloritschiefer vom Großen Stein bei Haselbach, der auch viel Sericit bezw. feinblätterisren Mus- i o covit enthält, in dem jedoch der Feldspat die weitaus über¬ wiegende Hauptmasse des Gesteines ausmacht. Hier sind öfters Muscovitblätter mit Chloritblättern in paralleler Lagerung ver¬ wachsen und ein solches aus fast »regelmäßig abwechselnden Lagen von Chlorit und Muscovit bestehendes Aggregat fand sich auch als Einschluß rings von einem Albitindividuum um¬ schlossen, ein neuer Beweis für die rein krystalloblastische Natur des Feldspates. Der Feldspatchloritschiefer wie der Feld- spatamphibolit treten gern über die Umgebung in Form kleiner Felsköpfe hervor, die aus einzelnen 20 — 30 cm starken, senk¬ recht stehenden Gesteinsplatten bestehen. Diese Platten haben nicht selten, besonders im Feldspatchloritschiefer, bedeutende Größe, und erreichen Dimensionen von 2 X 1,5 m. In der Ge¬ bend von Kunzendorf werden sie oft als Brückenplatten oder er zur Pflasterung der Bauernhöfe verwendet. Culmgerölle, die auf die Entstehung der Feldspatamphi- bolite und Feldspatchloritsch iefer einiges Licht werfen könn¬ ten, dadurch, daß sie petrographisch ähnlich, aber weniger nietamorph sind, wurden nur wenig gefunden. Es kommen hier in Frage einige sehr chloritreiche Diabasporphyrite und einige Gerolle von Kalkknotenschiefern. Von den ersteren zeigt der eine große, genau wie in den Feldspatamphiboliten, von Chlo¬ ritflasern umwebte Feldspäte. Diese aber sind hier recht¬ eckig und erweisen sich als Palimpsestbildungen, als por- phyrisclie Einsprenglinge des Ursprungsgesteines, wodurch sie in scharfem Gegensatz zu den blastischen Albiten der echten Feldspatamphibolite stehen. Es wäre ja nun möglich, daß Gruppe des Glimmerschiefers. 71 die blastischen Albite an den von den ursprünglichen Feld- späten früher eingenommenen Stellen sich entwickelt hätten, aber ein gleichzeitiges reichliches Auftreten von Zoisit in die¬ sem Culmgerüll schließt es so eng an die Diabasporphyrite des östlichen Amphibolitgebietes an (siehe Kap. »Amphibolite«), daß sehr wohl auch derartige Gesteine vorliegen könnten. Die Kalkknotenschiefer bergen in einer feinkörnig schuppi¬ gen, chloritreichen Grundmaisse dicht gescharte Linsen von Calcit. Diese Linsen enthalten auch großkrystallinen Albit, sowie stengligen von den Ländern der Linse her büschelförmig vordringenden Quarz. Es ist sehr wahrscheinlich, daß in diesen Calcitlinsen mandelförmige Gasblasen eines ursprünglichen Eruptivgesteins vorliegen. Dies wird um so wahrscheinlicher, als auch die umgebenden Grundmassen oft langrechteckige, nach einer Lichtung gestreckte verwitterte Feldspatreste auf¬ weist, so daß sie im Gesamtbild sehr an eine Eruptivgesteins¬ masse erinnert, die durch Larallelstellun»’ schmaler Plagioklas- leisten Fluidalstruktur erkennen läßt. Auch das Yorkommen von viel mit Titanitstaub vergesellschafteten Magnetitkörnern spricht mehr für ausgewalzte Mandelsteindiabase als für Flascr- kalke mit reichlichen S chief erz wischenlagen. Die Diopsidam p 1 1 i b o I i t e . Die als Diopsidamphibolit bezeichneten Gesteine bilden die streichende Fortsetzung der als Feldspatampliibolit bezeichneten. Sie treten in typischer Ausbildung nur im nördlichen Teile des untersuchten Gebietes, besonders also auf Blatt Kupferberg auf, und sind vielleicht als kontaktnietamorphe Facies der Feldspat- amphibolite aufzufassen, obwohl sie ziemlich weit abseits vom Granit noch Vorkommen in Gebieten, wo eine kontaktmeta- morphe Umwandlung des begleitenden Glimmerschiefers nicht mehr nachweisbar ist. Sie bilden ein leicht kenntliches Ge¬ stein, welches vom Kupferberger Bergmann wegen seiner bläu¬ lichgrünen Farbe Blauwacke genannt und seiner Härte wegen gefürchtet wird. In seiner typischen Ausbildung findet man das Gestein überall in großen Blöcken an den Wegerändern, da es VI Petrograpiuscher Teil. infolge seiner geringen Verwitterbarkeit feste Gesteinsstücke im Ackerboden bildet, die aus dem Acker ausgelesen werden müssen. In der dichten, dunkelbläulichgrünen bis dunkelolivgrünen Masse ziehen sich helle grünlichweiße Schlieren von 1/2 — 3 mm Dicke in paralleler Anordnung hin, und bezeichnen mehr als die sehr geringe Parallelspaltbarkeit die Bichtung der Schieferung. Fehlen die hellen Schlieren, so sieht das grünschwarze dichte Gestein fast wie ein Basalt oder Melaphyr aus, doch erkennt man meist noch eine gewisse dpr Schiefernatur entsprechende feinschuppige Struktur. Nahe der innersudetischen Hauptver¬ werfung nimmt das Gestein oft eine später erworbene, diaphto- ritische Schieferung an, die natürlich dem Streichen der Ver¬ werfung parallel läuft und Gesteinstypen erzeugt, die dem Grün¬ schiefer recht ähnlich sein können. Sie bleibt aber stets nur auf einzelne schmale Zonen beschränkt, wie die Aufschlüsse im großen Bahneinschnitt in der Boberschlinge beweisen. Becht deutlich erkennt man die transversale Natur dieser sekundären Schieferung am Anschnitt der Straße dicht nördlich von der Adlergrube. U. d. M. gewahrt man, daß die dunkle Gesteinsmasse we¬ sentlich aus Feldspat und Hornblende in ungefähr jjö ge¬ streckten. oft aber auch verfilzten Säulchen besteht, während sich die helleren Schlieren aus Feldspat und Diopsid in vollkom¬ men richtungslos körnigem Aufbau zusammensetzen. Der Feld¬ spat ist auch hier ein Albit mit meist nur geringer Zwillings- lamellierung. Sehr häufig findet man einfache Zwillingskrystalle, denen in der Nähe der Zwillingsnaht einige alternierende La¬ mellen eingeschaltet sind. Ihre rein blastische Natur erweist sich durch die zahllosen von ihnen umschlossenen Mikrolithen von Hornblende und Diopsid. Erstere zeigt einen Pleochroismus von tiefgrün, gelbgrün und lauchgrün. Die Säulchen sind meist zu Büscheln und Gar- vereimgt. Der ben, deren Hauptlängsrichtung |ja verläuft, Diopsid ist ganz blaßgrün bis völlig farblos (Salit) und bildet in den hellen Schlieren grobkrystalline rein allotriomorphe Kör¬ ner. Einzelne kleine Diopsidkörnchen sind meist auch dem Horn- Gruppe des Glimmerschiefers. 73 blendefilz eingestreut. Sie zeigen meist lebhaft gelbe und rote, selten anormale intensiv stahlblaue Polarisationsfarben ; letztere Erscheinung bildet in einem Gestein von Adlersruh die Kegel, iind deutet wohl auf eine etwas abweichende chemische Zu¬ sammensetzung hin. Quarz findet sich hier und da ein wenig zwischen den Feldspäten ausgeschieden, Chlorit und Epidot als Produkte einer beginnenden Zersetzung liegen zwischen den Hornblendebüscheln. Dem Bestände des ursprünglichen, vormetamorphen Gesteins ge¬ hören vereinzelte Apatitkörnchen an. Auch der Magnetit, der stellenweise Aggregate kleiner, wenig scharf ausgebildeter O O O 7 o o Krystalle bildet, dürfte dem Ursprungsgestein angehört haben. Kleine jja gestreckte Schlieren von Titanitstaub, die sich in seiner Nähe finden, deuten auf Titangehalt des ursprünglichen Magnetites hin. Pyrit und Magnetopyrit finden sich bisweilen in Kestchen und Kryställchen. Die Analyse eines Diopsidamphi- bolites mit fast gar keinen weißlichen Schlieren, also eine etwas basische Abart, ergab folgende Werte : 7 0 O Diopsidamphibolit am Kunstgraben bei Adlersruh. Bl. Kupferberg. Spez. Gew. 3.079, anal. EYME. Koeffizienten v. H. Mol.-Proz. nach Grubenmann nach Osann Si Oo 45,41 SiO, i S 49,41 a= 1,0 Ti 02 1,02 Ti 02 49,41 A 2,12 c = 3,6 Al* O3 15,18 P2O5I C 7,41 f = 15,4 F e-2 O3 8,99 Al, 08 9,53 F 31,53 Fe 0 9,08 F e2 O3 \ 11.26 T — Ca 0 15.04 j Fe 0 K 0,8 MgO 6.55 1 CaO 17,20 K20 0,39 MgO 10,48 Na2 0 1,80 k2o 0,26 h20 1,25 Ka20 1,86 co2 — 100,00 so8 — s 0,13 P2 Oö 0,28 100, 12 74 Petrographischer Teil. Das Gestein ist also sehr basisch. Alis der Analyse lassen sich theoretisch 53,40 v. TI. femischer Gemengteile be¬ rechnen. In Wirklichkeit ist der Prozentsatz aber noch größer: denn an Plagioklasmolekülen sind 14,88 v. II. Albit und 29,(34 Anorthit vorhanden : da aber zum mindesten die größeren her¬ vortretenden Feldspäte Albit sind, so muß neben den reichlich eingestreuten Zoisit- und Epidotkörnchen wohl auch in der Horn¬ blende viel Alumosilikat vorhanden sein. Das vornietamorphe Ursprungsgestein allerdings kann sehr wohl den theoretisch be¬ rechenbaren Labradorplagioklas mit 33 v. 14. Ab enthalten haben. Orthoklas sind nur 2,08 v. 4L, freie Kieselsäure fehlt. Solche Gesteine ohne weißliche Schlieren gleichen natür¬ lich in ihrer Gesamtmasse dem Albit-Hornblendeaggregat und führen, wie dieses, nur ganz wenige, vereinzelte und kleine Diop- sidkörnchen. In einem Gestein vom Rohnau-Röhrsdorfer Paß sind den Feldspäten statt der üblichen Epidotkörner kleine Zo- isitmikrolithen eingestreut. Eine Gruppe von Diopsidamphiboliten zeichnet sich durch hohe Basizität aus. Sie sind nicht nur frei von den weißlichen Schlieren, sondern auch feldspatarm und magnetitreich. Sie sehen dann dem feinkörnigen Amphibolit des Glashügels und Vogelsberges im Schliffe oft recht ähnlich, zumal, wenn sie fast oder vollkommen frei von Diopsid sind. Als rein örtliche, nach der Schieferung erst entstandene Mineralausscheidung ist wohl eine 8 — 10 nun starke linsenför¬ mige Ausscheidung von Hornblende aufzufassen, die sich in einem Diopsidamphibolit nördlich von der Bergmühle, also nahe an der Hauptverwerfung fand. Diese neugebildete Hornblende hat auch eine ausgesprochen bläulichgrüne Achsenfarbe der c- Achse. Ein eigenartiges Gestein, welches dem unbewaffneten Auge ungefähr dasselbe Bild bietet, wie man es sonst nur u. d. M. gewahrt, wurde als Seltenheit südlich von Wüsteröhrsdorf ge- Gruppe des AmphiboJites. 75 funden. Es zeigt, in dunkelgrüner aus dichtem Ilornblendcfilz bestehender Grundmasse hanf korngroße weibliche Flecke von hellen mit mikroskopischen Einschlüssen stark durchsetzten Al- biten. Feine Diopsidkörnchen sind dem Hornblendefilz einge¬ streut, auch finden sich einige gröbere Augitkürner und diese zeigen sich z. T. mit uralitischem Amphibol verwachsen. Die Hauptmasse der Hornblende ist jedoch sicher kry stalloblas ti- scher und nicht uralitischcr Entstehung. ß. Gruppe des Amphibolites. Die Ampliibolite. Den Amphibolit im engeren Sinne des Wortes bilden jene dunkelgrünen Gesteine, welche sich im Hangenden der Glim¬ merschiefer, nur zum Teil durch Gneisintrusionen von ihnen getrennt, einstellen und von der Brand lehne über die Scheibe bis gegen den Plissenberg hinstreichen, dann als linsenförmige Einlagerungen im Gneis den Glashügel und den Dürrberg auf¬ bauen und zuletzt vom Yogelsberg aus sich über den Wolfsberg o o O in jene schmalen Amphibolitstreifen fortsetzen, die in der Ge¬ gend von Wüsteröhrsdorf den dichten Chloritquarziten eingela¬ gert sind, und die wegen ihres besonders feinen Kornes als dichte Abart der Ampliibolite bezeichnet werden können. Die Amphi- bolite des Glashügels sowohl als die des Vogelsberges werden in großen Steinbrüchen abgebaut, und infolge ihrer zähen Festig- keit und ihres kleinstückigen Zerfalles als Schottermaterial für die Landstraße Schmiedeberg — Landeshut verwendet. Von dem Material beider Steinbrüche wurden im chemischen Laboratorium der Kgl. Geol. Landesanstalt durch Herrn Chemiker Dr. LYME Analysen angefertigt und hatten sehr nahe übereinstimmende Ei ■gebnisse. Amphibolit. Steinbruch am Glashügel bei Dittersbach. Bl. Schmiedeberg. Spez. Gew. 2,990. 76 Petrographischer Teil. Koellizienteii v. H. Mol.-Proz. nach Grubenmann nach Osann Si O2 48.94 / Si02 j S 54,23 a — 2,8 Ti02 0,98 Ti 02 54,23 A 5,19 c— 2,5 ai2 o„ 15,04 P2 05 ' C 4,45 f = 14,7 Fe203 4,73 A12 03 9,64 M 5,12 Fe 0 8,12 Fe2 03 | 11,05 F 26,49 CaO 8,28 FeO . T — Mg 0 6,32 CaO 9,57 K 0,82 K2 0 0,54 MgO 10,32 Na20 4,57 KoO 0,37 h2o 2,08 Naa 0 4,82 so3 Spur 100,00 s 0,37 0,38 FeS2 0,26 -4-0,18 CaC03 co2 0,06 100,29 A m phibolit. Steinbruch am Yoo’elsberg bei Haselbach O O Sclimiedeberg. Spez. Gew. 2,968. Koeffizienten Y. H. Mol.- Proz. nacli Grubenmann nach Osann Si 02 49,29 Si02 \ S 55,80 a = 2,8 Ti03 1,42 Ti 02 55,80 A 4,93 c= 2,4 ai2 08 14,09 p2o5 ‘ C 4,23 f = 14,8 F e2 03 4,30 ai203 9,16 M 4,40 FeO 8,94 F e2 03 1 11,79 F 25,88 Ca 0 8,26 FeO T — MgO 5,84 CaO 8,63 K 0.87 j k2o 0,85 MgO 9,69 Na20 4,04 k2o 0,60 h2o 2,43 Na20 4,82 so3 Spur 100,00 - s 0,05 -4- 0,05 F e S2 F 2 O5 0,21 -4- 2,32 CaC03 co2 0,77 100,49 Gruppe des Amphibolites. 77 Wie aus diesen Analysen hervorgellt, entspricht das Gestein ungefähr einem Gemenge von 4 v. H. Orthoklas, 54 v. H. An- desin (mit 65 v. H. Albitmolekül) und 42 v. H. gefärbten Ge¬ mengteilen. Der Typus des normalen Amphibolites, wie er diesen Ana¬ lysen zugrunde liegt, ist ein dunkelgraugrünes feinkörniges Ge¬ stein mit meist wenig ausgeprägter Schieferung, einem splittri- gen Bruch und einem durch zahllose, kreuz und quer hindurch¬ ziehende Klüfte bedingten Zerfall in kleine scharfeckige poly- edrische Stücke. Wegen der grünlichgrauen Trübung der Eeld- späte unterscheiden sich beim Betrachten mit der Lupe die farb¬ losen und farbigen Gemengteile nicht sehr deutlich voneinander, so daß die gleichkörnige bis ophitische Struktur einen unklaren, verwaschenen Eindruck macht. LT. d. M. tritt das Diabasähn¬ liche der Struktur viel deutlicher hervor. Große Plagioklase Labradore mit einer bis 23 v. H. steigenden Auslöschungs¬ schiefe svmmetrischer Schnitte") sind wie zerhackt durch kreuz J / und quer liegende automorphe Hornblenden. Die Hornblenden lösen sich an ihren Säulenenden in Eransen feiner Nüdel¬ chen auf, die in die Plagioklase hineinspießen. Sie zeigen einen Pleochroismus zwischen a: ölgrün, b : gelbgrün, c: saftgrün. Man kann eine ältere, große, randlieh ausgefranste Generation von einer jüngeren, feinfaserig-filzige Nester bildenden unterschei¬ den. Neben dem stark verzwillingten basischen Plagioklas fin- det sich unverzwillingter Albit und Orthoklas. Quarz fehlt gänz¬ lich. oder, wo er zugegen ist. ist er sicher sekundär. lileine Epidotkörnchen durchstäuben das Gestein allenthalben. Magne- titkrystalle sind meist von feinen Titanitkränzen umgeben, Apatit zeigt sich hier und da. Öfters findet man ein kleines Calcit- nest, welches zwar meist ganz bizarre, an das Wurzelgeflecht eines Baumes erinnernde Gestalt hat, aber dennoch krystallo- graphisch aus einem einheitlichen Individuum besteht. Bezeich¬ nend sind kleine, 1 — 2 mm starke Gangtrümchen. die sich ma- kroskopisch kaum vom umgebenden Gestein unterscheiden, mi¬ kroskopisch aber sich als ein ziemlich großkrystallines, regelloses Gemenge von Albit. Calcit und sekundärer Hohlblende erweisen. O 1 78 Petrographisclier Teil. Diese nur wenig schiefrigen Gesteine sind so wenig um- gewandelt, daß man sie ebensogut als Epidiabase wie als Am- phibolite bezeichnen könnte, denn daran, daß die großen Horn¬ blenden durch einen Uralitisierungsprozeß aus Augiten liervorge- gangen sind, ist ihrer ganzen Erscheinungsart nach nicht zu zweifeln. Manche Amphibol ite', z. B. am Plissenberg wurden solche gefunden, zeigen bis Erbsengroße erreichende Hornblendeein¬ sprenglinge, die so dicht gedrängt liegen, daß zwischen ihnen die feinkörnige Grundmasse nur ein ziemlich spärliches Binde¬ mittel darstellt. Ein ganz analoger Amphibolit fand sich als Culmgeröll. In ihm sind aber die großen Einsprenglinge noch als Augit teilweise erhalten und nur randlich in Hornblende be- ziehentlich Uralit übergegangen, und in einem anderen, ganz ähnlich aussehenden Gestein zeigt dieser Uralit in seiner Achsen¬ farbe für einen ||c schwingenden Strahl ein charakteristisches trübes Blau, so daß also die als Glaukophanuralit bezeichnete Abart vorliegt. Ähnliche blaue Farbtöne zeigen übrigens auch im normalen Amphibolit häufig die kleinen neugebildeten in der Grundmasse verteilten Ilornblendesäulchen. Alle diese Gesteine, in denen die Augite bezw. Hornblen¬ den so dicht gedrängt liegen, daß die übrige Gesteinsmasse so¬ zusagen nur ein Bindemittel zwischen ihnen bildet, müssen na- O j türlich auf pyroxenitische Varietäten der ursprünglichen Diabas¬ ergüsse zurückgeführt werden. Hanfkorngroße Epidotaugen, die sich in manchen feinkör¬ nigen Amphiboliten finden, mögen wohl die Ausfüllungen ur¬ sprünglicher Gasblasen im Gestein sein, also auf Diabasmandel¬ steine hinweisen. Hur so läßt es sich erklären, wenn der Epi¬ dot in Form eines vom Rande des Auges ausstrahlenden kon¬ zentrischen Prismenbüschels auskrystallisiert ist. t* Neben den körnigen Amphiboliten gibt es natürlich auch viel, ja fast überwiegend solche, an welchen eine Schieferung mehr oder weniger deutlich erkennbar ist. Hand in Hand mit der zunehmenden Schieferung geht dann meist eine zunehmende chemische Umwandlung. Die Hornblende wird durch längliche O O Fladern von Chlorit mit eingestreuten Epidotkörnern ersetzt. Gruppe des Amphibolites. 79 Der Albit nimmt an Menge zu und versteckt sich nicht mehr allein in der Grundmasse, sondern er bildet größere, z. T. por- phyroblastische Individuen, die oft nach dem Karlsbader Ge¬ setz verzwillingt sind. Die unzersetzte Hornblende wird immer schilfiger und faseriger, lange zarte Hornblendespieße durch¬ dringen die Albite. Titanit und Magnetitstaub bilden lange || ö sich hinziehende unregelmäßige Wülste und der Epidot konzentriert sich oft zu Nestern und linsenförmigen, von der Schieferung umschmiegten Augen, in denen vielleicht auch hier abgequetschte Mandelsteingeoden vorliegen. Es läßt sich nachweisen, daß neben den normalen Diabasen, den Pyroxenitdiabasen und den Mandelsteindiabasen auch Dia- baspörphyrite an den Ergüssen beteiligt waren. Im Schiefer¬ gebiet sind sie allerdings nur ganz außerordentlich selten noch erhalten (nur am Nordfuß des Plissenberges wurden verein¬ zelte Bruchstücke gefunden). Unter den Culmgeröllen wurden indessen eine ganze Anzahl verschiedener Exemplare dieses Ge¬ steines beobachtet, besonders im Nordteil des Blattes Schmiede¬ berg, also in der Schreibendorfer Elur. Die besterhaltenen Stücke zeigen eine überaus feinkörnige, fast dichte Grundmasse, in der leistenförmige Plagioklasein¬ sprenglinge von 1 — 2 mm Dicke und 3 — 6 mm Länge einge¬ bettet liegen. U. d. M. ist die ophitische Struktur der Grund¬ masse noch sehr deutlich sichtbar, die Feldspate sind aber in allen diesen Gesteinen fast vollkommen zu Zoisitaggregaten um¬ gesetzt, die durch eine Albitgrundmasse zusammengehalten wer¬ den. Das Plagioklasmolekül ist also vollständig entmischt. Die Stelle der ehemaligen Augite wird durch feinfaserigen Uralit- f Hz eingenommen. Titanit findet sich sowohl in groben Kör¬ nern (primär ausgeschieden) als auch in unregelmäßigen mit Magnetitstaub durchtränkten Klumpen (sekundär aus Ilmenit oder Titanomagnetit entstandene Der Uralit zeigt oft ausge- sprechen bläulichgrüne Farbtöne, ist aber dennoch zu grün, um ihn als Glaukophanuralit zu bezeichnen. Nur selten kann man noch an weniger zersetzten Feldspäten die ursprüngliche Natur des Plagioklases (Andesin) erkennen. 80 Petrographischer Teil. Wenn die Diabasporphyrite eine geringe meist mehr im Handstück als im Schliff sichtbare Schieferung erleiden, so nimmt die Grundmasse eine feinschuppige Struktur an, die, wie man u. d. M. beobachten kann, durch reichliche Chlorit* » ausscheidung verursacht wird. Auch Muscovit pflegt sich in den Schliffen solcher Gesteine einzufinden und beweist uns, daß J ein geringer Kaligehalt im ursprünglichen Gestein vorhanden gewesen sein muß. Geht der Schieferungsprozeß weiter, so werden die ehe¬ maligen Plagioklase (Albit-Zoisit- Aggregate) zu linsenförmigen Massen abgequetscht und die Titanitklumpen wie im gewöhn¬ lichen Amphibolit zu langen Würsten ausgezogen. Auffällig erscheint in einem der Schliffe ein Plagioklasrest, der nur auf einer Seite zu einer Spitze ausgezogen ist, auf der anderen aber durch ein Quarzhornblendeaggregat zur Linsenform ergänzt wird. Offenbar waren hier bei der Auswalzung zwei kleine dreieckige Hohlräume dadurch entstanden, daß der Feldsnat o 1 i die umschmiegenden Flasern wie ein Sperrhölzchen auseinander hielt. Einer dieser Hohlräume füllte sich durch Auskrystalli- sation von sekundären Quarzen und Hornblenden, der andere dadurch, daß der Feldspat zerquetscht wurde und ihn mit seinen Trümmern erfüllte. Die zwei schmalen Streifen von Amphibolit, welche im nördlichen Gebiet bei Wüsteröhrsdorf und Bohnau dem Quarz¬ chloritgestein eingelagert sind, wurden auf Bl. Kupferberg der geologischen Spezialkarte als dichte Amphibolite bezeichnet (im Gegensatz zu den diopsidführenden, die sich weiter im Liegen¬ den finden). Diese dichten A mphibolite bilden die Fort¬ setzung der auf Blatt Schmiedeberg als Amphibolite schlecht¬ hin bezeichneten Gesteine. In der Tat sind sie von ihnen ma¬ kroskopisch und mikroskopisch nur sehr wenig verschieden. Vor allem zeichnen sie sich durch ein besonders feines Korn aus, auch die Schieferung ist meist mehr ausgesprochen und beherrscht dem feineren Korn entsprechend das mikroskopi¬ sche Strukturbild in höherem Maße. Die Grundmasse, in der sekundärer Quarz eine bedeutende Bolle spielt, ist von Horn- Gruppe des Amphibol ites. 81 blendenädelchen in streng paralleler Anordnung durchzogen und zwischen den Hornblenden haben sich Chloritblättchen in reicher Menge, natürlich auch [ja, angesetzt. Epidot ist wieder reichlich eingestreut und mag durch Aufspaltung des Plagioklases (Ne¬ benprodukt sekundärer Albit ) und der Hornblende ( Neben¬ produkt Chlorit) entstanden sein. In einem der Gresteine, wel¬ ches sich schon dem bloßen Auge durch seine leberbraune Farbe als etwas abweichend dokumentiert, ist der bei den Biotit¬ schiefern näher zu beschreibende, lebhaft braune Biotit vor¬ handen. Hier ist dann in den Feldspäten statt des Epidots ein Zoisit gebildet worden. Ein anderes Gestein besteht fast nur aus einer äußerst fein¬ körnigen, kaum merklich gestreckten Masse von Albit, Epidot, Chlorit und Quarz. Es erscheint dem bloßen Auge dunkelgrün¬ grau und basaltähnlich dicht. O Die Felsen am Nordhange des Tales unterhalb der Bothen- zech auer Arsenikhütte sind ebenfalls feinschuppig und sehr undeutlich gestreckt. Das Mikroskop enthüllt aber in ihnen eine große Anzahl kleiner Kalknestchen, die teils aus einzelnen Individuen, teils aus Aggregaten von 10 — 12 Calcitkrystallen bestehen. Als silika tische Umbildung solcher Nester sind wohl große plumpe Epidotkörner und dichtgepackte Epidotaggregate aufzufassen. Sehr bezeichnenderweise besteht die Hornblende dieses Gesteines aus einem nur wenig gefärbten Tremoli t. dessen Auslöschungsschiefe in den verschiedenen Schnitten 10 0 nicht o K übersteigt. Die Amphibolite, welche fast überall im östlichen Teile des kristallinen Schiefergebietes mit Graniten und Gneisen in Wechsellagerung sich finden, unterscheiden sich nicht von den unmittelbar westlich angrenzenden nicht injizierten Gesteinen. So wie man aber auch hier Amphibolite, Quarzamphibolite und Quarzchloritgesteine unterscheiden kann, so sind auch im In¬ jektionsgebiet verschiedene Grade der Yercprarzung und der Chloritisierung vorhanden. Nahe östlich von der Gustavgrube z. B. ist der Amphibolit ein ganz normales Hornblende-Plagio- Neue Folge. Heft 68. 6 82 Petrographisclier Teil. klasgestein von ziemlich grobem Korn und einer mehr kurz- flaserigen als schiefrigen Textur. Kur das Erz ist zu Titanit- Magnetitschlieren umgesetzt. Daß die Hornblende nicht das ursprünglich magmatisch ausgesckiedene Mineral, sondern eine 1 o o o bei der Schieferung entstandene Xeubildung ist. beweist das Eindringen feiner Hornblendespieße in die Eeldspäte. Die Pro¬ dukte der chemischen Aufspaltung Chlorit und Epidot . die offenbar analog der Serieitbildung in Orthoklasgesteinen mehr durch die mechanische Auswalzung als durch die Xeukrvstalli- sation unter Druck eingeleitet wird, sind nur spärlich. Ein ganz in der Kähe geschlagenes Handstück zeigt viel deutlichere Schieferung- und dementsprechend vielmehr Chlorit Pennin . in dessen Flasern die Hornblende nur noch als kleine Feste vorhanden ist. Epidot ist dementsprechend reichlicher. Indessen ist der ursprüngliche titanhaltige Magnetit nur wenig- unter Bildung: von Titanitkränzen zersetzt. O Der Amphibolit des Pfaffensteins hingegen zeigt trotz seiner dunkelgrünen Farbe eine sehr weitgehende Chloriti¬ sierung. Schon sein feinschiefriger, phvllitartiger Habitus spricht sehr für starke Auswalzung. Zum guten Teil ist er allerdings auch durch eine besonders kleinkörnige und viel¬ leicht auch fluidale Struktur des ursprünglichen diabasischen Gesteins bedingt, denn er besteht, wie das Mikroskop lehrt, aus einer ophitiscken bis parallel gestreckten Aggregation kleiner leistenförmiger Plagioklase in grünlicher melanokrater Grundmasse, die jetzt allerdings lediglich aus Chlorit und Epidot besteht. Interessant sind automorphe Kieskrvställcken. welche vereinzelt im Gestein liegen und durch ein angewachse¬ nes, später entstandenes Quarzchloritaggregat zu Linsenformen ergänzt sind. Die Quarzamphibolite. Unter dopt Kamen Quarzamphibolit wurden diejenigen Ge¬ steine zusammengefaßt, die dem östlichen der beiden Amphi- bolitstreifen des Blattes Schmiedeberg angehören und einen deutlich amphibolitischen Charakter haben. Wie schon früher Gruppe des Amphibolites. erwähnt wurde, ist dieser östliche Streifen aus Quarzamphibo- liten und Quarzchloritgesteinen zusammengesetzt, er zeigt also im ganzen saurere und stärker chemisch umgesetzte Gesteine als der westliche. Da aber als Quarzamphibolite gerade die basischeren und weniger umgesetzten Gesteine dieses Streifens bezeichnet sind, so ist es kein Wunder, wenn sie sich von / / den Amphiboliten des westlichen Streifens nur unwesentlich unterscheiden und durch Übergänge mit ihnen verbunden sind. Die Geringfügigkeit des Unterschiedes macht sich auch in der Analyse geltend, deren Ergebnisse sich ganz eng an die- jenigen von westlichen Amphiboliten anschließen. Bezeichnend ist nur der höhere Orthoklasgehalt und der etwas geringere Ge¬ halt an Plagioklas und gefärbten Gemengteilen. Freier Quarz ist aus der Analyse nicht zu errechnen, der im Dünnschliff sichtbare Quarz ist also zum mindesten für dasjenige Gesteins¬ vorkommen. von dem die Analyse genommen wurde, sekundärer Natur und durch eine Aufspaltung des Andesinmoleküls in Albit, Epidot und Quarz zu erklären. A m p h i b 0 1 i t. Steinbruch im Beckengrunde bei Klette Schmiedeberg. Spez. Gew. 2.965 (anal. KlüSS). Y. H. Mol.-Proz. Koeffizienten nach Grubenmann nach Osann Si02 50,68 Si02 j S 56,66 a = 2,9 Ti02 0,87 Ti02 ( P, 05 \ 56.66 A 4,70 c= 3.4 AB O3 15,98 C 5,67 f = 13,7 Fe2 O3 4.19 Al2 O3 10.37 M 2,81 FeO CaO 7.31 7.18 F e2 Os FeO l 10,16 F 22.60 T — MgO 5,82 CaO 8,48 K 0,91 K20 1,66 MgO 9,63 Na,0 3,31 k2o 1,17 h2o 3.16 ■j Na, 0 3,53 sö3 Spur 100,00 s 0,04 p205 0,09 100,29 6* 84 Petrographischer Teil. Die Zusammensetzung entspricht einem Gestein von 9 v. H. Orthoklas, 51 v. H. Andesin (mit 55 v. H. Albitmolekül ) und 40 v. H. gefärbten Gemengteilen. Die obige Analyse stammt von einem der basischsten Ge¬ steine des Gebietes, welches auch makroskopisch und mikro¬ skopisch den Amphiboliten der westlichen Zone besonders nahe steht. Das Gestein ist dunkelgraugrün, von äußerst feinem, erst mit starker Lupe sichtbarem Korn und muschligem bis splitterigem Bruch. U. d. M. gewahrt man ein verworrenes, nur leicht gestrecktes Gewirr von Hornblendenädelchen und Epidotstäubchen, das von einem farblosen Gemenge von Albit. Orthoklas und etwas Quarz durchtränkt wird. In dieser Grund¬ masse liegen Hornblenden, die sich durch ihre mangelnde krystallographische Begrenzung als Reste von femischen Ge¬ mengteilen des unveränderten Gesteines kundgeben. Nur hier und da lassen schärfer begrenzte Formen eine porphyro- blastische Neukrystallisation von Hornblendemasse vermuten. Zwillingsbildung ist selten und kommt nur an den krystallo- graphisch schlecht begrenzten Hornblenden vor. Kleine Magne- tit-iT itanit- Aggregate verraten durch ihre lappigen Formen, daß sie aus Ilmenit hervorgegangen sind. Ein anderes etwas großkörnigeres und deutlich gestrecktes Gestein (aus dem obersten Teil des Hellengrundes) zeigt die in¬ teressante Eigenschaft, daß sich die kleinen Hornblendesäulchen o der Grundmasse an die großen Hornblendereste in paralleler krystallographischer Anordnung anlagern, ohne jedoch mit ihnen zu einheitlichen Kry stallen zu verwachsen. Der weitaus größte Teil der als Quarzamphibolit bezeich- neten Gesteine ist feinkörnig, kurzflaserig, ziemlich dunkel¬ grün und auf den Schieferungsflächen meist infolge reichlicher Chloritausscheidung ausgesprochen glimmerig. Stets führen sie Epidot und meist ziemlich viel Quarz. U. d. M. macht sich die Schieferung stets durch parallele Anordnung der Horn¬ blenden und Chlorite geltend, doch sind keine scharf ge¬ streckten. im Querschnitt geradlinig verlaufende Gleitflasern Gruppe des Amphibolites. 85 zu selien. sondern die dunklen Gemengteile umschmiegen die Feldspäte und Quarznester in sanft geschlungenen Linien. Der ursprüngliche Plagioklas ist ein saurer Labrador, oft liegen die Krystalle desselben mit ihrer Längsrichtung noch quer zu a. D ie Hornblende ist meist zwischen gelbgrün und tief- grün pleochroitisch, oft zeigt auch der c schwingende Strahl die schon erwähnten blauen Farbtöne. Chlorit schmiegt sich nur in den Hornblendeflasern hier und da zwischen die Säul- clien hinein. Magnetitkörner mit Titanitsaum oder von Limonit durchstäubte Titanitklümpchen fehlen nie. Quarz tritt stets nur wenig hervor und versteckt sich in den feinkörnigen Par¬ tien. Epidot durchstäubt in kleinen Körnchen das ganze Ge¬ stein, besonders die Hornblende-Chloritflasern. Selten findet man großkörnigere Gesteine dieser Art, in denen dann öfters be¬ sonders große Feldspäte oder besonders große Hornblendereste augenartig als hanfkorngroße Körner hervortreten. Die Feld¬ spataugen sind dabei meist zu ziemlich langen, schmalen Schmitzchen ausgezogen (oberster Hellengrund). Den als Quarzchloritgesteinen bezeichneten Arten nähern sich gewisse graugrüne bis tiefgrüne feinschuppige Gesteine mit phyllitartiger Schieferung und einer mit der Schieferung gleichlaufenden Bänderung von helleren und dunkleren Färb- tönen. Diese Gesteine, deren lagenförmiger Aufbau sie also sehr wahrscheinlich als Sedimente dokumentiert, schließen sich dennoch in ihrem Mineralbestand vor allem dadurch, daß die Hornblende den Chlorit stark überwiegt, an die Amphibolite an. Auch ihrem Vorkommen nach kann man sie in der Karten¬ darstellung nicht von denjenigen Amphiboliten trennen, die offenbar aus der Metamorphose von basischen Ergußgesteinen entstanden sind. U. d. M. gewahrt man hier lange Flasern von feinstrahliger Hornblende, zwischen denen schmale aus Quarz und Albit bestehende Streifen sich hinziehen. Die Horn¬ blende ist gelbgrün bis ‘saftgrün, der Quarz zeigt oft undulöse Auslöschung. Epidot ist besonders den Hornblendesträhnen reichlich eingestreut und konzentriert sich hier und da zu aug e nf ö r mi ge n Nestern, 86 Petrographischer Teil. Andere Schiefer wieder dokumentieren sich als ehemalige Effusivgesteine dadurch, daß man in ihnen noch die Reste ausgewalzter Geoden erkennt, sie sind also aus der Streckung von Diabasmandelsteinen hervorgegangen. Diese Mandeln sind meist mit Chlorit erfüllt, in dem sich neugebildete Hornblende- nädelchen in großer Zahl angesiedelt haben. Das Gestein in ihrer Umgebung ist besonders stark von Epidotkörnchen durch¬ stäubt. Kurze durch Korrosion gerundete Apatitbruchstücke und scharf automorphe Magnetite sind die einzigen unverän¬ derten Reste des ursprünglichen Gesteines, dessen ehedem aus Augit und Labrador bestehende Masse in ein wirres Gemenge von Hornblende, Albit, Epidot und etwas Quarz übergegangen ist. Ein anderes Gestein, welches in ähnlich aufgebauter Grund¬ masse große meist nur aus drei bis vier Individuen bestehende Epidotnester führt, dürfte ebenfalls aus einem Diabasmandel- stein hervorgegangen sein, in dem aber die Mandeln nicht mit Chlorit, sondern vermutlich mit Calcit ehedem erfüllt waren. Die Biotitschiefer. Ein eigenartiges Gestein bilden die als Biotitschiefer be- zeichneten, selten über 20 cm starken Einlagerungen im Am- phibolit. Sie sind von äußerst feinschuppigem Bau, zeigen sel¬ ten weithin streichende Flasern oder ebene Schieferungsflächen, sondern sind kurzschuppig wie die von den älteren Petro- graphen als dichte Gneise bezeichneten Gesteine. Ihre Gesamt¬ farbe ist ein mattes Dunkelbraun. Dabei lassen sie im Quer¬ bruch oft eine deutliche Bänderung von helleren und dunkleren Lagen, oder doch wenigstens einzelne einander parallellaufende papierdünne Schichten grünlichgrauer Farbe erkennen. U. d. M. zeigen sie bis ins kleinste gehende Schieferung. Einer fein¬ körnigen Grundmasse von länglichen ||a gestreckten Quarzen und unverzwillingten Feldspäten sind lebhaft braune Biotit¬ blättchen in großer Zahl eingestreut. Mit augenförmigem Quer¬ schnitt und von der Grundmasse umschmiegt, treten kleine Feldspäte, Orthoklase und Plagioklase darin auf. Die braunen Gruppe des Amphibolites. 87 Biotite scharen sich öfters zu längeren ununterbrochenen Zügen zusammen ; oft sind seine Blätter aber auch schräg zu G an¬ geordnet. Die Tafeln sind beiderseits durch sehr glatte ebene Flächen begrenzt und lösen sich randlich in feine Splitterchen und Schülferclien auf. Sein Pleochroismus ist hellockergelb — tief goldbraun, die Doppelbrechung, die für Biotit bezeichnende, sehr starke. Eine Schlagfigur konnte infolge der Feinheit der Blätt¬ chen leider nicht hergestellt werden. Die Feldspataugen, teils Orthoklas, teils Plagioklas, sind öfters kataklastisch zerbrochen. Automorphe Pyritkrvstalle, einige Epidotkörnchen und kleine Ijö gelagerte Chloritblättchen finden sich als Übergemengteile. Bemerkenswert sind einige quer zur Schieferung verlaufende, von Quarz erfüllte Gangtrümchen dadurch, daß sie streckenweise unterbrochen sind durch ganz normal entwickelte Schieferzonen. Offenbar haben längs dieser Schieferzonen nach Ausbildung der Quarztrümer noch Gleitbewegungen stattgefunden, durch die der Quarz zerrieben und in den petrographischen Verband des Schiefers mit aufgenommen wurde. Chemisch und daher auch im Mineralbestand etwas ab¬ weichend ist der Biotitschiefer, der sich westlich vom Hasel¬ bacher Windbusch fand. Er zeigt eine sehr reichliche Be¬ teiligung von Plagioklas, sehr viel Epidot, der außer in kleinen einnestreuten Körnchen auch in größeren grobkrvstallinen Nestern vorkommt, und einzelne kleine in ihrer c- Achsenfarbe auffallend bl äul i c hg rü ne H o r nb 1 e nd e n ä d e lc he n . Ein Biotitschiefer vom Nordrand des Wolfsberges zeigt in der zur mikroskopischen Untersuchung verwandten Partie lang- linsenförmige Schmitzen sekundären Quarzes und u. d. M. außer¬ dem mannigfaltige Stauchungen. Mikroskopische Quertrümer von Quarz, die auch ihn reichlich durchsetzen, sind vielfach ver¬ worfen und verschoben. Übrigens ist in diesen Trümern auch etwas Albit und z. T. auch Calcit ausgeschieden. Die Stauchung, Ausscheidung von parallelen Quarzschmitzen und Durchsetzung mit gangförmigen Quarzäderchen geht bei einer Probe vom Hohen Berge (im Ilermsdorfer Wildschutzbe- 88 Petrographischer Teil. zirk) so weit, daß die zwischen den Schmitzen und Trümchen liegenden, infolge der Stauchung mit ihren Schieferflächen kreuz und quer gerichteten Teile normalen Gesteins insgesamt fast den Eindruck einer Breccie machen. Da natürlich auch die Augen mit zerteilt sind, so kann man auch bei ungenauer Be¬ obachtung an echte Kataklasstruktur denken. Die Frage nach der Entstehung beziehentlich nach dem Ursprungsgestein des Biotitschiefers ist schwer zu beantworten. Der braune Biotit sowohl als die kleinen automorphen bläulich¬ grünen Hornblenden sind während der Schieferung entstandene Neubildungen. Auch im Gefüge bietet das Gestein keinerlei eigentliche Reliktstrukturen. Nur das Vorhandensein der Eeld- spataugen läßt mit einiger Wahrscheinlichkeit auf eine por- phyrische Struktur des Ausgangsmateriales schließen, um so mehr als zwischen dem Biotitschiefer und dem Porphyroid Über¬ gänge oder wenigstens nahe Beziehungen zu bestehen scheinen. Man kann daher mit einiger Wahrscheinlichkeit annehmen, daß er aus einem seinem Mineralbestand nach mittelsauren und porphyrischen Gestein entstanden ist. Das Vorkommen in ganz dünnen Lagen zwischen den Amphiboliten läßt allerdings mehr auf gelegentliche abweichende Schlieren innerhalb, als auf selbständige Effusivdecken zwischen den diabasischen Gesteinen schließen. Die Porpkyroicle. Die als Porphyroid bezeichneten Gesteine finden sich als Einlagerungen besonders in den östlichen Quarzchloritgesteinen und Quarzamphiboliten, auch im Injektionsgebiet /sind sie häufig, im westlichen Amphibolit dagegen sind sie selten. Es sind sehr leicht kenntliche grünlichgraue, selten lichtbräunliche Gesteine. Meist sind sie sehr fein ebenschiefrig, bisweilen auch dicht. Ausgezeichnet sind sie sämtlich durch das Auftreten knapp hanf- korngroßer, oft nur rübsenkorngroßer porphy rischer Einspreng¬ linge, d ie in dem dichten, wenig schiefrigen Gestein regellos an¬ geordnet und vollkommen automorph sind, in den feinschuppigen mehr oder weniger Linsenform annehmen. Sind die Einspreng- Gruppe des Aruphibolites. 89 linge sehr zahlreich, so entsteht dadurch, daß die Augen ver¬ walten und von der gestreckten Grundmasse umwoben werden, eine flaserige Textur. Auffallend ist es, daß die Porphyroide im Amphibolit oft nur zentimeterstarke Einlagerungen bilden, obwohl sie sich von ihm petrographisch sehr wesentlich unter¬ scheiden. Groß ist vor allen Dingen der chemische Unter¬ schied. Im Mineralbestand sind gewisse Analogien mit Quarz- amphiboliten und Quarzchloritgesteine unverkennbar. Mit den Biotitschiefern sind sie sogar durch Übergänge verbunden. Die Analyse eines Porphyroides ergab. Porphyroid. Südfuß des Stenzeiberges. Bl. Schmiedeberg. Spez. Gew. 2,692. Anal. KlüSS. Y. H. Mol.- -Proz. Koeffizienten nach Gruben mann nach Osann Si02 1 D . 3 0 Si02 ] S 80,55 a = 10.6 Ti 0, Spur Ti02 > 80,55 A 6,42 c= 1,8 Al, 03 12,17 P2O5] C 0,95 f = 7,6 F e2 03 1,12 Al, 03 7,65 F 4,43 FeO 2,70 F e, 03 | 3,30 T 0,28 CaO 0,83 FeO Iv 1.8 MgO 0,71 CaO 0,95 K,0 0,25 MgO 1,13 Na, 0 6.05 K,0 0.17 h2o 0,83 N a, O 6,25 P2O5 s SOs 0.12 Spur 0,16 100,00 100.29 j Also ein echter Albitporphyrit, wenn man bedenkt, daß ein Teil des Alumosilikates, welches die Berechnung dem Anorthit O als Ca-Al-Silikat zuschreibt, als Mg-Al-Silikat dem Chlorit an¬ gehört. Das meiste Interesse bieten natürlich die fast oder ganz ungeschieferten Gesteine. Sie zeigen u. d. M. ein echt por- 90 Petrographischer Teil. phyrisches Bild. In einer feinkörnigen, aus Quarz und Feldspat % bestehenden Grundmasse liegen die streng automorphen Plagio¬ klase, einige Orthoklase und dihexaedrische Quarze. Meist zei¬ gen diese Einsprenglinge schon deutliche Zerbrechungserschei- nungen, und der Quarz hat ausgesprochen undulöse Auslöschung. Seine Eihexaederform ist stets stark gerundet, weniger wohl durch mechanische Abbröckelung, als durch eine schon bei der Entstehung des porphyrischen Ursprungsgesteins vor sich ge¬ gangene chemische Resorption der äußeren Partien. Für letztere Prozesse sprechen besonders die langen schlauchförmigen Ein¬ stülpungen der Grundmasse, die auch hier, wie in so vielen quarzführenden Porphyren nachweisbar sind (Taf. III, Fig. 4). Von wiederverheilten Sprüngen im Quarz zeugen die so oft be¬ schriebenen, im Querschnitt strichförmig erscheinenden, auf schmale Flächen beschränkten Zonen von Flüssigkeitsein¬ schlüssen. Der Plagioklas, der eine bis 15° steigende symmetri¬ sche Auslöschungsschiefe der Zwillingslamellen zeigt, ist offen¬ bar ein sehr saurer, fast reiner Albit. Die kleinen Krystalle sind leistenförmig, die größeren plump rechteckig. Die Zwil¬ lingsbildung ist meist sehr stark, aber die Lamellen sind nicht übermäßig zart. Orthoklas findet sich nur sehr vereinzelt, ein- mal wurde auch ein Mikroklin entdeckt. Interessant sind myr- mekitische Durchwachsungen von Quarz und Plagioklas, die allerdings nur einmal in einem Gesteine vom Nordfuß des Plis- senberges gefunden wurden (Taf. III, Fig. 5). Die Grundmasse löst sich meist schon bei hundertfacher Vergrößerung t in ein Aggregat von Quarzen und leistenförmigen Plagioklasen auf. Gefärbte Gemengteile finden sich nur in geringer Menge und nur in der Grundmasse. Außerdem sind auch in den ungestreckten Gesteinen die gefärbten Gemengteile nie mehr als solche er¬ halten. sondern stets durch Chlorit und Epidot ersetzt. Hier und da findet sich zwar etwas Hornblende, aber auch sie macht mit ihren streng parallel gerichteten Säulchen den Eindruck einer krystalloblastischen Neubildung. Das einzige eisenhaltige Mineral, das vielleicht noch unverändert vorliegt, ist der Magnetit. Gruppe des Amphibolites. 91 der z. T. an die zackigen llmenittafeln erinnernde Aggregate, aber ohne Titanitbeimengung zeigt. Der Chlorit, der den Epidot weitaus überwiegt, ist meist in kleinen Blättchen den Mineralien der Grundmasse lose zwischengestreut, bisweilen findet er sich auch ähnlich wie der Biotit in Kontaktgesteinen in eirunden Täfelchen als Einschluß in den Quarzen. Das ganze Gestein scheint auch, wenn es keine wesentlichen Auswalzungserschei¬ nungen erkennen läßt, doch einer starken Umkrystallisation un¬ terlegen zu haben. Die Spuren eines Streß sind meist nur da¬ durch kenntlich, daß ganz feine Sericithäute sich um die por- phyrischen Einsprenglinge legen und hier und da in deren Druckschatten etwas Calcit ausgeschieden ist. Auffallend sind auch kleine Bärte winziger Hornblendenadeln, die sich bis¬ weilen zu beiden Seiten an die Quarze anlegen. Häufig sind kleine mikroskopische Quarzgänge, die das Gestein durchsetzen. Sie sind dort, wo sich ihnen ein Quarzeinsprengling entgegen¬ stellt, scheinbar unterbrochen, in Wirklichkeit aber, wie eine schmale, an Flüssigkeitseinschlüssen reiche Verbindungszone im Quarz verrät, nur dadurch unsichtbar, daß sich innerhalb des zersprungenen alten Quarzkornes der sekundäre Quarz in optisch gleicher Orientierung angesetzt hat. also der Riß im Quarzkorn wieder zugeheilt ist. Die stärker geschieferten, weitaus häufigsten Abarten sehen makroskopisch oft etwas granulitähnlich durch ihre Ebenschiefrigkeit und ihre helle Färbung aus, doch sind die Schieferungsflächen stets mit Chlorit belegt und stellen sich daher im Querschnitt als feine grüne, nicht wie meist beim Granulit braune Striche dar und ferner unterscheidet sich das Gestein auch vom Granulit durch die meist noch auto¬ morphen, oft sanidinähnlich frischen Feldspateinsprenglinge. Die Quarze sind schmitzenförmig ausgezogen und ausgesprochen bläulich ; außerdem erkennt man mit bloßem Auge noch hier und da verschwommen gelbgraue Flecke, welche Gebiete star¬ ker Epidoteinstreuung darstellen. Der Gesamteindruck der Ge¬ steine unter dem Mikroskop ist der einer Kataklasstruktur mit Petrographischer Teil. 92 sehr viel feinkörnigem Zerreibungsprodukt. Die Grundmasse ist stark schiefrig und führt neben Epidot und Chlorit mit zu¬ nehmender Schieferung eine immer stärker werdende Menge von Sericit. Die darinliegenden Einsprenglinge sind Bruch¬ stücke von Quarz, Orthoklas und Plagioklas. Die Zwillings¬ lamellen der Plagioklase sind in mannigfachster Weise ver¬ schoben und zerbrochen, die Orthoklase, die oft Karlsbader Zwil¬ linge darstellen, sind im allgemeinen weniger mitgenommen. Die Quarze sind undulös, besonders stark in der Umgebung der schlauchförmigen Grundmasseeinstülpungen, da sie hier dem Drucke besonders günstige Angriffspunkte boten. Oft sind sie auch gänzlich zersplittert und wie Kometenschweife ziehen sich lange Zonen von Quarzsplittern in der Schieferungsrichtung hin¬ ter ihnen her. Interessant ist auch ein Quarzkorn, das eine ältere wieder verheilte Zerbrechung zeigt durch von einem Punkte O O ausstrahlende Einschlußzonen (ehemalige von einem Angriffs¬ punkt ausstrahlende Sprünge), während eine jüngere durch un¬ dulöse Auslöschung gekennzeichnete Zerbrechung jja die ältere quer durchsetzt. Die Grundmasse besteht aus einem dichtgepackten, streng i|ö geordneten Gemenge von kleinen flachen Quarz- und Pla¬ gioklaskörnchen. Es erweckt ganz den Anschein, als ob die Plagioklase schon von Haus aus Leistenform oder Tafelform be¬ sessen hätten und als ob sie schon im Ursprungsgestein infolge einer Fluktuationsstruktur parallel angeordnet waren. An gefärbten Gemengteilen findet sich in diesen Gesteinen Hornblende nur ganz ausnahmsweise. Die wichtigste Polle spielt zweifellos der Chlorit. Er ist in die Grundmasse in kleinen parallelen Blättchen eingestreut, bisweilen auch zu kurzen Fla¬ sern aneinandergereiht. In der Nähe der Einschlüsse macht sich oft eine fein« Stauchung der Chloritblättchen geltend, auch findet er sich als letzte Neubildung in kleinen Rissen und Spalten, welche die Einsprenglinge während der Schieferung erhielten. Zwischen den flaserhaften Chloritpartien ist zuweilen etwas Muscovit bezw. grobschuppiger Sericit eingelagert : auch der lebhaft braune Biotit ist den Porphyroiden nicht ganz fremd. Gruppe des Amphibolites. 9?> Epidot ist teils feinkörnig eingestrent, teils zu großkrystal- linen Nestern konkretionär verwachsen. Plumpe Apatitkörner sind Reste des ursprünglichen Gesteins, scharf automorphe Py- ritkry stalle sind spätere Neubildungen. Ein Porphvroid, der sich nördlich vom Scharlachberge fand, ist besonders reich an Epidot und an unregelmäßigen Nestern von Serieit. Ganz ähn¬ liche Verhältnisse zeigt ein im Quarzchloritgestein weiter nord¬ westlich gefundenes Lesestück, an dem sich auch Calcit be¬ teiligt, und das schon dem bloßen Auge durch seine bräunlichen, von Limonit durchstäubten und grünlichen kompakten Epidot¬ nester auffällt. Geht der Schieferungsprozeß noch weiter, so entstehen 1 ve¬ steine, die keine Lagenstruktur mehr haben, sondern mehr langflaserig mit massenhaften Flaserungshäuten sind. Mit der Lupe erkennt man auch in ihnen noch augenförmige, aber nie mehr automorphe Feldspatreste. U. d. M. sind hier die zerdrückten Quarze nur als rein quarzige Splitterpartien sicht¬ bar, die gegen die umgebende feldspathaltige Grundmasse un¬ scharf begrenzt sind. Die Feldspäte sind noch als Bruch¬ stücke zu sehen. Diese Bruchstücke sind aber oft durch neuge- bildete Quarzalbitaggregate zur Linsenform ergänzt. Bezeich¬ nenderweise finden sich auch massenhaft Sericitflitterchen in diesen Feldspatresten als erste Spuren gänzlichen Zerfalles ausgeschieden. Auch in Strähnen findet sich der Serieit, in eben dieser Form ist auch der Chlorit angeordnet, der in diesen Gesteinen meist ein ziemlich lebhaft doppelbrechender Klino¬ chlor ist. In den Chloritschlieren ist Granat eingestreut. Epidot durchsetzt in kleinen Körnchen das Gestein. Einzelne auf¬ fallend scharfe automorphe Magnetitkörner, kleine Schlieren von Titanitstaub und Apatitbruchstücke finden sich verschie¬ dentlich. Ein Gestein aus der Nachbarschaft des Wüsteröhrs- dorfer Lamporphyrganges ist ganz außerordentlich arm an Quarz und Feldspateinsprenglingen und nähert sich dadurch sehr dem Quarzchloritgestein. Ein anderes, das als Culmgeröll im Schreibendorfer Gebiet gefunden wurde, zeigt u. d. M. eine auffällig starke Beteiligung von Hornblendenäde lohen in der Petrographischer Teil. (.)4 Grundmasse und sogar einige größere linsenförmige Horn¬ blendemassen, die in ihrer faserigen Ausbildung sehr an Uralit erinnern. Offenbar liegt diesem Porphvroid ein augitführen- der Porphyrit als Urmaterial zugrunde. Ein anderer schiefriger Porphyroid ist insofern wohl einem etwas abweichenden Urmaterial zuzuschreiben, als er wesent¬ lich reicher an Kalifeldspat ist als die sonstigen Stücke. Er bildet eine kleine Einlagerung im Amphibolit des Bahnein¬ schnittes bei Dittersbach. Meist ist der Feldspat ein feinge¬ gitterter Mikroklin ; auch Mikroklinperth.it ist häufig. Dem K aligehalt entsprechend überwiegt auch der Sericit sehr unter den Zermalmungsprodukten und ist hier und da zu blätteri¬ gem Muscovit regeneriert. Bezeichnend ist auch, daß die Feld¬ spateinsprenglinge oft von Quarz myrmekitisch durchlöchert sind. Granat findet sich mehrfach und umgibt sogar einmal ringförmig eine Muscovittafel. Erwähnenswert ist endlich ein Porphyroid von der Alten Poststraße bei Klette, m welchem die gefärbten Gemengteile einzig durch lebhaft braunen Biotit in langen geschlossenen Flasern gebildet werden. Das Gestein bildet dadurch einen Übergang zu den »Biotitschiefern«. Ganz extrem starke Schieferung weist ein Gesteinsstück auf, das einer Porphyroidlinse dicht nördlich vom Orte Herms¬ dorf entnommen wurde. Auch hier sind noch Quarz und Feld- spataugen allerdings nur in Form ganz feiner langgezogener Schmitzen mit bloßem Auge nachweisbar. Das mikroskopische Bild ist das gewohnte, nur ist die Grundmasse noch stärker gestreckt, die Flasern sind noch häufiger serieitisch, die Quarze sind sämtlich vollkommen zu mosaikartigen Splittermassen zer¬ brochen. Die sehr verschiedenen Grade der Schieferung, die der Porphyroid aufweisen kann, sind wohl nur z. T. durch eine ver¬ schieden starke Wirkung des gebirgsbildenden Druckes zu er¬ klären. Verschiedene Anzeichen sprechen dafür, daß auch eine verschieden starke Veranlagung des ursprünglichen Gesteines Gruppe des Amphibolites. 95 mit dafür verantwortlich zu machen ist. Gewisse Gesteine von den Wüsteröhrsdorf er Feldern lassen vermuten, daß das Ur¬ sprungsgestein z. T. eine Fluidalstruktur besaß, die bereits primär eine Streckung der Gemengteile nach bestimmter Rich¬ tung veranlaßte. Makroskopisch unterscheiden sich diese Ge¬ steine nur wenig vom normalen Porphyroid, zumal auch sie neben der Fluidalstruktur eine dieser parallel laufende Schie¬ ferung haben. Es ist bezeichnend, daß die Streckung der Grundmasse hier ganz besonders in der Nähe der Einspreng¬ linge sich findet, die sie mantelförmig sehr vollkommen um¬ schmiegt, genau wie ja auch in porphyrischen Gesteinen die Fluktuation der Grundmasse besonders nahe an den Einspreng¬ lingen deutlich hervorzutreten pflegt. Es kann gar kein Zweifel darüber bestehen, daß die als Porphyroide bezeichneten Gesteine durch Druckschieferung aus porphyritischen Ergußgesteinen hervorgegangen sind. Wie sich unter den Gerollen des Culmgebietes überhaupt weniger gestreckte Modifikationen derselben Gesteine wie im Schiefergebiet mehrfach finden, so gelang es auch, eine Reihe von Gerollen wenig gestreckter porphyritischer Ergußgesteine als Seltenheiten zu sammeln, die sich z. T. direkt an den Porphyroid anschließen, z. T. etwas anderen, meist basischeren, seltener saureren Ergüssen zugehören. Am nächsten steht dem Porphyroid ein porphyritiseh.es Culmgeröll von der Einsattelung des' Laubberges, welches an Einsprenglingen Quarz, Plagio¬ klas und etwas Orthoklas in einer feinkörnigen, leider schon recht zersetzten Grundmasse aufweist. Orthoklasreicher als der Porphyroid ist ein trachytisehes Geröll vom Laubberg. In einer Grundmasse von länglichen Orthoklasen, die fast sämt¬ lich einfach verzwillingt und durch Fluktuationen einander parallel gelagert sind, liegen größere Feldspäte und völlig zu Epidot umgewandelte Reste von säulenförmigen, automorphen Hornblendeeinsprenglingen. Ein porphyritisches Gestein, welches bereits wesentlich ba- 96 Petrographischer Teil. sischer als Porphyroid ist und bei eintretender Schieferung wohl eher im Heer der Amphibolite aufgehen, als einen deut¬ lichen Porphyroid bilden würde, fand sich als Culmgeröll am Spitzstein. In höchst feinkörniger, an gefärbten Gemengteilen außerordentlich reicher Grundmasse liefen hier lang: leisten- förmige Plagioklaseinsprenglinge kreuz und quer gestellt und oft zu Gruppen miteinander verwachsen. Die vielen langen Apatitsäulchen, die die Grundmasse durchspicken, enthalten oft einen medianen Glaskanal : das Magneteisenerz ist in Form außerordentlich zarter Dendritgebilde in der Grundmasse aus¬ geschieden. Die Verwachsungen der Einsprenglingsfeldspäte zeigen oft eine an die Ophitstruktur der Diabase erinnernde Anordnung und es fand sich auch eine einschlußartige Partie, die aus einem eigentlichen ophitischen Gestein besteht, dessen Feldspäte aber vollkommen mit der älteren Feldspatgeneration des umgebenden Porplryrites identisch sind. Da nun die Forschungen S GH W AN T K E 's (11) an grönländischen Basalten ergeben haben, daß die Diabase und Dolerite sich von den Melaphyren und Basalten in der Art unterscheiden, daß* die Feldspäte in jenen den Feldspäten erster Generation in diesen entsprechen, so läge also hier wohl eine Art Urausscheidung diabasischer Natur im melaphyrartigen Ergußgestein vor. welche uns beweist, daß das Ergußgestein seinerseits als ein Abkömm- ling des Diabasmagmas anzusehen ist. Hierdurch wird zwi¬ schen diesem Culmgeröll und dem anstehenden Amphibolit eine nahe petrographische Verwandtschaft aufgedeckt, und das scheinbar aus ferner Gegend herbeigeführte Geröll kann sehr wohl wie alle anderen Gerolle aus den oberen, weniger mcta- morphen Teufen des krystallinen Schiefergebietes stammen. Ein anderes Porphyritgeröll mit sehr frischen, noch sani¬ dinähnlich glänzenden Plagioklaseinsprenglingen, die allerdings nie Hanfkorngröße überschreiten, ist sehr melaphyrartig und zeigt überdies kleine runde und gerundet eckige, von Quarz und Delessit erfüllte Geoden. Gruppe des Amphibol ites. 97 Ganz echter Melaphyr ohne porphyrische Einsprenglinge mit Intersertalstruktur und zersetzten Olivinresten fand sich als Geröll bei Oberschreibendorf. Auch Mandelsteine wurden beobachtet, doch ist in ihnen die Gesteinsmasse meist so zer¬ setzt, daß ihre petrographische Natur nicht mehr feststellbar ist. Bemerkenswert ist, daß in einem solchen Mandelstein vom Gipfel des Lauschberges die Geoden unrund sind und Splitter des Nebengesteins enthalten. Es deutet dies offenbar auf den Beginn einer mechanischen Umformung des Gesteins unter Ge- birgsdruck. Eluidale Porphyrite fanden sich sowohl am Laubberg im Norden als an der Wache bei Stadt. Hermsdorf in der Süd¬ hälfte des Blattes Schmiedeber g. LT. d. M. gewahrt man liier o o eine Parallellagerung sämtlicher schlank leistenförmiger Grund- massefeldspäte. Die Schwärme dieser schmalen Leistchen schmiegen sich in flachen Wellenlinien um die größeren Eeld- O O späte erster Generation herum. In einem Porphyrit mit mehr isodiametrischer als ophit- ähnlicher Grundmasse fand sich auch als Einschluß ein kleines Quarzitkorn mit deutlicher Kontaktstruktur. Es führt neben Quarz feinschuppige sericitische Massen (vielleicht zersetzten Cordierit) und ölgrüne, büschelförmig aggregierte Biotite. Es wird also durch diese Culmgerölle bewiesen, daß neben den Diabasdecken zahlreiche Porphyritergüsse vorhanden waren, die' von fast trachy tischen zu melaph'y rischen Gesteinen hin¬ überführen. Die Umwandlungsprodukte der basischen Por¬ phyrite sind offenbar unter den amphibolitischen Gesteinen enthalten, diejenigen der viel spärlicheren sauren Porphyrite liegen uns in den Porphyroiden vor. I)ic (lichten Quarzchloritgesteine. Unter dem Namen dichter Quarzchloritgesteine mußte eine große Zahl sehr verschiedener Gesteine zusammengefaßt wer¬ den, die nicht nur räumlich, sondern auch petrographisch eng* Neue Folge. Heft CS. 7 98 P etr ograph isch er T eil . miteinander verknüpft sind. Auch genetisch sind sie insofern nahe miteinander verwandt, als sie sämtlich Produkte einer starken chemischen Umsetzung* sind, sehr verschieden kann aber immerhin das Ursprungsmaterial gewesen sein, aus dem sie her Vorgängen. Die weitaus größte Menge ist wohl das End- O c ö o produkt der schon bei den Quarzamphiboliten beschriebenen Aufspaltung eines Augitplagioklasgesteines in Albit, Epidot und Quarz einerseits und Chlorit und Epidot andererseits. Dieser Vorgang ist sonst hauptsächlich bei der Umwandlung der Diabase in der Nähe von Verwerfungen beobachtet worden, tritt aber liier ausnahmsweise regional über größere Gebiete verbreitet auf. Bisweilen ist wohl auch Hornblende freilich in sekundärer Ausscheidung, nicht als Uralit aus dem Augitmolekül hervor- 0 7 O gegangen. Die Struktur des ursprünglichen Gesteins ging, da zugleich eine starke Schieferung eintrat, völlig verloren. Manche Quarzchloritgesteine sind wahrscheinlich aus Sedimenten ent¬ standen, die wie z. B. Diabastuffe, Schalsteine usw. viel basi¬ sches Material enthielten : auch ist nicht ausgeschlossen, daß in ursprünglich weniger basische Sedimente Eisenmagnesiasili- kate aus den benachbarten Diabasen eingewandert sind. Da es auch Übergänge von den Quarzchloritgesteinen zum Porphyroid gibt, so darf man annehmen, daß auch Porphyrite unter starker chemischer Umsetzung und völliger Zerquetschung* der Eeld- spateinsprenglinge zu Quarzchloritgesteinen umgewandelt sind. Ein schmaler Streifen dichten Quarzites, der durch reichlichen Limonitstaub ockergelb gefärbt erscheint, ist sogar vielleicht durch Verkieselung aus einem eisencarbonathaltigen dolomiti- sehen Kalkstein hervorgegangen. Dieser Ockerquarzit findet sich in der Nähe, und zwar im Süden westlich, im Norden östlich von Wüsteröhrsdorf. Makroskopisch gibt es zwischen den Quarziten verschiede¬ ner Entstehungsart keine prägnanten Unterschiede und selbst bei mikroskopischer Untersuchung ist man nur zu oft im Zweifel, welchem Ursprungsgestein man dieses oder jenes Gruppe des Amphibolites. 99 Quarzchloritgestein zuweisen soll, so daß eine Festlegung der verschiedenen Arten auf der Karte leider ganz unmöglich ist. Die Verschiedenheit der Gesteinsnatur macht sich auch in den Analysen geltend. Zwei Gesteinsproben, die eine nördlich von Rohn au beim Prittwitzdorfer Kalkbruch entnommen, die andere westlich von Wüsteröhrsdorf von den Feldern aufgelesen, er¬ geben zwei sehr verschiedene Resultate. Die crstere schließt sich, abgesehen von 15 v. H. freier Kieselsäure, eng an die Amphibolite an, die andere zeigt mehr Ähnlichkeit mit den später zu besprechenden sedimentogenen flaserigen Quarzchlorit¬ gesteinen. Beide enthalten wenig Orthoklas, ziemlich viel ge¬ färbte Gemengteile (39 v. H. b’ezw. 25 v. H.) und ziemlich viel Plagioklase (41 bezw. 56 v. H.), von denen aber diejenigen des amphibolitähnlichen Gesteines sehr basisch (28 v. H. Ab ), diejenigen des vermutlich sedimentogenen sehr sauer (82 v. H. Ab) sind. Qu ar zchlorit ges t ein von Prittwitzdorf. Analytiker Dr. Eyme. Spez. Gew. 2,758. Koeffizienten V. H. Mol, -Proz.' nach Grubenmann nach Osann Si O2 56,21 Si02 61,68 s 61.68 a = 1.5 j 1 Ti02 0,22 ai2 o5 9,32 A 2,00 c — 5 Al2 O3 14,49 FeO 8,96 C 7,32 f = 13,5 Fe, Op, 3,45 CaO 9,11 M 1,79 - FeO 6,75 MgO 8,94 F 19,69 CaO n n r* 7,7 ( k2o 0,56 T — MgO 5,45 Ka2 0 1,44 K 1.33 k2o 0,80 100,00 Ka,0 1,35 T4,0 3,54 S 0,03 P205 0,09 ♦ 100,15 100 Petrographischer Teil. Quarze liloritge stein von AVti steröhrsdorf. Anal. Dr. Eyme. Spez. Gew. 2.758. V. H. Mol.-Proz. Koeffizienten nach Gnur.ENMANN nach Osanx Si02 62,43 Siü2 69,76 S 69,76 a = 6 Ti 02 0.37 AB O3 9,00 A 6,03 c = 2 AB O3 13,78 FeO 8,65 C 2,56 f = 12 E e2 03 0 . < 0 CaO 2,56 51 — FeO 4.19 MgO 4,00 F 12,65 CaO 2.15 / k2o 0,30 T 0,41 Mgü 2,40 Xa2 0 5,73 K 1,29 k2o 0,42 Xa20 6,19 h2o 1.5h co2 0,44 so3 — s Spur P2CV 0,30 99.95 Das Korn aller Gesteine ist hornsteinartig dicht, die Darbe graugrün oder grüngrau. sehr oft auch bei hohem Quarz geh alt O O O O i c cg ein etwas bläuliches Graugrün, wodurch sie sich von den mehr bräunlichgraugrünen Amphiboliten unterscheiden. Als seltene Extreme kommen auch wohl b 1 aßg rünl ichw e i ße Hornsteine und grünlichschwarze basaltähnliche Gesteine vor. In den meisten Hallen sind die Gesteine gleichmäßig massig', doch kommen auch. z. B. bei Rohnau. feinlagenförmige Gesteine vor. die dann fast ausnahmslos in einer feinen Fältelung zusammenge- o -o staucht sind. Die Grade der Schieferung sind recht verschie- O den. Vom Dichten geht das Gestein über das Schuppige bis zum phyllitisch Schiefrigen. Flaserige Gesteine und solche mit kleinen chloritiseken Schmitzen sind seltener als die von gleichmäßigem feinem Korn. Eine Musterkarte der verschie¬ densten Quarzchloritgesteine findet man z. B. an den Abhängen westlich vom Punkte 610 in Wüsteröhrsdorf. Gruppe des Amphibolites. 101 In ihrer mikroskopischen Struktur schließen sich viele von den Gesteinen an den Quarzamphibolit an. nur daß bei ihnen die Aufspaltung der Hornblende in Chlorit und Epidot außer¬ ordentlich viel weiter gegangen, meist sogar vollkommen durch¬ geführt ist. Stets ist als Beweis für die Entstehung aus basi¬ schem Eruptivgestein diesen Schiefern viel Magnetit eingestreut. Ein Gestein vom Wolfsberg zeigt dabei eine, offenbar später erst entstandene Breccienstruktur. Kleine Brückchen von chlo- ritarmem Quarzit liegen in einer vorwiegend aus Chlorit be- stehenden Grundmasse. Ein Gestein aus dem Gebiete nördlich von Bohnau zeigt in der feinkörnigen Masse neu ausgeschie- dene Hornblendesäulchen, die sich durch Farblosigkeit und geringe Auslöschungsschiefe als Tremolit kenntlich machen. In O o O diesem Gestein findet man auch noch die Beste größerer Mi- neralkomponenten des Ursprungsgesteines, nämlich Linsen von Chlorit und Hornblende, die als Beste der gefärbten Mineralien aufzufassen sind und augenförmige, von der Grundmasse um- o o 1 schmiegte Quarze, die vielleicht auf einen Quarzdiabas als Ursprungsgestein hinweisen. Ein ganz ähnlicher Tremolit wie in jenem Gestein bildet in einem anderen nordwestlich vom Scharlachberggipfel ziemlich große, aus wirr angeordneten Fa¬ sern bestehende Fester. Auch hier dürfte der Tremolit eine während des Schieferungsprozesses gebildete Heuausscheidung sein, die aber besonders dort in starkem Maße eintrat, wo durch ehemaligen Augit das chemische Material bereit lag. In eini- O O O gen der Gesteine findet sich auch etwas Calcit. Dieser wurde offenbar entweder in den letzten Stadien der Schieferung, als der Druck bereits nachließ, oder überhaupt erst nach der Voll¬ endung der Schieferung abgesetzt, da ja bei hohem Gebirgs- druck der Calcit meist entweder in Silikate umgewandelt oder als leichtlösliches Mineral aus dem Gestein ausgelaugt wird. In diesen Gesteinen spricht auch das Vorkommen des Calcites in mikroskopischen Festem und schmalen Schmitzen sehr für spätere Infiltration. Diejenigen Quarzchloritgesteine, die wahrscheinlich auch aus 102 Petrograpbiscker Teil, dia, basischem Eruptivgestein hervorgegangen sind, aber eine sehr weitgehende Schieferung, insonderheit langgestreckte Gleitfla¬ sern. aufweisen, führen meistens in diesen Flasern statt des kurz- schuppigen nur schwach doppeltbrechenden Pennins einen lang- schuppigen, stärker doppeltbrechenden Klinochlor. Sehr inter¬ essant ist es aber, daß dieser in kleinen augenförmigen, von den Gleitflasern umschmiegten Nestern, die übrigens auch reichlich Epidot führen, durch Pennin ersetzt wird. Der Klinochlor scheint also auf die Zonen stärkster Gleitbewegung beschränkt zu sein. Die am stärksten geschieferten Arten haben meist neben dem Quarz, Albit, Epidot und Chlorit nur noch spärliche Beste der ursprünglichen Bestandmassen, nämlich Magnetit und mit ihm zusammen meist auch Titanit sowie etwas Apatit. Hier und da deutet eine augenförmig abgequetschte Hornblende auf ehe¬ malige Augite hin, während linsenförmige Nester von Epidot und von stark verzahnten, nicht undulös auslöschenden Quarz¬ individuen sekundär im fertigen Schiefer ausgeschieden sein O O mögen. Es wurde schon erwähnt, daß sich unter den Chloritquarziten auch die am stärksten nietamorphen Abarten der Porphyroide verbergen. An einer Beihe solcher Gesteine, die alle makro¬ skopisch hornsteinartig dicht und ebenschiefrig erscheinen, kann man u. d. M. noch die Spuren einer fast völlig verwischten Porphyr oidstruktur nachweisen. Sie zeigen in einer feinsplittri- gen Grundmasse ungefähr automorphe, aber randlich in Trümmer aufgelöste Plagioklase. Die Grundmasse besteht aus einem dich¬ ten Gemenge von Quarz, Albit, Chlorit, etwas Epidot und Mag¬ netit. Der Chlorit ist meist in einzelnen ||g gestellten Blätt- chen, selten in Flasern ausgeschieden, auch etwas Hornblende tritt dazwischen auf. Unregelmäßige Partien, die nur aus un¬ dulös auslöschenden scharf eckigen Quarzbruchstücken bestehen, sind als zerdrückte Quarzeinsprenglinge aufzufassen. Etwas Apatit in gerundeten Körnern und ein in gewissen Lagen auf¬ tretender blaßrosa Granat vervollständigen das Bild dieser recht Gruppe des Amphibolites. 103 häufigen Gesteine. Ein grünlichschwarzes Gestein mit musch- ligem Bruch von der Kord westecke der schwarzen Drehe ist zwar basisch und nur wenig metamorph, der Eindruck starker Schieferung wird aber unterstützt durch eine ausgesprochene Fluidalstruktur : der noch wohlerhaltene Plagioklas liegt in schmalen untereinander parallelen Leistchen in einer chloritisch- epidotisclien Grundmasse. Tafelförmige llmenitkry stalle sind meist in titanitumsäumte. im Querschnitt strichförmige Magnetit- aggregate umgewandelt. Das Urmaterial dieses Gesteins war offenbar chemisch nicht direkt mit dem viel saureren Porp Pyrit der Porphvroide verwandt, aber es stand auch zu den Diabasen, denen es chemisch offenbar ziemlich glich, als ein fluidales Effusivgestein in deutlichem strukturellen Gegensatz. O O Quarzchloritgesteine, die auf ursprünglich sedimentäre Ent¬ stehung hin weisen, sind nicht eben häufig. Am wichtigsten ist hier jener Typus, der makroskopisch aus millimeterstarken ab¬ wechselnden Lagen von Quarzit und Chloritschiefer sich aufbaut. Oft sind es auch bloß zarte chloritische Flaserhäute, die in großer Regelmäßigkeit die grauen bis grünlichweißen Quarzitlagen von- O O O O L o einander trennen. In den meisten Fällen sind diese Lagenge- steine zart gefältelt. Der Quarz bildet die Hauptmasse. Seine Individuen sind stark miteinander verzahnt, hier und da findet sich zwischen den Quarzen ein Albit. Der Chlorit ist spärlich in einzelne Blättchen zwischen die Quarze eingestreut, die Haupt¬ masse desselben ist aber in den chloritischen Zwischenlagen kon¬ zentriert. In den fast ganz ausgewalzten Mittelschenkeln der kleinen Falten liegt oft Klinochlor, auch Sericit findet sich hier. O J In den nach Art der saddle reefs auseinanderklaffenden, also druckfreien Sätteln und Mulden ist dagegen gemeiner Chlorit auskrystallisiert. Dieser ist nicht selten zu den Helminth ge- J O nannten, wurmförmigen Aggregaten zusammengewachsen, und j O o o O O solche Helminthaggregate aus druckfreien Räumen fanden sich auch gelegentlich in Form makroskopischer Bruchstücke von richtungslosem Chloritfels. Epidot, ein wenig Magnetit und Petrographischer Teil. 1 04 auch bisweilen kleine Hornblendenädelchen, letztere streng |]ö, sind dem Quarzit eingestreut. Titanit und Apatit finden sich nur sehr selten in gerundeten Körnchen, dagegen öfters blaß- r-oter Granat, besonders in den Chloritflasern. Quertrümer von Quarz, die wohl als verheilte Streckrisse aufzufassen sind, heben sich meist nur durch ihren Mangel an Chlorit, nicht aber durch ihr Krystallgefüge vom Quarzit ab, so daß sie nur ohne Analysator deutlich zu erkennen sind. Ganz reine chloritfreie Quarzite konnten nirgends im Ge¬ biet des Quarzchloritgesteins gefunden werden, nur ein Gestein vom obersten Teile des Stenzeiberges nähert sich diesem Extrem durch überaus geringe Beteiligung von Chlorit und Epidot; da¬ gegen finden sich häufig chloritische Quarzite, die zwar wahr¬ scheinlich sedimentär sind, aber der Lagenstruktur durch ab¬ wechselnde Chloritpartien entbehren. U. d. M. treten auch in diesen meist kurze absätzige und schwach gewellte Chloritflasern auf neben den Einzelchloriten, die den Quarzkörnchen zwischen¬ gestreut sind, und den Epidot- und Magnetitkörnchen, die nicht selten, vom Quarz umschlossen werden. Bisweilen finden sich in solchen Gesteinen Nester grob¬ stückigen- Quarzes, die ganz den Eindruck zerbrochener mikro¬ skopischer Quarzgerölle machen. Im Culmgebiet wurden eben¬ falls solche Chloritquarzite’ als Gerolle gefunden, doch waren außer einem sehr feinkörnigen, epidotreichen, lagenförmigen, sedimentären Epidotquarzit keine von den anstehenden Schie¬ fern merklich verschiedenen Typen vorhanden. Ganz ähnlich wie die Quarzchloritgesteine sind gewisse fein¬ körnige, graugrüne Massen, in welche der normale Amphibolit an der Grenze des Gneises im Bahneinschnitt am Harteberg ver¬ wandelt ist. Eie Umrechnung der Analyse läßt hier allerdings keine freie Kieselsäure erkennen (theoretisch würde man daraus 2 v. Id. Orthoklas, 64 v. Id. Oligoklas mit 78 v. II. Ab uncl 34 v. II. gefärbte Gemengteile berechnen), dennoch ist das Ge¬ stein um so viel saurer als die normalen Amphibolite, daß man Gruppe des Amphibolites. 105 es wohl als ein Verquarzungsprodukt am Kontakt des sehr sauren und relativ natronreichen Eruptivmagmas auffassen kann. Die Analyse ergab folgende Werte: Ve rquarzte r A m p h i b o 1 i t. Eisenbahneinschnitt am Harte- berge. O Bl. Schmiedeberg. Anal. EY3IE. Spez. Gew. 2.822. T. H. Mol.-Proz. Koeffizienten nach Gm hex mann nach Osann Si02 54,32 Si02 \ s 61,60 a = 4,5 Ti (X. 1,25 TiG2 ( 61,60 A 6,46 c = 2,4 AE O3 15,15 P2O5 ) C 3.44 f = 13.1 i > F e3 03 2.36 j AU Oo, 9.00 F 18,60 FeO 7.09 Fe,0.;/ ... FeO ) P2O5 0,36 5,77 2,40 0,81 0,12 0,40 MgO 8.24 Iv3 O 0,25 Xa30 6,21 100,00 100.22 Ü. d. M. ist in diesem Gestein viel Quarz vorhanden, da¬ neben findet sich auch viel Zoisit, der die Eeldspäte derartig dicht durchstäubt, daß man sie oft nur mit schwacher Yergröße- rung, wenn man einen Überblick über große Gebiete des Schliffes haben kann, als solche erkennt, bilden sie doch Areale, die sich von der umgebenden Grundmasse nur dadurch unterscheiden, daß in ihnen die Zoisitmikrolithen stark überwiegen gegen die sonst reichlich eingestreuten Epidotkörner und Chloritblättchen. Das Auftreten von Zoisit in diesem Gestein ist übrigens be¬ sonders bezeichnend, da ja auch die eigentlichen Zoisitamphi- bolite an den Kontakt von Gneis und Amphibolit gebunden scheinen. Diese letzteren Kontaktprodukte sind jedoch we¬ sentlich basischer als unser hier beschriebenes Gestein. 106 Petrographischer Teil. Die Hornblende, die sich reichlich in dem verquarzten Am- phibolit neben Chlorit und Epidot findet, macht mit ihren lap¬ pigen, sichtlich Automorphie anstrebenden Donnen eher einen regenerierten blastischen als einen palimpsestischen Eindruck. Oft sind ihr Magnetitkörnchen in zarten Reihen parallel den Spaltrissen eingelagert. Der Chlorit bildet bisweilen auch kleine, untereinander un¬ gefähr parallele Masern, die etwas gefältelt sind, auch Gleit¬ zonen. in denen der Chlorit nicht überwiegt, sondern die ganze j 07 o Grundmasse eine starke Parallelstruktur annimmt, kommen vor. Titanit in einzelnen Klümpchen oder Körnern sowie kleine Cal¬ citnester vervollständigen das mikroskopische Gesteinsbild. Etwas abseits vom Gneis findet sich noch eine schmale chloritquarzitische Einlagerung im Amphibolit. Diese schließt sich aber mikroskopisch eng an die sedimentogenen Chloritquar¬ zite an. Sie dürfte kaum mit der benachbarten Gneisintrusion im Zusammenhänge stehen, sondern nur eine vereinzelte schmale Sedimentlage zwischen den ehemaligen Diabasergüssen sein. Die Chloritschiefer. Die Gesteine östlich vom Scharlachberge und von Rohnau, die auf der Karte als feinschuppige Chloritschiefer zusammen¬ gefaßt wurden, haben in den meisten Fällen eine phyllitähnlich stark ausgebildete Schieferung. Einzelne kleinere Einlagerun¬ gen, z. B. an der Prallstelle des Flusses bei der Schönbacher Brücke, muß man im Handstück sogar als eigentlichen Phyllit bezeichnen. Meistens indessen ist die Farbe eine derart tief- grüne, daß man sie höchstens als Chloritphyllite ansprechen könnte, und nicht selten sind sogar auf dem Querbruch noch viele kleine Quarze und Feldspäte zu sehen, die von einer fein¬ schuppigen Chloritmasse flaserig umschmiegt werden, so daß also der Karne Chloritphyllit auch nur für einen Teil der Schiefer gebraucht werden könnte. Die erzführenden Schiefer der Rohnauer Lagerstätten Gruppe des Amphibolites. 107 sind übrigens meist mehr sericitiseli als chloritisch. Ob liier eine Sericitisierung im Sinne LlNJDGREXS (12) bei der Erzausscheidung stattgefunden hat. ob die Erze, sekun- däre Entstehung vorausgesetzt, bei ihrer Imprägnation einen sericitischen Gesteinsstreifen bevorzugten (selektive Impräg¬ nation) oder ob endlich, primäre Entstehung vorausgesetzt. ^ / 1 CO die Bedingungen für die Sedimentation des Erzes derart waren. O O daß mit ihm zugleich vorwiegend K Al-Silikat abgeschieden wer- O O o den konnte im Gegensatz zum überwiegenden Mg Al-Silikat der umgebenden Chloritschiefer, muß dahingestellt bleiben. Jeden¬ falls dürfte die oft gebrauchte Bezeichnung Talkschiefer für die feinschuppigen Nebengesteine des Rohnauer Erzes nicht zu Recht bestehen. Die Untersuchung zweier sehr talkähnlicher Schiefer- stücke vor dem Lötrohr ergab nach dem Glühen weder alkalische Reaktion, noch mit Kobaltsolution rosarote, sondern recht aus- / ) gesprochen blaue Färbung. Der weitaus größte Teil der Gesteine ist dunkelgraugrün o O O und höchst feinschiefrig. U. d. M. schließen sie sich recht O eng an die basischeren Teile des dichten Quarzchloritgesteines an. Sie sind ein feinkörniges Gemenge von Quarz und Albit, in dem streng a massenhaft Chloritblättchen und kleine ITorn- blendesäulchen liegen, während Epidot in rundlichen Körn¬ chen die Gesteine durchstreut. Oft sind die Plagioklase ebenfalls nach der Schieferungs- richtung langgestreckt, bisweilen glaubt man aber auch noch die Spuren einer ehemals ophitischen Anordnung der Plagioklas¬ leisten zu sehen. Hier und da tritt wohl auch ein größerer Feldspatkry stall hervor und läßt die Entstehung aus einem Ge¬ stein porphyrischer Struktur vermuten. Auch konnte an einem Schliff beobachtet werden, daß ein solcher Palimpsestfeldspat nachträglich blastisch in der Richtung der Schieferung ein Stück weitergewachsen ist. Daß> in den feinschuppigen Chloritschiefern nicht nur Er¬ gußgesteine. sondern auch basische geschichtete Gesteine (Ver- 108 Petrographischer Teil. mutlich Tuffe) vorliegen, beweist das Gestein von den Felsen östlich vom Scharlachgipfel, in welchem bei sonst ganz ähn¬ licher Zusammensetzung aus Quarz, Alb(it, Chlorit, Epidot und Hornblende die drei letzteren gefärbten Gern eng' teile lagen- O O O weise bald stärker bald schwächer eingestreut sind. O Die Chloritgneise. Hie als Chloritgneise oder vielleicht richtiger als flaserige O O O Quarzchloritgesteine bezeiehneten Gesteinstypen haben ihre hauptsächliche Verbreitung im Norden des Blattes Schmiede¬ berg und auf der Südhälfte von Blatt Kupferberg. Ihre klarste und deutlichste Ausbildung erlangen sie im Hedwigsberge auf der Grenze beider Blätter. Gelegentlich findet man auch im Gebiete der dichten Quarzchloritgesteine vereinzelte Partien, die ihnen petrographiscli nahe stehen. Ihre Farbe ist stets ein schmutziges Graugrün, oft sind sie heller bis schmutzig¬ weiß, oft auch dunkler bis schmutziggrün. Hie wechselnde Farbe ist abhängig von dem wechselnden Chloritgehalt. Her Querbruch ist stets flaserig, der Längsbruch meist uneben schiefrig. Hie Chlorit- und Sericithäute, welche in einzelnen Flasern das Gestein durchweben, sind meist weder makro¬ skopisch noch mikroskopisch scharf gegen die übrige Gesteins- masse, die ebenfalls viel Chlorit und Sericit in kleinen Blätt¬ chen und Schüppchen enthält, abgegrenzt. Has Bild des Quer¬ bruches erhält dadurch etwas eigentümlich Umbestimmtes und Verwaschenes. Deutlich erkennt das unbewaffnete Auge in ihm nur linsenförmig abgequetschte Individuen von bläulichem Quarz, aber auch diese gehen durch kleinsplitterige Trümmer¬ zonen randlich in die umgebende Grundmasse über. Häufig zeigen die Gesteine ihrer mikroskopischen Kataklasstruktur ent¬ sprechend makroskopisch ein brecciöses Aussehen. Bezeich¬ nend sind auch handtellergroße, aus weißem Milchquarz be¬ stehende Schmitzen und quer zur Schieferung verlaufende, von Quarz erfüllte fingerstarke Gangtrümer (Streckrisse). Her chemische Bestand eines besonders typischen Gesteins t j 1 ist folgender : Gruppe des Amphibolitcs. 109 G-robflaseriges Quarzchloritge stein. Felsen bei den untersten Häusern von Wüste - Böhrsdorf. Bl. Kupferberg. , Spez . Gew. 2,756. Anal. KlüSS. KoeÜ’izienten T. H. Mol.- Proz. nach Grubenmann nach Os an Si02 69,94 SiO > \ s 75,28 a = 6,2 TiOo Spur Ti02 ( 75,28 A 4,87 c = 4.0 AB O3 14,27 p*06 ) C 3,20 f = 9,8 F e2 O3 1,24 A1,03 9,16 F 7.49 j FeO 3.41 I e-? O3 ) T 1.09 4.11 Ca 0 2,73 FeO K 1,7 MgO 2,07 CaO 3.20 j K20 1,60 MgO 000 0,00 Na, 0 3,56 K20 1,11 HoO 1,76 Na2 O 3.76 1 p2oä 0.13 j 100,00 so. 0,19 99,90 Theoretisch, kann man daraus einen Mineralbestand von 32 v. H. Quarz, 9 v. H. Orthoklas. 43 v. H. Andesin (mit 70 v. H. Ab.) und 16 v. H. femischen Gemengteilen berechnen. Es zeigt sich also eine gewisse Ähnlichkeit mit dem später zu besprechenden Flasergneis des Blattes Schmiedeberg. L . d. M. zeigen die Gesteine eine ausgesprochene Kataklas- struktur und sind in dieser Beziehung oft den Porphyroiden recht ähnlich. Während aber bei diesen sichtlich schon im ursprünglichen Gestein ein Unterschied zwischen größeren Ein¬ sprenglingen und feinkörniger Grundmasse bestand, ist ein sol¬ cher hier nur sekundär erworben, und zwar dadurch, daß der größte Teil der Gesteinsgemengteile zu feinkörnigen Splittern zerrieben ist und nur einzelne gröbere Beste darin unzerstört er- halten sind (Mörtelstruktur). Tom Flasergneis unterscheidet sich dieses Quarzchloritgestein durch den reichlicheren Anteil, den hier der Orthoklas gegenüber dem Plagioklas einnimmt. Die Natur des Ursprungsgesteines läßt sich nur schwer fest¬ stellen. Sicher muß es ziemlich grobkörnig gewesen sein, und 110 Petrographischer Teil. da ein grobkörniges Eruptivgestein in den petrographischen Charakter der umgebenden feinkörnigen Effusivgesteine gar o D o c nicht hineinpaßt, so ist es wohl am wahrscheinlichsten, daß ein geschiefertes, ziemlich grobkörniges Sediment vorliegt. Im einzelnen kann man epidotische und sericitisehe Va¬ rietäten unterscheiden. Die ersteren sind weitaus in der Über¬ zahl. Sie führen in einer feinsplitterigen. aus vollkommener Zerreißung des Gesteins hervorgegangene Grundmasse große Bruchstücke von Quarz, Orthoklas und Plagioklas. Der Quarz zeigt stark undulöse Auslöschung und ist zu einem Parkett kleinerer Splitter, die in krystallographiseh etwas verschiedene Lage geraten sind, zerdrückt. Ein solcher zerdrückter Quarz umschließt in einem der Dünnschliffe ein Apatitsäulchen, das bei dem Zerdrückungs Vorgang in einzelne getrennte Teile zer¬ rissen ist ( Taf. III Eig. 6). Der Plagioklas ist ein saurer Oligo- klasalbit (1 Q»0 maximale svmmetrische Auslöschung ) und öfters vom Quarz myrmekitisch durchwachsen. Die feinkörnige Grund- masse ist von kleinen Epidotkörnchen und Chloritblättchen reichlich durchstreut, bisweilen vereinigt sich auch der Epidot zu großkry stallinen Nestern. Sericitflasern sind auch den epidot- reichen Gesteinsarten nicht fremd, doch ziehen sie sich nicht auf weite Strecken durch das Gestein hindurch, sondern ver¬ ästeln sich meist schon nach kurzer Erstreckung und ver- lieren sich in der Grundmasse. Anders ist dies bei den sericit, reichen Abarten. Hier schließen sich die Sericitsträhne mehr oder weniger fortlaufend aneinander und durchziehen die Grundmasse in so großer Zahl, daß sie eine vollkommene Schieferung derselben bewirken. Epidot und Chlorit sind auch hier vorhanden, treten aber gegen den Sericit sehr zurück. Daß diese Gesteine durch eine intensivere mechanische Auswalzung als die epidotischen Chlo¬ ritgneise entstanden sind, wird auch dadurch recht augenfällig, daß die Querschnitte größerer Quarze oft durch kleinsplitterige A verlaufende schmale Trümmerzonen in einzelne langge- ! I* O O streckte Felder zerlegt sind. O Gruppe des Amphibolitos. 111 Das Bild einer außerordentlich starken Auswalzung zeigt uns eine Gesteinsprobe, die nördlich vom Scharlachberge ge¬ schlagen wurde. Sie besteht fast nur aus feinsplitterigen seri- citreichen Zerreibungsmassen. Kur vereinzelt lassen Quarz- reste. schmale Quarzschmitzen und unregelmäßige Quarznester eine ehemals grobkörnige Struktur des Gesteins vermuten. Ein- zelne ziemlich dicke Muscovitblätter sind wohl nicht aus Sericit regeneriert, sondern gehören dem ursprünglichen Gesteinsbe- stande an. Scharf automorph sind einige Pvritkry Ställchen JL O i eingewachsen. Ihrer Entstehung nach muß man die Chloritgneise wohl C O zu den sedimentären Schichten rechnen, sind sie doch durch Übergänge infolge feiner werdenden Korns mit den dichten w. O O Quarzchloritgesteinen verbunden und umschließen bei Prittwitz- dorf ein Kalklager. Auch der Umstand, daß in ihnen die¬ selben Porphvroidlagen Vorkommen wie in den anderen Ge¬ steinen der Amphibolitgruppe. spricht für ihre genetische Ver¬ wandtschaft mit diesen und nicht mit den Elasergneisen. Auf- o fällig ist ferner die Ähnlichkeit mancher Chloritgneise mit den Quarziten von Baumgarten im Freiburger Grünschiefergebiet, die ebenfalls reichlich Orthoklas und Plagioklas führen und eine ausgesprochen kataklas tische Mikrostruktur zeigen. Wenn man annimmt, daß' unsere Amphibolitgruppe eine höhere meta- morphe Ausbildung derselben Schichten ist, welche die Grün¬ schiefer zusammensetzen, so könnte man wohl die Baumgartener Quarzite als das Analogon der Schichten des Scharlachberges ansehen. Die Zoisitampliibolite. Die Zoisitampliibolite nehmen in verschiedener Hinsicht .eine Mittelstellung zwischen den Hornblendegneisen und den Amphiboliten ein. Im nördlichen Teil ihres Gebietes sind sie auch räumlich an die Grenze von Gneis und Amphibolit ge¬ bunden. weiter südlich bilden sie allerdings einen schmalen, dem Amphibolit konkordant eingelagerten Streifen : es ist aber immerhin möglich, daß dieser Streifen der äußerste Kiel einer 112 Petrographischer Teil. darüber oder darunter sich hinziehenden Gneislinse ist. Ge¬ steine, die dem Hornblendegneis sehr nahe stehen, wurden ver¬ schiedentlich darin gefunden, besonders östlich oberhalb der alten Poststraße vom Ausgespann nach Klette. Auch an eini¬ gen anderen Kontaktstellen von Gneis und Amphibolit, z. B. an der Ostseite des Dürrberges finden sich Abarten des Amphibo- lites, die dem Zoisitamphibolit recht nahe stehen. Man kann ihn also in gewissem Sinne als exogenes Kontaktprodukt des Orthogneises auffassen. Kontaktmineralien sind allerdings nicht in ihm zu sehen, man muß aber bedenken, daß das Gestein nach dem Kontakt der Druckmetamorphose unterlegen ist, wo¬ bei sich sein Mineralbestand sehr wesentlich geändert haben muß. In welcher Weise die Kontaktmetamorphose überhaupt vor sich gegangen ist, ob durch pneumatolytische Einwanderung fremder Stoffe, Neukrystallisation unter Druck, oder wie sonst, läßt sich nicht mehr sicher feststellen. Da es Übergänge von Zoisitamphibolit nicht nur in dem normalen Amphibolit, sondern auch in dem Gneis gibt, so ist es wohl am wahrscheinlichsten, daß der Zoisitamphibolit ein durch Einschmelzung entstandenes Mischgestein (diapeptisches Mischgestein im Sinne Gü RI CH ' s (13), d. h. natürlich die druckmetamorphe Umwandlung eines solchen, ist. Der Amphibolit ist im Kontakt mit dem Granit geschmolzen und durch Diffusion bildete sich eine Übergangs¬ zone, in der nach der einen Seite hin der granitische, nach der anderen der amphibolitische Magmaanteil immer mehr zunimmt. Das Urgestein des Zoisitamphibolites mußte also ein in Tiefen¬ gesteinsform erstarrtes Einschmelzungsprodukt des Diabases, der ja das Urgestein des Amphibolites ist, sein, also ein dem Gabbro nahestehendes Gestein. Hiermit stimmt es gut überein, daß auch in anderen Schiefergebieten Fälle bekannt sind, in denen Gabbros unter Druckmetamorphose in Zoisitamphibolite über¬ gegangen sind. Auch die Analyse stimmt mit der Mittel¬ stellung des Gesteines zwischen Amphibolit und Hornblende¬ gneis überein. Gruppe des Amphibolites. 113 Zoisitamphibolit. Alte Poststraße südöstlich vom Aus- espann. Bl. Schmiedeberg. Spez. Gew. 3,182. Anal. KlüSS. Koeffizienten Y. H. Mol.- -Proz. nach Grubenmann nach Osann Si02 46,01 . Si02 , S 48,16 a = 0,8 Ti02 — TiO, 48,16 A 1,56 c = 4,8 Al2 O3 18,15 P,05) C 9,61 f = 14,4 F e2 O3 2,04 Al2 O3 11,17 F 29,50 FeO 3,10 F e2 O3 | 3,50 M 10,38 CaO 17,82 FeO T — MgO 9,95 CaO 19,99 K 0,83 k2o * 0,70 MgO 15,62 Na20 1,08 K20 0,47 H,0 0,90 Na20 1,09 so3 0,18 100,00 p205 Spur 99,93 Ein anderes Gestein von einem etwas weiter nördlich ge- legenen Fundort ergab : Zoisitamphibolit. Westabhang des Saalhügels. Bl. Schmiedeberg. Spez. Gew. 3,069. Anal. Eyme. Koeffizienten V. H. Mol.- Proz. nach Grubenmann nach Osann Si02 47,76 Si02 ) S 48,93 a = 1,0 Xi02 — TiO, • 48,93 A 1,95 ( c — 3,2 A1,03 14,54 P2O5 J C 6,81 f ' — 15,8 Fe2 08 2,56 Al2 O3 8,76 F 33,55 FeO 4,33 F e2 O3 | 5,66 T — CaO 13,48 FeO K 0.8 MgO 12,95 CaO 14,80 k2o 1,35 MgO 19,90 Na20 1,08 k2o 0,88 h2o 1,76 Na20 1,07 co2 — 100,00 so« Spur P205 Spur 99,81 Neue Folge. Heft 68. 8 114 Petrograpbischer Teil. s ammen ae tz u n g Theoretisch kann man aus der einen Analyse eine Zu- u von 3.5 v. TI. Orthoklas, 47 v. TI. Bvtownit (18 v. H. Ab.) und 49.5 v. TI. gefärbten Gemengteilen, aus der anderen 7,04 v. H. Orthoklas. 35,8 v. IT. Bytownit (25 v. IT. Ab und 37,16 v. H. gefärbte Gemengteile errechnen. Die hohe Ba- sizität des ( im Gestein völlig auf gespaltenen ) Feldspates ist jedoch wohl nur eine scheinbare, insofern als ein Teil des CaAl-Silikates dem Hornblendemolekül Zubehören mag. Die normale Ausbildung des Zoisitamphibolites ist die, daß in einem äußerst feinschuppigen Filz von Zoisit und ITorn- blendesäulchen. der von Albitsubstanz durchtränkt ist. ITorn- blendekry stalle in linsenförmig ab ge quetschten Formen liegen. Die Hornblendelinsen haben meist ITanfkorngröße, der um¬ gebende Filz erscheint dem unbewaffneten Auge als eine weiße feinschuppige atlasschillernde Masse. Hier und da gewahrt man u. d. M. in der Grundmasse ein Nest von neugebildeten Quarzkörnern. Auch Epidot ist der Grundmasse vielfach ein- gestreut. Die Hornblende ist schilfig und nur blaß gefärbt. Daß sie aus einem Augit durch spätere Umsetzung hervorge¬ gangen ist, zeigen Augitreste, die man gelegentlich als Kern der Hornblendekrystalle in krystallographisch paralleler Stellung darin findet. Zwillingsbildung des Augitkernes ist dann auch von der Hornblende mit übernommen worden. Es liegt also hier echte Uralitisierung vor. Eigenartige Hornblendezwillinge fanden sich in einem solchen Zoisitamphibolit vom Saalhügel. Die beiden Teilindividuen sind durch die normale nach 100 ge- richtete Zwillingsnaht getrennt. An einem Ende des Krvstalles d? -vZ- V greift aber das Individuum ä durch zackige Naht getrennt in o o O das Gebiet von b über, am andern Ende greift umgekehrt b in O o das Gebiet -von a hinüber. Westlich vom Saalhügel fand sich auch eine Gesteinsabart, die der Hornblendeaugen entbehrt und sozusagen nur aus ver¬ filzter Grundmasse besteht. Hier erkennt man in ihr, da sie etwas gröberes Korn hat, schon mit 70 fache r Vergrößerung neben Albit. Zoisit und Hornblende auch Chlorit und Epidot. Gruppe des Schmiedeberger Gneises. 115 Stellenweise leuchten darin größere, von Hornblende nicht durchspickte Areale auf, die als Reste ehemaliger größerer Feldspate anzusehen sind. Ein kleines Trum, welches da> Präparat durchzieht, ist erfüllt von Albit und gut krvstalli siertem Zoisit mit scharfen Querschnitten. Solche sekundäre Zoisitb i klungen finden sich übrigens auch in makroskopischer Form. Es wurden z. B. in der Nähe der alten Poststraße bis ö cm lange grobstenglige Massen von Zoisit als Lesesteine beobachtet. Im polarisierten Licht erkennt man an ihnen eine Zusammensetzung aus mehreren aneinander gelagerten Prismen mit ungleicher optischer Orientierung, wie dies schon T SCHER- MAK an den Krvstallen von Ducktown beschrieb 1 14 . Die t J . \ zwischen den Stengeln freibleibenden Zwickelchen sind durch ein äußerst feines Gemenge von Chlorit. Hornblende und Epidot erfüllt. C. Gruppe des Schmiedeberger Gneises. Vorbemerkung. Als Gruppe des Schmiedeberger Gneises kann man die Gneisgesteine des westlichen Teiles der krvstallinen Schiefer- gesteine zusammenfassen. Sie unterscheiden sich von den öst¬ lichen Petzelsdorfer Gneisen durch die reichliche Führung von Biotit und Muscovit, während in jenen Hornblende und Chlorit die führenden gefärbten Gemengteile sind, sowie durch das Überwiegen des Orthoklasfeldspates, der in den östlichen Gnei¬ sen überwiegend durch Plagiokalsf eidspat vertreten ist. Man könnte also für Schmiedeberger und Petzelsdorfer Gneis wohl auch die Namen granitisehen und dioritisehen Orthogneis an- wenden, wobei allerdings noch ein geringer Orthoklasgehalt des dioritisehen Intrusivgesteines zu erwähnen wäre. Der Schmiedeberger Gneis zeigt, worauf schon im ein- leitenden Teil hingewiesen wurde, die verschiedensten Grade der Schieferung, so daß man granitisch-körnige Gesteine iGra- n i t g n e i s) . Auge n g n e i s und L a g e n g n e i s unterschei- 116 Petrographischer Teil. den kann. Als besonders interessante Abart ist noch ein ver¬ mutlich rein primär gestrecktes Gestein zu erwähnen, wel¬ ches als Schlierengneis bezeichnet werden mag. Außer¬ dem gibt es noch zwei in ihrem Mineralbestand etwas ab¬ weichende Facies : eine besonders quarzreiche (Blauquarz¬ gneis) und eine besonders feldspatreiche (F eldspatgneis). Über die genetische Stellung der Schmiedeberger Gneise selbst ist, abgesehen von einer älteren Arbeit des Verfassers, über die Magneteisenerzlager von Schmiedeberg noch wenig veröffentlicht worden, hingegen spielt die Auffassung von der Entstehung der ganz nahe verwandten Isergebirgsgneise schon seit fast einem Jahrhundert den Gegenstand wechselnder Theo¬ rien. Schon Karl Friedrich v. Raumer (15) faßte die Gneise als gestreckte Granite auf, während ROSE (16) nur die granitisch-körnigen Partien als Intrusivgesteine betrachtet wissen wollte, die Augen- und Lagengneise aber als archäische Sedi¬ mente ansah, die von diesen Intrusivgesteinen durchbrochen sind, von Intrusivgesteinen, die allerdings älter und petrogra- phisch anders geartet sind als der Riesengebirgische Zentral¬ granit. Neuerdings sind der Verfasser für das östliche Riesengebirge und RiMANN (17) für das Isergebirge zu der Überzeugung gelangt, daß die W esensversehiedenheit der gestreckten Augen- und Lagengneise von den granitisch- körnigen Partien, die in ihnen aufsetzen, sich nicht aufrecht erhalten läßt, daß vielmehr beide ein altes, den Glimmerschiefer durchsetzendes Granitgestein darstellen, welches z. T. dynamo- metamorph gestreckt wurde, z. T. in granitisch-körnigem Zu¬ stande erhalten blieb. Inwieweit die Ansicht von MlLCH (18 und 3) zü Recht besteht, daß gewisse Gesteine bei Gablonz, die Rose mit seinen älteren Graniten vereinigte, eine ab- O 7 weichende Modifikation des jüngeren Zentralgranites mit se¬ kundär entstandenem Museovit darstellen, kann hier aus der Erörterung ausscheiden. Die Intrusivgesteinsnatur der Schmiedeberger Gneise steht unzweifelhaft fest. Hierfür sprechen die ausgedehnten Par- Gruppe des Schrniedeberger Gneises. 117 tien, in denen eine wesentliche Schieferung: des (Gesteins nicht nachweisbar ist. und in denen dann ein echt granitisches Ge- 1 O stein vorliegt, das z. T. sogar von einzelnen kleinen Aplit- gängen durchzogen wird. Hierfür spricht auch das freilich seltene Vorkommen von Nebengesteinsbruchstücken in den gra- nitisch-körnigen Gneispartien (in den gestreckten Gneisen sind die Nebengesteinseinschlüsse ausgewalzt und daher nicht mehr sicher als solche kenntlich ). Solche Nebengesteinsbrocken fan- den sich nördlich vom Arnsberger Forsthaus, am Kleinen Stein, am Leuschner Berg und mehrfach an den Abhängen des Forst¬ kammes gegen Ober-Steinseiffen. .Die Einschlüsse sind oft um¬ geben von einer schmalen Zone, in welcher der Gneis stärker parallel gestreckt ist, wobei dann seine Textur sehr an die der Schlierengneise erinnert. Auch findet man wohl nur im Kern des Einschlusses echten ITornfels, während eine äußere 5 bis 10 mm starke Partie durch schmale Quarzfeldspatlagen inji¬ ziert und zu einem gneisähnlichen Mischgestein verwandelt ist. U. d. M. zeigen die Einschlüsse noch mehr oder weniger deut¬ lich die Hornfelsstruktur. Reichliche Biotite sind entweder blastisch in der polygonalen pflasterähnlichen Quarzgrund¬ masse eingestreut, oder sie liegen zwickelfüllend zwischen den einzelnen gerundet-eckigen Quarzen. Cordierit und Andalusit O o L fehlen, dagegen wird Granat mehrfach beobachtet. Ein Amphi- boliteinschluß zeigt in seinem Innern einen wohl sekundär aus Hornblende entstandenen wirren Filz von Chlorit und Epidot, während der Gneis in seiner Nähe reich an kleinen Horn¬ blendekörnchen ist. An der Umwandlung der ursprünglichen Granite zu Gnei- * sen haben teils rein mechanische Kräfte mitgewirkt, wie Zer- brechung (Kataklase) und vollkommene Auswalzung, teils aber auch chemische Prozesse, die eine Neukrystallisation der Mi¬ neralien bewirkten, welche entweder unmittelbar während der j Umänderung des Gesteines vor sich ging (Druckschieferung ) oder zerbrochene Gemengteile wieder verkittete und aus ihrem Zermalmungsprodukt neue Mineralindividuen entstehen ließ (Re- 118 Petrographischer Teil. krystallisation). Besonders häufig ist z. B. die Zermalmung von Orthoklas zu Sericitmassen und die Xeukrvstallisation von wohl individualisiertem Muscovit aus diesen Zerreibungsprodukten. Inwieweit primäre Streckung des Gneises vorhanden ist. läßt sich nur schwer feststellen, denn überall, wo Kataklase und N eu k ry s t al 1 i s a ti o n eingetreten ist. läßt sich natürlich das Vor¬ handensein ehemaliger Primärstreckung nicht mehr nachweisen. Es ist indessen nicht unmöglich, daß sie ziemlich verbreitet war und daß ein guter Teil derjenigen Gneise, die jetzt zweifellos sekundär gesehiefert sind, durch eine primäre Streckung zur Annahme der Schieferung prädisponiert waren. Hierdurch würde sich die auffällige Erscheinung erklären, daß die Gneise in der Nähe der Glimmerschiefereinlagerungen häufig stärker gestreckt sind als im mittleren Teil der einzelnen Intrusions¬ zungen. Die Primärstreckung pflegt ja stets in den rand- lichen Teilen der Eruptivmassen stärker zu sein als in den mittleren. Die Granit« ueise. o Die ungestreckten Partien der Orthogneise sind meist sehr grobkörnige Granite mit wenig Quarz, viel großen Feldspäten und kleinen zwischen den Eeldspäten eingeklemmten Putzen und Nestern von feinschuppigem Biotit, zu dem sich stets auch etwas Muscovit gesellt. Die Feldspäte sind im allgemeinen nicht krys tallogr ap h i sch umgrenzt, doch kommen hier und da auch große rechteckige Feldspatquerschnitte vor, die oft 2 — 3 cm Breite und 4 — 5 cm Länge erreichen. Sie zeigen uns das Vorhandensein porphv rischer Feldspateinsprenglinge, die jedoch auch in den ungestreckten Gesteinen meist schon durch die be¬ ginnenden y Druckwirkungen der Zerbrechung anheim gefallen sind. Die Farbe des Feldspates ist weiß, oft deutlich bläulich- weiß oder hellbräunlich, nur ganz ausnahmsweise rot. L . d. M. treten uns auch in den scheinbar unverändertsten Gesteinen die Wirkungen des Gebirgsdruckes auf Schritt und Tritt entgegen. Die Feldspäte sind zerbrochen, die Quarze in ein Mosaik kleiner Bruchstücke zerbrochen, die nur wenig gegeneinander verscho¬ ben sind und daher, wenn man das Präparat unter gekreuzten Gruppe des Schmiedeberger Gneises. 119 Nicols dreht, fast gleich auslöschen, jedoch so. daß die einen noch etwas hell sind, während andere schon völlig schwarz 7 O erscheinen. Der Eindruck, den ein solches Quarzmosaik beim Drehen des Tisches macht, ist ähnlich dem. welchen man beim / j Durchschreiten einer gut glänzenden Parkettfläche hat. wes¬ halb diese Quarze im folgenden kurz als Parkettquarz o bezeichnet werden mögen. Die Verschiebung der Quarzteil clien ist meist an verschiedenen Stellen eines Quarzmosaiks verschieden, so daß beim Drehen der Gesamteindruck entsteht, als ob ein Schatten über das Quarzmosaik hinweg husche, dasselbe Lichtspiel, welches man gewöhnlich als undulöse Aus¬ löschung bezeichnet. A u s de n P a r k e 1 1 q u a r z e n 14' e h e 11 d a he r u n d u 1 ö s a u s 1 ö s c h e n de Qu a r z e h e r v 0 r . w e n 11 d i e einzelne n T eile h e 11 d es Mo s a i k s s u b - m i k roskopis c h sind. Der Orthoklas ist meist durch Serieitf litte rclien stark ge- c _ / trübt. Karlsbader Zwillinge sind nicht sehr häufig. I11 einer Gesteinsprobe von den Felsen auf dem Leuschnerberge wurde ein Orthoklas gefunden, der zwei nach dem Karlsbader Zwillingsgesetz verwachsene Individuen zeigt, die nicht gerad¬ linig gegeneinander begrenzt sind, sondern in unregelmäßigen Partien einander durehdringen. Mikroklin, der in den eigentlichen Au ge n g ne i se n sehr ver- o o O breitet ist, tritt im ungestreckten Granit nur selten auf. und 7 o auch da nur in den Partien, in denen höhere Druckwirkung durch starke Kataklase sich zu erkennen gibt. O Mikroperthit ist ziemlich häufig, bisweilen findet man Mi- kroperthite, in denen die Albitspindeln an Masse den umgeben¬ den Orthoklas stark überwiegen. Der Plagioklas ist recht häufig. Es ist ein sehr saurer Oligoklas. Er zeigt Zwillingsbildung sowohl nach dem Albit als nach dem Periklingesetz, oft beide Lamellierungen gleich- zeitig am gleichen Individuum. Handliche Ümwachsung eines Orthoklases durch Plagioklas wurde nur einmal beobachtet. Unter der Einwirkung des Druckes sind die Plagioklaslamellen oft deutlich gebogen. 120 Petro&raphiseher Teil. Der Biotit ist meist stark zersetzt unter Neubildung von Chlorit. Apatit findet sich als gelegentliches Übergemengteil. Ein Gestein vom Südgipfel des Leuschnerberges zeigt weit¬ gehende Neubildung von Quarz bei gleichzeitigem vollkomme¬ nem Ersatz des Biotits durch Chlorit. Manche dem bloßen Arme vollkommen granitisch er- scheinende Gesteine erweisen sich u. d. M. als so stark kata- klastisch, daß bereits eine eigentliche aus kleinsten Mineral¬ bruchstücken bestehende Grundmasse vorhanden ist. in der die unzerbrochenen Gemengteile nur noch als Bruchstücke wie die Mauersteine im Mörtel eingebettet sind. Derartige Granite mit Mörtelstruktur bilden den Übergang zu den kataklasti- sehen Augengneisen. Feinkörnige Abarten der Granitgneise finden sich nur sei- o O ten (z. B. nördlich vom Wochenbett, im Forstrevier 5 am Leuschnerberg und in der weiteren Umgebung der Forstbauden und nur in vereinzelten Lesestücken. Sie stellen aplitische Schlieren, vielleicht z. T. auch Bruchstücke echter Aplitgänge im Schmiedeberger Gneisgranit dar. Bezeichnenderweise fin- det sich in ihnen meist ziemlich viel Muscovit, welche in den grobkörnigen Gesteinen erst (als Bekrystallisationsprodukt von Serieit) bei weitgehender Auswalzung in größerer Menge auf- tritt. Hier dürfte der Muscovit also primär sein. Der Mi¬ neralbestand ist sonst derselbe. Mikroklin scheint in den a pli ti¬ schen Orthogneisen auch bei sehr geringer Druckwirkung be- reits aufzutreten. Biotit ist neben dem Muscovit stets vor¬ handen. Als akzessorische Mineralien findet man Apatit, Gra¬ nat und Zirkon. Im Landschaftsbild machen sich die Gebiete des unge- streckten Granitgneises meist als ausgedehnte Blockhalden kund. Die Augengneise. Die Augengneise nehmen im Schmiedeberger Gneisgebiet weitaus die größten Flächen ein. Sie bilden meist die normale Ausbildung der Gneismassen, und die körnigen, lagenförmigen und sonstigen Varietäten stellen nur Einlagerungen in ihnen Gruppe des Schmiedeberger Gneises. 1*21 dar. mit Ausnahme allerdings des Gebietes von Steinseiffen. wo die granitisch-körnigen Gneise mit den Feldspatgneisen fast allein herrschen. Die Lagengneise lassen sich auf der Karte von den Augengneisen nicht abtrennen. Einerseits sind sie mit ihnen durch ganz allmähliche Übergänge verbunden, derart, daß die Augen immer schmäler und langgestreckter werden, und dadurch in Schmitzen und auskeilende Lagen übergehen. An¬ dererseits sind Augengneise und Lagengneise aufs innigste durch Wechsellagerung miteinander verbunden, so daß man in demselben Aufschluß meist drei- bis viermaligen Wechsel feststellen kann zwischen Gesteinen mit oft faustgroßen Feld¬ spataugen und solchen mit Quarzfeldspatlagen, die kaum mehr als 2 — 3 mm Stärke erreichen. Figur 5. Augengneis. TJnsterste Häuser von Arnsberg. (Nat. Größe.) Die schönste und typischste Ausbildung der Augengneise findet sich in der Umgebung des Ortes Arnsberg ; auch die rings von Glimmerschiefern umzogene Gneiseinlagerung im oberen Eulengrund zeigt schöne Augengneise. Bei Arnsberg sind meist nußgroße, oft ideal linsenförmig gestaltete Feldspäte - / 122 Petrographischer Teil. um woben von absätzigen Streifen, die aus Quarz mit reich¬ lich eingestreuten Sericithäuten bestehen < Fig. o >. Werden die c. < — - /• l^eldspataugen kleiner und unregelmäßiger, die Quarzschmitzen kürzer und die Sericithäute reichlicher, so entstehen Gesteine, die man auch als großkörnige Flasergneise bezeichnen könnte. Sie sind besonders am Leuschnerberg verbreitet. Weiter nörd- O lieh bei den sog. Grenadieren findet man sogar Gneise, deren Hauptmasse als echter Flasergneis bezeichnet werden muß und in denen nur einzelne haselnußgroße Feldspatlinsen ihre Ver¬ wandtschaft mit den Augengneisen noch verraten. Diese Ge- o ö steine sind übrigens infolge eines beträchtlichen Biotitgehaltes wesentlich dunkler gefärbt. Ähnliche Gesteine aber ohne reich¬ liche Biotitbeteiligung fanden sich an der Forstlehne in der Königlichen Forstabteilung Kr. 93. Die Analyse eines solchen flaserigen Augengneises, der etwas mehr Biotit enthält als dies sonst die Regel ist. ergab folgende Werte (Analytiker Dr. Eyme. Spez. Gew. 2.707 : Koeffizienten V. II. Mol.- -Proz. nach Gm i;en mann nach Osann SiO, 66,88 Si02 74,28 s 74,28 a = 8 TiOo 0,63 ai2o» 9,50 A 6,71 c — 4,5 ai2o3 1-1.67 FeO 5.11 C 1 o o 1,00 f = 10,5 Fe20;j 1.21 CaO 1 ,33 M — FeO 4.-17 MgO 3,07 F 8,18 CaO 1,13 Ko 0 2.66 T 1,46 MgO 1,86 Xa20 4,05 K 1,45 Ko 0 3.79 100.00 Ka20 3,80 Gruppe des Schmiedeberger Gneises. 123 Die theoretische Zusammensetzung- ergibt 23 v. EL Quarz. 21 v. H. Orthoklas. 38 v. 11. Oligoklas (mit 86 v. 11. Ab; und 18 \r. H. femische Gemengteile. die. vorwiegend aus Biotit be¬ stehend, fast 1/11 ihrer Masse Al2Oy enthalten. Nicht selten kommen Gesteine vor. die einen Übergang zwischen Granitgneisen und Augengneisen vermitteln, denen man die weitgehende Kataklase aller Gemengteile schon makrosko- pisch ansieht, und in denen die Feldspäte bereits Linsenform angenommen haben und mit ihren Längsachsen ungefähr parallel orientiert sind, ohne daß es zur Ausbildung eigentlicher langge¬ streckter Flaserhäute im Gestein gekommen ist (Taf. II Fig. 1 ). Die Übergänge zum Lagengneis sind kenntlich durch eine ge¬ wisse Gleichkörnigkeit, die sich trotz weitgehender Schiefe¬ rung dem bloßen Auge zu zeigen scheinen. Nähere Be¬ trachtung läßt allerdings erbsengroße Feldspataugen mehrfach zwischen dem kleinkörnigen Quarzfeldspatzement erscheinen, aus dem sie sich indessen nur wenig hervorheben, wenn nur wenige und kurze Sericithäute das Gestein durchziehen. Im mikroskopischen Bau aller Augengneise spielt die Kata¬ klase eine sehr bedeutende Rolle. Fast sämtliche Gemengteile sind gewöhnlich vollständiger Zerbrechung anheimgefallen. Die Feldspäte lösen sich randlich in ein kleinkörniges Stückwerk auf. Die Quarze sind oft durch mehrere einander parallele Zer¬ trümmerungszonen in schmale Streifen zerteilt. Die Zwillings- lamellen der Plagioklase sind in der seltsamsten Weise ver- O bogen und verworfen. Die Orthoklase zeigen meist eine un- O o deutliche, verschwommen begrenzte Mikroklinstruktur. Auch echt pertliitische Einwachsung von langgestreckten Mikroklin- spindein im Orthoklas (Bildung von Mikroklinmikroperthit ) wird oft beobachtet. Die Biotite sind oft stark gebogen, meist jedoch zu feinschuppigen Massen, die sich nesterweis im Gestein ver¬ teilt finden, zerrieben. Ein schönes Beispiel derartiger weit¬ gehender Kataklase zeigt ein sehr heller, fast granulitartiger Gneis, der nur wenige erbsengroße Feldspataugen umschließt. Er findet sich in einzelnen Blöcken unweit unterhalb des Kleinen Steines bei Arnsberg. 124 Petrographischer Teil. Mit der Umwandlung des Granites in Gneis ist meist eine weitgehende Sericitisierung des Orthoklases verbunden. Zunächst macht sie sich durch das Auftreten von kleinen lebhaft doppelt¬ brechenden Muscovitflittern im Orthoklas geltend, dann aber ergreift sie die feinkörnigen Zerreibungsprodukte des Feld¬ spates. die zu langen Flasern wirrer Sericitmassen umgewandelt werden. Diese Flasern sind der Beweis für eine Gleitbewegung im Gestein, für ein seitliches Ausweichen desselben unter der Wirkung des Gebirgsdruckes. REINHARD (19) bezeichnet sie daher sehr passend als Gleitflasern (Taf. IV. Fig. 1). Die An¬ satzpunkte für diese Gleitbewegung bieten oft die ehedem im Granit unregelmäßig verteilten Biotitnester. So ist es erklär¬ lich, daß gerade in diesen Sericitsträhnen Streifen von völlig zerriebenem Biotit eingelagert sind. Oft sind die Biotite dabei allerdings unter Bildung von Epidot und einem ziemlich stark doppeltbrechenden Chlorit (Klinochlor) zersetzt. Die mechanische Zertrümmerung der Granite geht nie vor sich ohne gleichzeitige starke Neubildungen, die z. T. das kata- klastische Aussehen des Gesteines völlig verschleiern. So kann im äußersten Grenzfall ein scheinbar holokrystallines. also pri¬ mär gestrecktes, in Wirklichkeit aber holoblastisches, also völlig rekrystallisiertes Gneisgestein entstehen. Die erste Neukrystal- lisatiom die auch bei sonst fast ganz kataklastischen Gesteinen 1 O sich oft schon geltend macht, ist die Ausscheidung von sekun¬ därem Quarz in langen, der Schieferung parallel gestreckten Schmitzen. Dieser neugebildete Quarz unterscheidet sich von dem ursprünglichen durch das gänzliche oder fast gänzliche Fehlen aller Druckerscheinungen, der Zerbreche ng, Parkett¬ struktur und undulösen Au slö, schung. Sehr bezeichnend ist für die Nester des neugebildeten Quarzes eine zackige, stark ver¬ zahnte Begrenzung der Individuen gegeneinander, die für die vom Druck zertrümmerten Quarze natürlich ausgeschlossen ist. Eine andere Neukrystallisation, die ebenfalls schon bei sonst noch ziemlich kataklastischen Gesteinen einzutreten pflegt, ist die Umwandlung der Sericitsträhne in Flasern von wohl indi- Gruppe des Schmiedeberger Gneises. 125 vidualisiertem Museo vit. Meist sind die Tafeln dabei streng || o angeordnet, aber hier und da findet man auch solche, die mit ihrer Basisfläche schräg zur Schieferung stehen. Diese w O gelegentliche Querstellung, die man auch bei Muscovitschiefern oft beobachtet, scheint eine Eigenart des Muscovites zu sein, die indessen natürlich nicht eintreten kann, wenn während der Krystallisation noch Gleitbewegungen im Gestein stattfanden. Muscovit scheint also dem Gesetz von der Längsanordnung taf- liger und säuliger Mineralien unter einseitigem Druck nicht so streng zu unterliegen, wie etwa Biotit und Hornblende. Zwischen den Muscoviten scheidet sich dann meist auch der Biotit in kleinen ||g gerichteten Tafeln wieder aus, meist ent¬ steht dabei ein sehr lebhaft brauner Glimmer, der von dem ursprünglichen olivgrünen Biotit des Granites sich merklich un¬ terscheidet. Die zu Mosaik zerquetschten Quarze pflegen bei der Rekrystallisation wieder zusammenzuwachsen : die ehemali¬ gen Sprünge werden aber nicht völlig von Quarzmassen ausge¬ füllt, sondern es bleiben reichliche Flüssigkeitseinschlüsse in den Spalten zurück, die im Querschnitt gesehen als kreuz und quer gestellte Reihen den Quarz durchziehen. Zuweilen verirrt sich auch etwas Biotitsubstanz in diese regenerierten Quarze. Die Ausscheidung der für kontaktmetamorphe Bildungen so bezeich¬ nenden »Biotiteier« ist also auch in diesen Gneisen nicht aus¬ geschlossen, wie sie ja überhaupt eigentlich für blastische Bil¬ dungen im allgemeinen bezeichnend sind. Nur die starke Neu¬ bildung von Biotit in kontaktmetamorphen Gesteinen bedingt das besonders reichliche Vorkommen der Biotiteier in diesen. Die Regeneration des Feldspates scheint am schwersten ein¬ zutreten. Es bilden sich im Zerreibungsprodukt neue ausge¬ dehnte Feldspatindividuen, die einzelne Quarzkörner umschließen. Auch myrmekitische Durchwaschungen von Quarz und Feldspat können Vorkommen. In summa entstehen also Strukturbilder, die denjenigen aplitischer Granitmodifikationen mit ungefähr gleich¬ zeitiger Ausscheidung von Quarz und Feldspat ganz ähnlich sind. Die reichliche Beteiligung von Mikroklin, der ja aller- Petrograpliischer Teil. 126 dings für Aplite auch nicht ganz ausgeschlossen ist. ist aber für diese regenerierten Granitgneise sehr bezeichnend. O O Makroskopisch sind die Gneise mit stark ausgeheilter Kata- ldase dadurch kenntlich, daß sie keine weithin durchstreichenden Sericitf lachen enthalten, sondern daß die .Flasern aus ziemlich grobschuppigem Glimmer bestehend, kurz und mehrfach von Quarz und Feldspatarealen durchbrochen sind. Aus den Augen¬ gneisen gehen also unter der Wirkung der Kekrvstallisation Fl asergneise hervor. Ein sehr bezeichnendes Übergemengteil der Schmiedeberger Augengneise ist der Turmalin. Er findet sich gern in linsen¬ förmigen Massen mit kleinkörnigem Orthoklas verwachsen, bis- weilen durchspickt er auch als kleine Nüdelchen die noch unver¬ letzten Feldspataugen. Turmalinnädelehen von mehr als 2 — 3 mm Länge wurden im allgemeinen nicht beobachtet. Meist er¬ weisen sie sich u. d. M. als zonar gebaut, außen graublau und hochpleochroitisch. innen braungelb und schwach pleo- chroitiseh. Die Turmaline sind der Kataklase und Auswalzung verfallen und also älter als diese. Sie sind zerbrochen, und wo sie von Gleitflächen abgesehen oder zur Linsenform ab¬ gequetscht werden, sind sie von Muscovitflasern umzogen. Da die Turma Unbildung wohl der letzten pneumatolytischen Phase der granitischen Gesteinsbildung angehört, so wird also hier¬ durch bewiesen, daß die Streckung nach der Verfestigung des Gesteins eingetreten ist. und daß man die Kataklase nicht etwa als primäre Erscheinung, als Protoklase ansehen darf. Große I ' u rma 1 i nfeldspa taugen, die bisweilen Faustgroße erreichen und deren Turmalinsäulchen, oft zu strahligen Gruppen angeord¬ net. mehrere Zentimeter lang werden können, fanden sich mehr¬ fach südlich oberhalb der Forstbaude. Als seltene Strukturabart des Orthogneises isr ein Stengel¬ gneis zu erwähnen, der sich im Forstrevier 13 am Landeshuter Kamm nahe nördlich von dem dort angesetzten Schürf stolln ge- f unden hat. Durch das Hervortreten einzelner größerer Feld- späte nähert er sich dem Augengneis. Die Glimmerflasern, die Gruppe des Scluniedeberger Gneises. 127 hier der linearen Streckung entsprechend mehr die Form von langen Streifen als von ausgedehnten Flächen haben, biegen sich ganz, wie dies beim Augengneis beschrieben wurde, um die größeren Feldspäte in flachem Bogen herum. An den Augengneis schließt sich auf das engste ein Ge¬ stein an, das vereinzelt in den Arnsberger Försterfeldern ge¬ funden wurde. Deutlich kataklastische Feldspattrümmer, die aber nur selten Hanfkorngröße überschreiten, werden von einem Netzwerk von Glimmerflasern durchwoben, das infolge seines hohen Biotitgehaltes dunkelgrünlichgrau gefärbt ist. U. d. M. fällt die überaus starke Beteiligung des Mikroklins auf. Sehr schön ist hier auch die Erscheinung zu beobachten, daß die krvstallographischen Fmgrenzungsflächen des Feldspates, dort wo sie : A ligen. durch Gleitbewegung abgeschert, dort wo sie 1 fi liegen, noch unversehrt erhalten sind. Die Augengneise können auf zweierlei verschiedene Fr- O O materialien zurückgeführt werden. In einem sehr grobkörni- gen Granit können *die Quarze zerstück eit. ( 1 ie Glimmer zer heben werden, und zuletzt die Feldspäte rundlich stark ab- Fio ur 6. o Feinlagiger Orthogneis mit großem Feldspatauge. Oberes Jockelwasser. (— nat. Größe.) o 128 Petrographischer Teil. gescheuert als Augen in kleinkörniger Grundmasse Zurück¬ bleiben, oder es kann dadurch, daß das Ausgangsmaterial be¬ reits porphyrische Feldspate in kleinkörniger Grundmasse ent¬ hielt, die Entstehung der Feldspataugen sozusagen vorgezeich¬ net sein. In unserem Gebiet scheinen beide Fälle vorzu¬ liegen. Die Mehrzahl der Augengneise dürfte aus dem großkörnigen aber gleichkörnigen Granit entstanden sein, den wir im Gebiet der Granitgneise überall finden. Aber so wie dort gelegentlich auch Granite mit porphyrisch hervor¬ tretenden Feldspäten Vorkommen, so sind auch unter den Augen¬ gneisen Gesteine nachzuweisen, die ganz vereinzelt in äußerst feinkörniger Masse große Feldspataugen zeigen, welche oft deut¬ lich aus der Zerquetschung und Verschiebung automorpher Ein¬ sprenglinge hervorgegangen sind. Solche Gesteine fanden sich gelegentlich unter den Gerollen des Jockel wassers (Fig. 6). Die Lagengneise. Die Lagengneise sind mit den Augengneisen durch Über¬ gänge verbunden und stellen deren extremste Abarten dar. Sie sind entstanden aus granitischen Gesteinen, die infolge ihrer Kleinkörnigkeit keine Eeldspäte enthielten, welche ihrer Größe nach zur Herausbildung von augenförmigen Feldspatlinsen führen konnten, sowie durch die gänzliche Zertrümmerung großkörniger Gesteine, derart, daß selbst die größten Feldspäte völlig zu klein¬ körnigem Splitterhaufwerk zerdrückt wurden. U. d. M. macht sich dies dadurch kenntlich, daß diese Gesteine fast nur aus einem der kleinkörnigen Grundmasse des Augengneises gleichen¬ den scharfeckigen Quarzfeldspatmosaik bestehen, durch das sich lange Sericitsträhne (oder bei weitgehender Eekrystallisation Muscovitflasern) hinziehen. Hier und da ist noch ein größeres Feldspatbruchstück, sozusagen ein mikroskopisches Auge zu sehen. Die Eekrystallisation ist in diesen Gesteinen im Durch¬ schnitt weiter fortgeschritten als in den Augengneisen, da das kleinere Korn den lösenden und rnineralumsetzenden Agenzien viel größere Angriffsflächen bietet. Neugebildeter Biotit ist den Gruppe des Schmiedeberger Gneises. 129 Muscovitflasern eingestreut. Lange Schmitzen von sekundären, stark miteinander verzahnten Quarzindividuen finden sich häufig. Auch eiförmige Biotitblättchen kommen im Quarz vor. Die makroskopische Erscheinung ist teils die eines beson¬ ders langgezogenen Augengneises, teils die eines besonders stark gestreckten Elasergneises, je nachdem ein ursprünglich gro߬ körniges oder ein kleinkörniges Gestein als Urmaterial zu¬ grunde lag. Y on einem sehr langflaserigen aber glimmerarmen Gestein von der Halde der Bergfreiheitgrube wurde im Laboratorium für Gesteinsanalyse der Kgl. Geologischen Landesanstalt eine vollständige Analyse durch Herrn Dr. Eyme gefertigt, die fol¬ gende Werte ergab (Spez. Gew. 2,641): Koeffizienten v. H. Mol.- Proz. nach Grubenmann nach Osann Si02 74,86 Si02 1 s 82,09 a = 13,4 Ti03 0,15 Ti 02 • 82,09 A 6,24 c = 2,0 ai2o3 13,48 p3o5] C 0,90 f= 4,6 Fe2 O3 0,54 Al2 O3 8,59 F 2,18 FeO 1,40 Fe2 O3 j 1,72 M — CaO 0,78 FeO T 1,45 MgO 0,25 CaO 0,90 K 1,98 k2o 4,39 MgO 0,46 Ka20 3,01 k2o 3,06 h2o 0,67 Ka20 3,18 so3 Spur 100,00 p205 0,34 99,87 Diese Analyse läßt folgende theoretische Zusammensetzung des Gesteins errechnen : 24,5 v. H. Orthoklas, 28,5 v. H. eines sehr sauren Plagioklases mit 87 v. Ii. Albitmolekül, 7,5 v. H. gefärbte Gemengteile und zwar Biotit, daher der Tonerdeüber¬ schuß, und 39,5 v. H. Quarz. Diese theoretische Zusammen¬ setzung ist von der tatsächlichen, wie die mikroskopische Un¬ tersuchung zeigt, nicht wesentlich verschieden. Bezeichnend ist 9 Neue Folge. Heft 68. 130 Petrographischer Teil. im Gegensatz zu dem fast gleichviel Quarz enthaltenden Gneis der Petzelsdorfer Gruppe der hohe Orthoklasgehalt und der sehr geringe Gehalt an gefärbten Gemengteilen. Die Schlierengneise. Die Schlierengneise sind eine besondere Abart der Lagen¬ gneise, die sich dadurch auszeichnet, daß keine oder nur eine ganz zurücktretende Spaltbarkeit nach der im übrigen gut sicht¬ baren Schieferung vorhanden ist. Diese Unabhängigkeit des Bruches von der Schieferung tritt bald mehr, bald weniger hervor. Im extremsten Dalle zeigt das Gestein muschligen Bruch, und die durch wechselnde mineralogische Zusammen¬ setzung bezeichnete Schieferung läuft quer durch die Bruch¬ flächen hindurch, ohne sie merklich zu beeinflussen (Taf. II Dig. 2). Die Schlierengneise sind stets kleinkörnig und von hellbrauner oder hellrötlicher Farbe. Die Glimmerflasern sind meist ziemlich dunkel und biotitreich, aber nur spärlich, so daß sie die Gesamtfarbe des Gesteines wenig beeinflussen. Be¬ sonders verbreitet sind diese Gesteine am Bibersberg, doch wurden sie auch bei der Bergfreiheitgrube, beim Arnsberger Borsthaus und in der Talschlucht des Himmelseifen am Ost¬ hang des Melzergrundes gefunden. Die hervortretendste mikroskopische Eigenschaft ist der schlierige Aufbau aus abwechselnden, meist etwa 2 mm starken Lagen von vorwiegendem Quarz und vorwiegendem Feldspat. Die feldspatreichen Schlieren enthalten nur wenig und nur fein¬ schuppigen Glimmer, in den quarzreichen Schlieren nimmt der Glimmer, und zumal der Muscovit, eigenartige zackige, völlig allotriomorphe Formen an, die besonders im Querschnitt der Glimmerindividuen deutlich hervortreten (Taf. IV, Fig. 2). Druckerscheinungen fehlen hier vollkommen und da das Ge¬ füge kein ausgesprochen blastisches ist, so scheint hier eine primäre Struktur und zwar eine Art Fluidalstruktur vorzu¬ liegen. So wie in manchen Effusivgesteinen Fluktuation sich durch dünne Wechsellagerung verschieden gefärbter Schlieren kenntlich macht, scheint hier ein solcher Wechsel von feldspat- Gruppe des Schmiedeberger Gneises. 131 reichen basischeren und feldspatarmen ultrasauren Schlieren vorzuliegen. Runde und selbst polygonale Einschlüsse von Quarz in Feldspat sprechen ebenfalls für granitische bezw. aplitische Natur dieser Gesteine. Einmal wurde sogar eine etwas pegmatitähnliche Verwachsung von Quarz und Feldspat bemerkt. Immerhin ist es eine auffallende Erscheinung, die sehr zur Vorsicht bei der Beurteilung dieser Gesteine mahnt, daß sie be¬ sonders häufig in der Nähe des Zentralgranites auf treten. Auch bei dieser Struktur ist es daher nicht völlig ausgeschlossen, daß dennoch eine blastische Rekrystallisation vorliegt, die unter dem befördernden Einfluß der Hitze des benachbarten Zentralgra¬ nites bis zu vollständiger Zerstörung aller mechanischen Druck¬ bildungen sich steigerte. Gegen diese Auffassung spricht es indessen, daß auch weit abseits vom Granit, am sogenannten Kleinen Stein bei Arns¬ berg der Granitgneis rings um einen Schiefereinschluß dieselbe schlierige Anordnung zeigt. Auch hier findet man die skelett- artige Form des Muscovites. Die vielen rundlichen Quarzein¬ schlüsse in den großen Orthoklasen sprechen für ein den Apliten etwas nahestehendes Gestein. Bemerkt sei noch die Beobach¬ tung eines halb zersetzten Orthitkornes. Die Blauquarzgneise. In der weiteren Umgebung von Arnsberg, am Mittelberge, am Kleinen Stein und nördlich vom Jockelwasser, findet sich eine Abart des Orthogneises, die aus einem Granit mit sehr hohem Quarzgehalt hervorgegangen ist. In granitisch - körnigem Zustande bestehen diese Gesteine aus einem holokrystallin-körnigen Gemenge von Quarz, Ortho¬ klas, Oligoklasalbit, Biotit und Museo vit. Der Quarz kann fast die Hälfte der gesamten Gesteinsmasse ausmachen. Die beiden Feldspäte bilden bis auf die sehr spärlichen und kleinen Nester und Putzen von feinschuppigem Biotit die gesamte übrige Masse des Gesteines. Sie sind beide von weißer Farbe, der Orthoklas 9* 132 Petrographischer Teil. oft etwas ins gelbliche, der Plagioklas bisweilen etwas ins grün¬ liche spielend. Biotit in automorphen größeren Blättern wurde nur ausnahmsweise beobachtet. Die Quarze erreichen in die¬ sem Gestein im Gegensatz zu dem normalen Gneisgranit nicht selten Haselnußgröße, während die Feldspäte, die sonst oft faust¬ groß sind, hier den Quarz nur unbedeutend an Größe über¬ treffen. Die am meisten in die Augen springende Eigenschaft dieses Gesteines ist die ausgesprochen blaue Färbung des Quarzes, welche meist ein helles und trübes Himmelblau dar¬ stellt, sich aber bis ins bläulich-milchweiße abstufen kann. Diese Blaufärbung ist eine Farbe trüber Medien und wird be¬ dingt durch die Myriaden von kleinen Flüssigkeitseinschlüssen, von denen die Quarze durchstäubt sind. Diese Flüssigkeits¬ einschlüsse bestehen aus wässerigen Lösungen (flüssige Kohlen¬ säure konnte nicht nachgewiesen werden) und sind im Quer¬ schnitt reihenförmig, im Baume flächenförmig angeordnet. Sie deuten die Lage von feinen Sprungklüften an, welche die Quarze des Gesteines nach allen Bichtungen durchziehen. Die Blaufärbung ist also als eine bezeichnende Wirkung beginnen¬ der Druckumformung anzusprechen. Mit zunehmender Auswalzung durchlaufen die Blauquarz¬ gneise ungefähr dieselbe Beihe der Umformungen wie die an¬ deren Gneise, doch erscheinen die einzelnen Abstufungen hier etwas anders. Vor allem kommt es infolge des kleinen Kornes der Feldspäte nicht zur Ausbildung echter Augengneise. Augen¬ bildend tritt hier im Gegenteil nur der Quarz auf, doch sind diese Quarzaugen, da bei der Abquetschung viel vom Material des ursprünglichen Quarzindividuums in der Grundmasse ver¬ loren geht, selten mehr als erbsengroß. Um so häufiger sind Gesteine, die noch fast richtungslos körnig sind, und denen man v doch die vollkommene Kataklase aller Gemengteile durch eine Art Breccienstruktur schon mit unbewaffnetem Arme ansieht. O Oft zeigen solche breceiöse Kataklasgneise auch auf einer der Querschnittrichtungen schon deutliche Lentikularstruktur. Gruppe des Schmiedeberger Gneises. 133 Nur selten kommt es wegen des geringeren Feldspat- gekaltes der Gesteine zur Ausbildung von weithin gestreckten sericitischen Gleitflasern, und selbst die stark gestreckten Ab¬ arten von Blauquarzgneis sind mehr langflaserige Gneise als eigentliche Lagengneise. Turmalinausscheidungen finden sich hier ebenso wie im Augengneis. Auch hier haben die turmalinreichen Partien meist die Form von etwa fingerdicken oder handtellergroßen Linsen. Der mikroskopische Anblick dieser Gesteine bestätigt voll¬ kommen das Bild, welches man sich mit unbewaffnetem Auge von der Struktur dieser Gesteine macht. Die Kataklase spielt die alleinherrschende Rolle, gegen welche primäre Streckung sowie Rekrystallisation völlig zurücktreten. Neben Orthoklas und Albit ist auch Mikroklin außerordentlich stark vertreten. Der meist ölgrüne Biotit ist oft zu Chlorit zersetzt, und zwar an relativ druckfreien Stellen zu Pennin, dort, wo er eine Aus¬ walzung erfahren hat, zu Klinochlor. Hier und da findet man ihn auch regeneriert in zusammenhängenden Flasern, doch tritt dies nur ausnahmsweise ein. Bemerkenswert ist es, daß in die¬ sen Flasern bisweilen mitten in einem jja orientierten Biotit¬ individuum ein quergestellter Muscovit als Einschluß auftritt. Sericitflasern sind oft durch Neubildung; bereits zu klein- blätterigem Muscovit regeneriert : häufig sind beim Blauquarz¬ gneis kleine in die Grundmasse eingestreute Sericitfläserchen. Die Sprödigkeit der großen Quarzkörner läßt es in diesem Gestein nicht zur Bildung langgestreckter Quetschzonen kom¬ men, .sondern bewirkt eine mehr allgemeine kleinkörnige Zer¬ splitterung. Die Feldspatgneise. Die Feldspatgneise bilden eine besondere Abart der Ortho- gneise, die namentlich im Gebiete der Forstbauden große Ver¬ breitung hat und sich in fast geschlossener Masse am Nord- hang des Forstkammes von der Quelle des Jockelwassers bis fast an den unteren Eulengrund hinzieht. Diese Gneise zeichnen sich aus durch das gänzliche Zu- 134 Petrogra phischer Teil. rücktreten des Biotites und die meist recht geringe Beteiligung des Quarzes. Diejenigen, in denen der Quarz sehr zurücktritt und der Feldspat noch obendrein eine fast reinweiße Farbe hat. eignen sich als Rohmaterial zur Porzellanfabrikation. Sie wur¬ den daher in einem großen Steinbruch am Westabhange des Forstlangwassertales gebrochen, in Schmiedeberg zu Pulver ge¬ stampft und dienen so zur Herstellung eines wenig feinen, aber sehr harten Porzellans, welches sich besonders zu Isolatoren, Bierflaschenverschlüssen usw. eignet. Eine Schieferung ist in den Feldspatgneisen meist nicht zu beobachten. Bilden sich serizitische Gleitflasern heraus, so ent¬ steht ein Gestein, das sich von den biotitärmeren normalen Augen- und Lagengneisen in keiner Weise mehr unterscheidet. Auch Kataklase ist mit bloßem Auge meist nicht zu sehen, da das Gemenge von Quarz und weißen Feldspäten natürlich auch ein weißves Zerreibungsprodukt ergibt, aus dem sich die Bruch¬ stückform der erhalten gebliebenen Gemengteile kaum heraus¬ hebt. U. d. M. in polarisiertem Licht tritt indessen die Kataklase deutlich hervor. Sie ist hier genau so wie bei den anderen Gnei¬ sen entwickelt, es fehlen aber, da nur fast umreschieferte Gneise als Feldspatgneise ausgeschieden wurden, die sericitischen Gleit¬ flasern. In einem feinsplitterigen Zerreibsei liegen also Bruch¬ stücke von Orthoklas, saurem Oligoklas, Mikroklin und Mikro- perthit. Der Quarz zeigt meist Parkettstruktur und undulöse Auslöschung, letztere kommt neben Verbiegungen und Ver¬ werfungen der Zwillingslamellen auch beim Plagioklas vor. Primär-granitisch und nicht sekundär-blastisch ist wohl die Eigenschaft des Quarzes, oft in einzelnen polygonalen Körnern im Orthoklas eingeschlossen zu liegen. Winzige Körnchen von Apatit und Granat kommen akzessorisch im Gestein vor. Außer¬ dem wurden auch hier gelegentlich linsenförmige Fester ge¬ funden, die aus einem von Turmalinsäulen kreuz und quer durchspickten Orthoklas bestehen. Wenn die Größe des Kornes der Feldspatgneise abnimmt, Gruppe des Petzelsdorfcr Gneises. 135 so entstellen aplitähnliche Gesteine, die sich aber von den echten Aplitgängen des Zentralgranites, die meist hellfleischrot und lockerkörnig sind, durch weißliche Farbe und geschlossenes, festes Gefüge unterscheiden. Feldspatgneise mit vereinzelten Biotitputzen, also Über¬ gänge von Feldspatgneis zu normalem Granitgneis finden sich nicht nur an der Grenze dieser beiden Gesteine, sondern auch recht häufig hier und da mitten im Feldspatgneisgebiete. D. Gruppe des Petzelsdorfer Gneises. Die Hornblendegneise. Die Hornblendegneise umfassen die basischeren und meist auch weniger gestreckten Teile des östlichen Gneisgebietes. Es «sind vorwiegend die mittleren Teile der Intrusion, welche hierher gehören, während an den Rändern der Gneisintrusionen eine stärkere flaserige und meist auch quarzreichere Gesteins¬ partie sich hinzieht. Im südlichsten Teil des Gneisgebietes, am Schafberg bei Oppau ist diese randliche Flasergneiszone nur örtlich entwickelt. Im nördlichen Teil fehlt sie z. B. am Ostfuß des Dürrberges und am Ostrande der Gneismasse west¬ lich von Pfaffendorf. Die weiter östlich gelegene Gneispartie ist mit den angrenzenden Amphiboliten durch starke Wechsel¬ lagerung verbunden und zeigt daher keine derartige Randzone von Flasergneis. Petrographisch kann man drei verschiedene Abarten des Hornblendegneises unterscheiden. Eine grobkörnige mit röt¬ lichen Feldspäten bietet dem unbewaffneten Auge ungefähr das Bild eines großkörnigen Syenites, eine kleinkörnige mit weißen Feldspäten zeigt ein Bild, wie wir es etwa von kleinkörnigen Dioriten gewöhnt sind, und eine dritte Art mit saussuritischen grünlichen Feldspäten und etwas ophitischer Struktur bietet ungefähr das graugrüne verwaschene Bild eines saussuritischen Quarzdiabases. Alle drei Abarten bestehen im wesentlichen aus Plagioklas, Hornblende und wechselnden Mengen von offen- 136 Petrographischer Teil. sichtlich primärem Quarz. Orthoklas ist stets in geringer Menge beteiligt, tritt aber gegen den Plagioklas sehr zurück. Die Analyse eines Gesteines der Gruppe, angefertigt durch Herrn Dr. Eyme, ergab folgende Werte : K ö r n i g e r Hornblendegneis Friedenshöhe bei Petzelsdorf. BL Schmiedeberg. Anal. Eyme. Spez. Gew. 3,063. Koeffizienten V. H. Mol.- -Proz. nach Grubenmann nach Osann Si02 49,37 Si02 \ S 55,17 a = 1,5 Ti02 0,35 Ti02 ( 55.17 A 2.48 c — 5.6 V A1208 17,90 P2O5 J C 9,20 f = 12,9 Fe203 3,69 AI2O3 11.68 M 3,89 FeO 7,76 FeO 10,21 F 21,47 CaO 11,02 CaO 13,09 T — MgO 4,43 MgO 7,37 K 1,01 k2o 0,51 k2o 0,36 Na20 1,97 Na20 2,12 H20 2,63 100,00 so3 Spur — f- 0,0 ( v. H. FeS2 S ■ 0,06 P206 0,27 co2 — ■■ 99,96 Diese Zusammensetzung entspricht ungefähr einem Ge¬ steine mit 3 v. PI. Orthoklas, 53.5 v. H. Labrador AbxAn2 (31 v. H. Ab), 43 v. H. femischen Gemengteilen und 0,5 v. H. Quarz. Hierbei ist zu bemerken, daß der Quarzgehalt des Gesteines im Steinbruch an der Friedenshöhe, welches wegen seiner großen Frische als Analysenmaterial ausgewählt wurde, ein abnorm geringer ist. Chemisch nähert sich daher das Gestein außerordentlich dem Amphibolit, während es makroskopisch dem Hornblende- Gruppe des Petzelsdorfer Gneises. 137 gneis völlig gleicht und sich nur durch das fast völlige Fehlen des Quarzes von ihm unterscheidet. Man kann wohl annehmen, daß diese besonders basische Natur des Gesteins von der Friedenshöhe verursacht wird durch große Mengen von Amphibolitmaterial, welche das ursprüng¬ lich viel saurere Orthogneismagma resorbiert hat. Hierfür spricht auch die eigenartige Lage, die der zugehörige Pro¬ jektionspunkt im OSANN’ sehen Dreieck einnimmt (vgl. Text¬ figur 9 am DEnde dieser Arbeit). Es liegt weit abseits von den normalen Gneisen und nahe bei der Projektion der eben¬ falls wahrscheinlich durch Einschmelzung entstandenen Zoisit- amphibolite. Wesentlich andere Ergebnisse zeigte dementsprechend die Analyse eines Hornblendegneises der dritten Gruppe. Körniger Hornblendegneis zwischen Hirschrinne und Beckengrund nördlich von Klette. Bl. Schmiedeberg. Spez. Gew. 2,697 (Analytiker KlüSS). Koeffizienten v. H. Mol.- Proz. nach Grubenmann nach Osann Si02 68,94 Si02 \ s 74,73 a = 8,7 Ti02 0,79 Ti02 ( 74,73 A 6,98 c = 2,1 A12 03 13,87 P2O5 ) C 1,78 f = 9,4 Fe2 O3 0,82 AI2 O3 8,76 M 0,50 FeO 2,58 Fe2 O3 | 2.93 F 7,75 CaO 1,98 FeO T — MgO 2,68 CaO 2,28 K 1,40 K*0 0,43 MgO 4,32 NasO 6,49 k2o 0,23 H20 1,38 Na20 6,75 SOs Spur 100,00 s 0,07 -f- 0,08 v.H. FeS2 P205 . 0,23 co2 — 100,26 138 Petrographischer Teil. Diese Zusammensetzung entspricht ungefähr einem Gestein von 2v.IT. Orthoklas, 61 v. H. Oligoklasalbit AbgAn (mit 88 v. H. Ab), 15,5 v. H. femischen Gemengteilen und 21,5 v. H. Quarz. Bezüglich des Plagioklases ist jedoch zu bemerken, daß dem mikroskopischen Befunde nach reiner sekundärer Albit neben einem wesentlich basischeren Plagioklas vorhanden ist. Auch ein großer Teil des Quarzes dürfte sekundär sein, wie denn überhaupt die Gesteine der dritten Gruppe recht beträcht¬ liche mechanische und chemische Umsetzungserscheinungen er¬ kennen lassen. Die Gesteine der ersten Gruppe bieten, wie schon ge¬ sagt wurde, einen dem Syenit ähnlichen Anblick. Ihr Vor¬ kommen ist fast völlig auf die Priedenshöhe bei Petzels¬ dorf und deren nähere Umgebung beschränkt. Wenn sich Quarz in größeren Körnern einstellt, so hat er meist die für kataklastische Gesteine bezeichnende intensiv bläuliche Farbe. Diese ist auch hier als »Farbe trüber Medien« aufzufassen und wird verursacht durch eine Häufung winziger Flüssig¬ keitseinschlüsse auf massenhaften wieder verheilten Spalten, die das Quarzkorn kreuz und quer durchziehen. Auch sonst zeigt der Quarz selbst in den völlig ungestreckt erscheinenden Gesteinsproben starke Zerbrechungserscheinungen (undulöse Auslöschung, Parkettstruktur usw.). Der Plagioklas ist meist durch reichliche Ausscheidung von Zoisitsäulchen und unregel¬ mäßigen Epidotkörnchen 'stark getrübt. Die Hornblende, die meist in der Prismenzone wohl begrenzt und automorph ist, zeigt niemals eine Terminierung der Säulchen. Ihre äußeren Partien sind meist hell gefärbt und haben einen Pleochroismus zwischen graugrün und hellbraun, während die Kerne der Kry stalle wesentlich dunklere, von schmutziggrün zu oliv wechselnde Farbtöne auf weisen. Zwillingsbildung nach 100 kommt nur selten vor. Apatits äulchen durchspicken als älteste Gemengteile die Hornblenden. Oft ist der Amphibol zu einem wirren Gemenge von Chlorit, Epidot und etwas Eisenerz zer¬ setzt. Als Seltenheit sind rosarote Granatquerschnitte in man¬ chen Schliffen zu sehen. Gruppe des Petzelsdorfer Gneises. 139 Unter den Culmgeröllen des angrenzenden Gebietes sind solche großkörnige, makroskopisch wenig gestreckte Ge¬ steine nur sehr selten zu finden. Als extreme Ausbil¬ dungsformen mag ihnen ein Gestein zugehören, welches lange schlanke Hornblendenädelchen von 10—20 mm Länge und 1 — 2 mm Dicke in einer Plagioklasgrundmasse zeigt. Für eine Zugehörigkeit dieses seltsamen Gesteinstypus zur gneisgranitischen Reihe (nicht zu den Amphiboliten) spricht das Vorkommen von Quarz in schöner myrmekitischer Ver¬ wachsung mit Feldspat. Daß schon wesentliche L^msetzungen chemischer Natur in dem Gestein stattgefunden haben, be¬ weist die große Menge von Zoisitsäulchen, welche den Feld¬ spat erfüllen, daß aber endlich die mechanische Umformung nur gering war und nicht etwa eine sekundär entstandene Ausscheidung von Hornblende mit Plagioklas vorliegt, zeigt ein langes zartes Apatitsiäulchen, welches zwar mehrfach zer¬ brochen ist, dessen einzelne Teile aber nur wenig gegenein¬ ander verschoben sind. Ganz eigenartiger Natur ist ein Culmgeröll, das aus einem außerordentlich granatreichen Granatamphibolit besteht. Dieses Gestein ist vielleicht als ein halb assimilierter Nebengesteins¬ einschluß im Hornblendegneis, also als eine Resorptionsschliere aufzufassen. Der Granat umschließt kleine Quarzkörner und ziemlich große, scharf automorphe Magnetitkry stalle. Umgeben und verkittet wird er durch ein Gemenge von basischem, stark von Zoisit zersetztem Plagioklas und zarten Säulchen von Horn¬ blende mit blaugrünem und gelbgrünem Pleochroismus. Da¬ neben findet sich, besonders bei starker Vergrößerung, viel öl¬ grüner Biotit. Zwischen den Hornblenden versteckte Bruch¬ stücke schlanker Apatitsäulen sind hier und da zu finden. In der weiteren Umgebung der Friedenshöhe finden sich mehrfach Gesteine, in denen man unschwer mechanisch stärker gestreckte Abarten des »Diorits« der Friedenshöhe erkennt. Sie zeigen u. d. M. starke Kataklaisstrukturen. Die Hornblende- krystalle sind in ihren äußeren Teilen stark epidotisiert und die 140 Petro graphischer Teil. Apatits äulche n sind zerbrochen. Geht die Auswalzung durch den Gebirgsdruck noch weiter, so entstehen ausgesprochen schie¬ ferige Gesteine, die in einer lichtbraunen feinschuppigen Serieit- grundmasse nur noch hanfkorngroße schwarze Hornblendeaugen erkennen lassen. U. d. M. bieten diese Hornblendeaugen teils das typische Bild linsenförmig abgequetschter Beste, teils sind sie durch Neukrystallisation zu ziemlich automorphen Porphyro¬ biasten geworden. Auch kleine scharf automorphe Hornblende- säulchen, die streng ||d der umgebenden feinschuppigen Grund¬ masse eingestreut sind, legen Zeugnis von der starken Neu¬ krystallisation des Hornblendemoleküles ab. In einer der Ge¬ steinsproben zeigen übrigens diese zarten Hornblendenädelchen die höchst bezeichnende graublaue Achsenfarbe für den jjc schwingenden Lichtstrahl. Oft ist von diesen »Glaukophan- uraliten« ein Krystallrest der ursprünglichen Hornblende (mit gelbgrüner Achsenfarbe j|c) umgeben. Ein Gemenge von Seri- cit und Zoisit bildet die Gleitflasern dieser Gesteine, der Quarz zwischen ihnen ist stark zerbrochen und zeigt undulöse Aus¬ löschung, seltener sind größere Quarze mit augenförmiger Ge¬ stalt. Der Feldspat ist meist nur noch neugebildeter Albit. Der Epidot ist den Gleitflasern in kleinen Körnchen reichlich eingestreut, bisweilen aber tritt er auch konkretionär in größe¬ ren linsenförmigen Körnern auf. Neben Pennin fungiert als Zersetzungsprodukt der Hornblende auch Klinochlor, besonders dort, wo eine starke Auswalzung nachweisbar ist, wo also ein starker Streß während der Bildung des Chlorites herrschte. Bisweilen tritt in solchen Gesteinen auch der besonders für die Biotitschiefer bezeichnende hellgelbbraune Biotit auf. Dieser Biotit zeigt alle optischen Eigenschaften des ge¬ meinen Meroxen, nur seine Eigenfarben sind eigenartig, inso¬ fern er einen Pleochroismus zeigt, der zwischen leuchten¬ dem Gelbbraun und sattem Dunkelbraun schwankt. Er findet sich nur in ziemlich dicken unregelmäßigen Blättern und scheint nur geringe Elastizität zu haben. Makroskopisch erscheint er tombakbraun und lebhaft fettglänzend. In einer Hornblende- Gruppe des Petzelsdorfer Gneises. 141 gneisprobe, in der er ebenfalls im Gestein reichlich vorhanden ist, bildet er mit Albit zusammen ein schmales Gangtrümm- chen, wobei die Glimmerblätter nach Art der Kammstruktur in den Zinnerzgängen sämtlich normal zum Salbande stehen. Sicher ist er überall ein sekundäres, erst während der Meta- 7 morphose entstandenes Mineral. Die feinkörnigen Hornblendegneise der zweiten Gruppe finden sich an den verschiedensten Stellen des Gneisareales. Sie gleichen, wie schon gesagt wurde, abgesehen von gewissen fast nie fehlenden Streckungserscheinungen, einem feinkörni¬ gen Diorit. Kleine Quarzkörnchen sind meist erst mit der Lupe erkennbar. Man sieht auf dem Querbruch dicht gestellte kleine grünlichschwarze Hornblendeaugen, die von einer wei߬ lichen feinschuppigen Masse umflossen sind. LT. d. M. erweist sich diese Grundmasse als hauptsächlich Plagioklas, der meist völlig zu Albit mit reichlichen Zoisit- und Epidoteinschlüssen umgesetzt ist. Oft werden diese trüben umgesetzten Eeldspäte von einem klaren Anwachsstreifen neugebildeten Albites um¬ geben, welche dann im Gegensatz zu den mittleren Partien keine Zwillingsbildung zeigt. Der spärliche Quarz ist meist sekundär. Die Hornblende von üblichen graugrünen Farben bildet nicht nur die Augen, sondern beteiligt sich neben Chlorit auch reichlich an der Grundmasse. Manche Hornblendeaugen sind auch durch einen filzigen Knäuel kleinster neugebildeter Hornblendefasern und etwas Chlorit ersetzt. Bezeichnend sind Klumpen und Schlieren von feinkörnigem Titanitstaub. Pyrit bildet scharf automorphe, meist fast völlig zu Limonit oxy¬ dierte Krystalle. In den gestreckten Abarten dieser Gruppe ist meist etwas mehr sekundärer Quarz vorhanden. Auch der Zoisit ist noch viel reichlicher. Die Titanitstaubklumpen sind j]a langge¬ streckt, die Hornblende zeigt oft einen sehr starken, fast poly¬ synthetischen Zwillingsbau nach 100, wobei die Zwillingsebene stets ziemlich genau |] cs liegt. Die spärlichen Apatite sind stets zerbrochen und oft wie angefressen. 142 Petrographischer Teil. In den Gesteinen dieser zweiten Gruppe findet man oft basische |]g gestreckte Einlagerungen, die offenbar als stark resorbierte Nebengesteinseinschlüsse aufzufassen sind. Die Ge¬ steine nähern sich auch oft auffallend den allerdings meist viel grobkörnigeren Zoisitamphiboliten, die wahrscheinlich als ein diapeptisches Grenzprodukt zwischen Hornblendegneis und Amphibolit aufzufassen sind. Nur einmal wurde im Hornblendegneis beim Wirtshaus zum grünen Walde ein unveränderter Nebengesteinseinschluß gefunden. Dieser besteht aber nicht aus Amphibolit, sondern aus einem kalkführenden Muscovitglimmerschiefer, der nur durch Führung von viel Epidot, viel Chlorit und etwas Horn¬ blende sich in etwas den Amphiboliten nähert. Die weitaus größte Menge der Hornblendegneise gehört der dritten Gruppe an und zeigt, auch wenn keine starke mechani¬ sche Metamorphose (Schieferung) eingetreten ist, die Spuren starker chemischer Umsetzung. Im Handstück sind diese Ge¬ steine oft von den Amphiboliten schwer zu unterscheiden. U. d. M. zeichnen sie sich durch viel geringere Beimengung femischer Gemengteile aus. Die dunkelgraugrüne Farbe ist nur eine Folge der allgemeinen Durchstäubung des ganzen Ge¬ steines mit Chlorit und Epidot. Kleine Epidotäderchen lassen hier und da die reichliche sekundäre Ausscheidung dieses Mi¬ nerales deutlich erkennen. U. d. M. zeigen auch die schein¬ bar ungestreckten Gesteine starke Zerbrechungserscheinungen. Der spärliche Quarz ist meist, soweit er nicht sekundär neu¬ gebildet ist, sehr undulös und in ein Parkett kleiner Splitter zerbrochen. Auch die Plagioklase lösen sich bisweilen rand¬ lieh in ein feinsplitteriges Gemenge kleiner Bruchstücke auf. Die Zwillingslamellen sind oft deutlich gebogen und an Sprün¬ gen verworfen. Nicht selten sind die Spalten im Plagioklas durch Neubildung wieder ausgeheilt, wobei aber die sekun¬ däre Plagiokalssubstanz bei gleicher optischer Orientierung einen wesentlich gröberen Zwillingsbau zeigt als die primäre (Tafel IY, Fig. 4). Der spärliche Orthoklas ist oft von Gruppe des Petzelsdorfer Gneises. 143 Quarz durchlöchert. Die größeren Hornblenden sind von schilfigem Aussehen und an ihren Enden pinselförmig aus¬ gefranst. Kleine Säulchen neugebildeten Amphiboles vagabun¬ dieren in allen Feldspäten. In derselben Weise tritt der Epidot auf. Die schlanken Apatitnadeln sind stets zerbrochen. Ti- tanit tritt in drei verschiedenen Formen auf 5 erstens als Leukoxen, weißlichen Belag auf Ilmenittafeln bildend, zweitens als feinkörniger Titanitstaub, kleine Körnchen von Titano- magnetit umgebend, und endlich drittens in scharf automorphen oft zerbrochenen Kry stallen, unabhängig von primären Erz¬ bildungen, letzterer ist natürlich als primäre magmatische Aus¬ scheidung der ursprünglichen Dioritmasse anzusehen. Ist in diesen Gesteinen die Streckung noch weiter ge¬ gangen, so entstehen feinschuppige dunkelgrüne Schiefer, in denen der Chlorit makroskopisch und mikroskopisch überhand nimmt. In dem Maße wie der Chlorit pflegt auch der Epidot zuzunehmen, die Hornblende aber zurückzutreten. Es ist stets ein blaßgrüner, wenig doppelbrechender Pennin, der durch seine langen, streng parallel geordneten Blättchen dem Gestein das schiefrige Gefüge gibt. Neben dem ursprünglichen ziemlich basischen Plagioklas (bis 17° Auslöschungschiefe gegen die Trennungsfläche symmetrisch geschnittener Zwillingslamellen) findet sich Albit und auch etwas Orthoklas. Zoisit spielt in diesen chloritreichen Gesteinen nur eine ganz untergeordnete Rolle. Der Quarz ist ziemlich reichlich vorhanden und zeigt stets bedeutende Zersplitterung und undulöse Auslöschung. Apa¬ tit und Titanomagnetit, letztere mit feinem Titanitkranz, sind nicht häufig. Als Abart schließt sich hier auch ein grün und weiß gemasertes feinflaseriges Gestein an, das man am richtig¬ sten als Chloritgneis bezeichnen würde, doch ist es nur ein besonders epidotarmer, unter Kataklase des reichlichen Quarzes schiefrig gewordener chloritiseher Hornblendegneis. Als Seltenheit wurde am Westfuß des Dürrberges ein Hornblendegneis gefunden, der durch makroskopisch hervor¬ tretende größere Plagioklase in einer höchst feinkörnigen, nur 144 Petrographischer Teil. mit der Lupe erkennbaren Grundmasse von Quarz, Feldspat und Hornblende eine deutlich porphyrische Struktur zeigt. Die¬ ses Gestein erscheint dem bloßen Auge ganz ungestreckt, zeigt aber u. d. M. eine großartige Kataklasstruktur. Große plumpe Titanitkrystalle sind besonders deutlich in einzelne scharf¬ kantige Splitter zerbrochen. Zum Schluß muß hier noch einer besonderen Art des Hornblendegneises gedacht werden, die ein so eigenartiges Ge¬ präge zeigt und so bedeutende Flächen einnimmt, daß sie auf der Karte besonders dargestellt werden konnte und mußte. Es sind dies die als Qua rzalbitg esteine bezeichneten ex¬ tremsten L^msetzungsbildungen des Hornblendegneises, die in der Gegend westlich von Oppau und Hermsdorf besonders am Rande des Gneises gegen den Amphibolit auftreten. Es sind schmutziggraue oder ockerbraune, ungeschieferte, hornstein- artige Massen, die oft von Limonitadern kreuz und quer durch¬ zogen werden. Dunkle Gemengteile sind mit bloßem Auge meist gar nicht darin zu sehen, nur ein grünlicher Farbton des schmutziggrauen Gesteins läßt die Beteiligung von etwas Chlorit und Epidot vermuten. Quarz und Albit, und wenn die Gesteine nicht allzulange den Atmosphärilien ausgesetzt waren, auch etwas Calcit bilden hier u. d. M. eine unregel¬ mäßig körnige Grundmasse, in der Epidotkörnchen in großer Zahl eingestreut liegen. Auch Titanit ist meist in diesen Ge¬ steinen noch sichtbar und kleine ChloritfetZchen sind überall zwischengeklemmt. Bisweilen ist etwas Pyrit in groben, scharf auskrystallisierten Würfeln ausgeschieden. Diese Gesteine stellen offenbar den äußersten Grad chemi¬ scher Umsetzung der Hornblendegneise, in denen alle Gemeng¬ teile sekundärer Entstehung sind, dar. Daß auch eine mechani¬ sche Beeinflussung mit dieser Umsetzung verbunden war, zeigt das Vorkommen undulöser und zerplitterter Quarze, doch hat der Gebirgsdruck nicht die Kraft gehabt, in den Gesteinen eine deutliche Schieferung zu verursachen. Gruppe des Petzelsdorfer Gneises. 145 Die Flasergneise. Die Flasergneise stellen eine saure und stärker gestreckte Abart der Hornblendegneise dar. Dies geht schon aus ihrer chemischen Zusammensetzung hervor, die sich eng an diejenigen der saureren Hornblendegneise anschließt. Konnte man aus der Analyse des Gneises zwischen Hirschrinne und Beckengrund z. B. eine theoretische Zusammensetzung von 2 v. II. Orthoklas. Gl v. Id. Oligoklasalbit (88 v. H. Ab), 15,5 v. H. gefärbten Ge¬ mengteilen und 21,5 v. II. Quarz berechnen, so entspricht der Zusammensetzung zweier Flasergneise im Mittel ein Gemenge von 2,5 v. H. Orthoklas, 50,5 v. H. Oligoklasalbit 88.5 v. H. Ab), 9.5 v. H. gefärbten Gemengteilen und 37,5 v. H. Quarz. Wir finden also eine Abnahme der gefärbten Gemengteile und eine Zunahme des Quarzes. Die erwähnten beiden Analysen sind folgende : serg n e i s. Bahneinschnitt am Idarteberge. Bl. Schmiede 0 berg. Anal. Eyme. Spez. Gew. 2.675. Koeffizienten v. H. Mol.- Proz. nach Grübenmann nach Osann Si 02 73.96 Si02 \ S 80.04 a = 8,5 Ti 03 0,19 Ti 02 ( 80,04 A 5,64 c = 1.5 AB O3 10,46 P205 ) C 1,00 f = 10.0 F e2 O3 0,69 A1203 6,64 F 6,68 FeO 2,36 1 e2 O3 \ 2,40 J M 2,24 CaO 2,80 FeO T — MgO 1,26 CaO 3,24 Iv 1 ,88 ICO 0,35 MgO 2,04 Xa2 0 5.17 k2o 0.24 H20 1,08 Ha20 5.40 j co2 1,30 100.00 J SOs 0,19 r2o5 0,10 99,91 N«ne Fnl ge. Heft ft 8. 10 146 Petrographischer Teil. Flaser 2’ nei s. Nordfuß des Büttnerberges. Bl. Schmiedeberg. c O O Spez. Gew. 2.676. Anal. EY3IE. Koeffizienten T. H. Mol.-Proz. nach Grubenmann nach Osann »Si 0-2 7 4,53 Si 02 j S 80,46 a = 10.8 Ti 02 0,22 Ti 02 80.46 A 6,11 c = 3,8 Al2 Oo 13.01 P2 05 1 C 2.13 f= 5,4 Fe203 1,19 AhOo 8.24 5t 0,30 FeO 1.45 Fe’°Ü 2,25 FeO ) ’ F 3,06 CaO 2.11 T — Mg 0 0,32 CaO 2.43 Iv 1,83 K20 0,59 r-H o ö O öfj — 1 <1 N a2 0 5,47 ICO 0.41 H20 0,73 Na2Q 5,70 S08 Q 0,07 100,00 O P2 o5 0.11 co2 Spur 99,80 Dasjenige Ge stein, welches dem vormetamorphen Ausgang: material am nächsten kommen dürfte, ist das in der zweiten Analyse gegebene. Es ist ein feldspatreicher, nur wenig flase- riger Granit mit vereinzelten Blauquarzen und wenigen kleinen schwarzgrünen Epidotchloritflecken, die das gefärbte Gerne ng- teil ersetzen. U. d. M. zeigen diese Epidotchloritflecken noch ganz deutlich die Umrisse eines prismatischen Minerals, sind also sicher Pseudomorphosen nach Hornblende oder Augit. Die Feldspäte und Quarze sind stark zerbrochen, da aber die Kata- klase noch nicht zur Herausbildung einer feinsplittrigen Zer- trümmeripigsmasse geführt hat. so kann man sie nicht wohl als Mörtelstruktur bezeichnen. Das Orthoklasmolekül ist zumeist als Mikroklin zugegen, der bisweilen die Plagioklase mit einem dünnen Bande umzieht. Öfters jedoch ist auch der Orthoklas zu unregelmäßigen Sericitpartien umgewandelt. Die Mehrzahl der Gneise und unter ihnen der des Bahnein- Gruppe des Petzelsdorfer Gneises. 147 Schnittes am Harteberg zeigt bereits dem bloßen Auge eine deut¬ liche, ziemlich grobe Flaserung und intensiv blaue Quarze. Der Flaserung entspricht u. d. M. eine deutliche, starke Mörtelstruk¬ tur ; in dieser ist allerdings bei den gröberen Abarten eine Paral¬ lelstreckung bis ins kleinste noch nicht nachweisbar. Die Bruch¬ stücke liegen vielmehr ziemlich regellos in dem kleinkörnigen Zement. Natürlich zeigen dabei die Plagioklase allerlei Ver¬ werfungen und Stauchungen ihrer Zwillingslamellen, die Quarze eine stark undulöse Auslöschung und Auflösung in ein Parkett von scharfeckigen gegeneinander etwas verschobenen Splittern. Die Schieferung wird nur durch schmale und kurze Chlorit¬ flasern angedeutet, die in der feinkörnigen Grundmasse hier und da auftreten. Interessant und für die sekundäre Natur der Fla¬ sern beweisend ist der Umstand, daß diese die Grenze des Gneises gegen das amphibolitische Nebengestein stellenweise treppenartig verworfen haben und sich im Amphibolit als feine Epidotadern ein Stück weit fortsetzen. Diese Verhältnisse sind sehr deut¬ lich an einem Kontaktstück von Gneis mit Amphibolit zu sehen, welches im Bahneinschnitt am Harteberge geschlagen wurde (Taf. II, Fig. 3). Da die Streckung noch nicht so stark war, daß nicht hier und da druckfreie Hohlräume entstehen konnten, so ist wirr angeordneter Chlorit und auch Calcit an einzelnen Stellen nesterweise zu sehen. Der Epidot bildet auch hier mit etwas Chlorit Pseudomorphosen nach Hornblende. Magnetit ist nur wenig vorhanden. Hier und da hat sich der Sericitstaub zu Muscovitblättchen wieder zusammengeschlossen. Bei den Gesteinen, welche eine sehr vollkommene Streckung aufweisen, bildet die kleinsplittrige Grundmasse weitaus den größten Teil. In ihr liegen nur einzelne stets: jj'ö langgestreckte Bruchstücke von Plagioklas, Quarz und Orthoklas. Der Chlorit bildet lange Strähnen und Flasern, denen reichlich Epidot ein¬ gestreut ist. Mehrfach findet sich wohl in solchen Chloritsträhnen auch noch der Rest eines Hornblendekrystalles. An druckfreien Stellen hat sich Quarz neugebildet und gelegentlich auch Chlorit, der dann die geldrollenartmen Asrereffationsformen des Helminthes o o o o o 10* 148 Petrograpliischer Teil. aufweist. Als Neubildung tritt auch in einem der Flasergneise jener schon früher beschriebene tiefgelbe Biotit auf. Er findet sich lediglich in den Chloritflasern, verrät aber hier seine blasti¬ sche Natur dadurch, daß er sich der Schieferungsrichtung nicht anpaßt, sondern als später gebildetes Mineral kreuz und quer gestellt ist. Im Handstück sind die stark gestreckten Gesteine stets kleinkörnig bis dicht. Die Parallelstruktur äußert sich teils durch feinschuppigen Bau. dann sehen sie den stark gestreckten Abarten des Hornblendegneises sehr ähnlich, teils durch das Auftreten von einzelnen ganz ebenen, serici tisch glänzenden 0 7 O Flaser flächen. Die Injektionsgneise. Die Gneise, welche in dünnen Lagen mit den Amphiboliten Wechsel lagern, sind zum größten Teil sehr wenig gestreckt. Meist erscheinen sie als grob- bis mittelkörnige, stets sehr glim- merarme Granite, Chloritputzen finden sich öfters in ihnen, aber sie sind meist an Spalten gebunden und erweisen sich als sekundäre Neubildungen, als Einwanderung von wasserhal- tigern MgAl-Silikat aus den benachbarten Amphiboliten. Auch in diesen Gneisen ist der Plagioklas der weitaus überwiegende Feldspat. I . d. M. zeigen sie schöne Zerbrechungserscheinun- gen. Die Plagioklaslamellen sind nicht nur verworfen, sondern bisweilen auch unter Biegung zusammengestaucht tTaf. IV. Fig. 3). Die Risse und Spalten in den Plagioklasen sind bis¬ weilen mit neuer, nicht verzwillingter Plagioklassubstanz aus¬ geheilt; doch kommt auch Zwillingsbildung in diesen Spalten¬ füllungen vor. die sich dann an diejenige des umgebenden Mine- O j «J o o ralkornes ansetzt, aber wegen der Verschiebung der Lamellen zu beiden* Seiten der Spalte keine regelmäßige Wiederherstellung des ursprünglichen Zwillings bewirken kann. Gleitflasern mit chloritischen Zermalmungsprodukten sind häufig, gehen aber in den ungestreckt erscheinenden Gesteinen einander nicht parallel, sondern kreuz und quer. In einem Granit von der Loreley fand sich etwas Orthit mit der charakteristischen Gruppe des Petzelsdorfer Gneises. 149 Epidotrinde. Auch Mikroperthit als Entmischungsprodukt ist hier sehr schön zu beobachten. Die gestreckten Abarten des Injektionsgneises sind von lan¬ gen. untereinander parallelen Gleitzonen durchzogen, die aber nur wenig mit Chlorit und Sericit. vielmehr mit feinkörnigen o O Zerreibungsmassen des Quarzes und der Feldspäte erfüllt sind. Auch die Gesteinsmasse zwischen den eigentlichen Gleitzonen ist gestreckt. Sie zeigt Mörtelstruktur mit deutlicher Parallelstel¬ lung kleiner länglicher Splitterchen in der Grundmasse und mit linsenförmig abgequetschten und zu langen Schwänzen ausge¬ zogenen Quarz- und Feldspatresten. Makroskopisch fällt aus dem Rahmen der Granite heraus ein überaus feinkörniges lichtbraunes Gestein vom Südhang des Rohnenberg-Gipfels (als Rohnenberg bezeichnet man die öst¬ lich über der Rohnauer Schwefelkiesgrube sich erhebende Höhe >. U. d. M. erweist sich dieses Gestein als feinkörnig granitisch. freilich ist die einstmalige Struktur durch eine sehr weitgehende Ivataklase stark verwischt. Es tritt auch hier der schon erwähnte gelbbraune Biotit auf. dagegen ist Epidot und Chlorit nur sehr spärlich. Vereinzelt haben die sauren Plagioklase noch auto¬ morphe Formen, es scheint also ein kleinkörnig porphyrartiger Granit oder Albit mit porphyrischen Feldspäten starker Ivata- klase verfallen zu sein. Daß übrigens auch hier sekundäre Neu- bildungen und Verheilungen nach der Ivataklase eingetreten sind. o o O zeigt in einem Dünnschliff dieses Gesteines folgende interessante o o Erscheinung : Im Gestein ist ein zartes, mikroskopisch kleines Spältchen mit sekundärem Quarz ausgefüllt. Es trifft auf eines der zahl- reichen Quarzkörner des Granites und scheint es nicht zu durch¬ setzen. sondern erst jenseits desselben wieder neu zu beginnen. Genaue Beobachtung zeigt aber als Verbindung der beiden Quarz- trümer im Quarzkorn eine trübe, an Flüssigkeitseinschlüssen reiche Zone. Es ist offenbar das Spältchen im Quarz anfäng¬ lich ebenso aufgerissen wie in der umgebenden Grundmasse, bei der Verheilung hat aber der neugebildete Quarz dieselbe optische 150 Petrographischer Teil. Orientierung angenommen, wie das benachbarte Quarzkorn, so daß er von diesem nur noch durch die reichlichere Führung von Flüssigkeitseinschlüssen unterschieden ist (Taf. IV, Fig. 5). Der Muscovitgneis. Ganz im äußersten Osten des Gebietes tritt noch eine be¬ sondere, als Muscovitgneis bezeichnete Orthogneisvarietät auf. die nur auf eine kleine Strecke unter dem übergreifenden Gulm hervorkommt. Es sind langflaserige feldspatreiche Gneise, deren Flaserflächen dicht mit Muscovit belegt sind. Der beträchtliche Quarzgehalt tritt erst beim Betrachten mit der Lupe hervor. U. d. M. sind auch diese Gesteine deutlich kataklastisch. die feinsplittrige Grundmasse ist aber reichlich von Museo vitflasern und Sericit-Epidot-Strähnen durchzogen. Auch hier ist der Feld¬ spat überwiegend ein Plagioklas und zwar ebenfalls ein Oligo- klasalbit. Er zeigt sich nicht nur nach dem Albit- und Periklin¬ gesetz sondern gelegentlich auch nach dem Bavenoer verzwil- lingt, eine in Gneisen sonst recht seltene Erscheinung. Der Muscovit ist sehr großblättrig, ordnet sich aber in der Lage seiner Blättchen streng der Schieferungsrichtung unter. Sehr bezeich¬ nend ist es. daß die Kataklase in der Nachbarschaft der Muscovit- flasern wesentlich stärker ist als in der Mitte zwischen zAvei solchen. Die Muscovitflasern sind also Ebenen starker Gleit¬ bewegung gewesen. Vereinzelt findet man in den Muscovit¬ flasern Tafeln von ölgrünem Biotit. E. Kontaktgesteine des riesengebirgischen Zentralgranites. Koiitaktmetamorplioso der Glimmerschiefer. Eine Kontaktwirkung des riesengebirgischen Zentralgranites läßt sich mit Sicherheit überall dort nachweisen, wo Glimmer¬ schiefer an den Granit grenzen. Dort wo das angrenzende Gestein aus Gneis besteht, ist eine Kontaktwirkung nur in seltenen und besonders günstigen Fällen bemerkbar. Man kann drei vor- Kontaktgesteine des riesengebirgischen Zentralgranites. 151 schiedene Gebiete unterscheiden, in denen deutliche Kontakt- 7 erscheinungen auf treten. 1. das Gebiet nördlich und südlich vom Ochsenkopf, 2. das Gebiet von Oberschmiedeberg. 3. das Gebiet vom Eulengrund bis zur Schneekoppe. Als Kontaktmineralien treten im Glimmerschiefer Andalusit, Cordierit und neugebildeter tiefbrauner Biotit auf. Andalusit und Cordierit scheinen sich gegenseitig zu vertreten. Biotit kommt mit jedem der beiden anderen Mineralien oder auch allein Hornfelse bildend vor. Cordierit scheint stets. Andalusit nur bisweilen mit Biotit vorzukommen. Wir finden also Biotithorn- felse. cordieritführende Biotithornfelse, andalusitführende Biotit- hornfelse und biotitfreie Andalusitglimmerschiefer. Figur 7. Granit Glimmer- Kontakt- Quarzit Ampliibolit Felsit schiefer gestein Spezialprofil in der Richtung Neu Jannowitz- Adlersruh südl. von Kupferberg. Am Ochsenkopf dringt die Kontaktwirkung 300 bis 400 m tief in das Gestein vor. Auch finden sich deutlich kontaktmeta- morphe Gesteine noch dort, wo der Glimmerschiefer bereits durch eine schmale Zunge von Orthogneis vom Granit getrennt wird. Daß am Kernkretscham und bei Adlersruh nochmals ganz abseits 152 Petrographischer Teil. vom Granit Garben schiefer auftreten. beruht auf cler Wirkung von Verwerfungen, die hier eine horstartige Glimmerschiefer¬ scholle herausgehoben haben. Diese Garbenschiefer zeigen uns aber auch, daß der Granit in der Tiefe viel weiter nach Osten vordringt, daß seine Grenze also mit den Schichten des Glirn- merschiefers nach Osten einfällt (Fig. 7). Die Andalusit- und Cordieritgesteine des Ochsenkopfgebietes sind meist grobflaserig und wurden daher seit alters als Cor- dieritgneise ( Dichroitgneise "WebSKY’s (8Y) bezeichnet. Sie ge¬ hören indessen nicht zur Gneisformation, sondern sind eine Kon- taktfacies der Glimmerschiefer. Schon mit unbewaffnetem Auge erkennt man die kontakt- metamorphe Veränderung meist daran, daß diese Gesteine keine vollkommene schiefrige Spaltbarkeit mehr besitzen, und daß die Flasern ohne scharfe Grenzen in die umgebende Gesteinsmasse übergehen, so daß in extremen Fällen eigentliche Flaserhorn- felse entstehen. Die Gesteine dieser Art lassen u. d. M. meist eine sehr deutliche Paragneisstruktur erkennen. Ein Gemenge von Quarz. Orthoklas und Plagioklas ist von Muscovitflasern wellig durch¬ zogen. Eingestreut sind in großer Menge braune automorphe Biotite, deren Tafeln teils ||ö geordnet, teils regellos eingestreut sind. Auch die für Kontaktgesteine so sehr bezeichnenden ei¬ förmigen Biotiteinschlüsse im Quarz und Feldspat sind reichlich vorhanden. An eigentlichen Kontaktmineralien findet sich Cor- dierit oder Andalusit. Ersterer ist allerdings meist in Aggregate feinschuppiger politischer Zersetzungsprodukte übergegangen. Einzelne Turmalinnädelclien sind wohl nicht als Kontaktbildun¬ gen. sondern als ursprüngliche Bestandteile des Glimmerschiefers aufzufa: :mn. eher als Kontaktneubildung könnte man den Magnetit O O *r ansehen, der z. B. einem Gestein vom Kothenzechauer Forsthaus sehr reichlich eingestreut ist. Rutil findet sich meist nur im Biotit in zarten Nüdelchen. Grobkörnig und sehr biotit reich sind die typischen flaserigen Biotithornfelse im nördlichen Teile des Kontakthofos bei Wal- Kontaktgesteine des riesongebirgisclion Zentralgranites. 153 tersdorf. Hier findet sieh neben dem großtafligen Biotit aucli viel Magnetit, vor allem aber reichlich und in großen deutlichen Körnern entweder Cordierit oder Andalusit. die sicli gegenseitig zu vertreten und einander auszuschließen scheinen. Der An¬ dalusit ist nicht selten mit dem Biotit gesetzmäßig verwachsen. O O Akzessorisch findet man in diesen Gesteinen Epidot, Titanit. Apatit. Granat und Rutil. Extrem andalusitreich ist ein (festein dieser Gegend, in welchem man schon makroskopisch die lebhaft glänzenden steck¬ nadelkopfgroßen Andalusitkörnchen ähnlich wie die Albite des Feldspatamphibolites hervorleuchten sieht. U. d. M. sind diese Andalusite, wie gewöhnlich, von Quarzkörnchen siebartig durch- löchert, und oft auch von Museovitflitterchen durchsetzt. Bio- titporphyroblasten sind auch diesem Kontaktgestein regellos und in großer Menge eingestreut. Manche Gesteine, besonders solche, die sich nahe der inner- sudetischen Hauptverwerfung finden, sind von den normalen Glimmerschiefern nur schwer zu unterscheiden, da ihre Biotite gebleicht sind und sie durch reichliche, das Gestein A durch- setzende Sericitflasern eine sekundäre diaphtoritische Schiefe¬ rung erhalten haben. Der Cordierit ist hier meist vollkommen zu feinschuppigen Massen mit Aggregatpolarisation zersetzt. Den Sericitflasern ist oft etwas Klinochlor, ziemlich dunkelgrüner Chlorit mit relativ hohen Polarisationsfarben, zwischengelagert. Ein Gestein vom Sauberge zeichnet sich aus durch die reich¬ liche Beteiligung von Hornblende und das akzessorische Auf- treten' von Orthit. Ein anderes vom Kalkofen bei Rothenzechau ist nur wenig kontaktmetaniorpli und daher arm an Biotit und Cordierit. Ziemlich selten ist ein Auftreten von Cordierit ohne gleich¬ zeitige Biotitausscheidung. Ein derartiges Gestein wurde süd- lieh vom Trig. Punkt 814.5 in der Nähe des obersten alten Mar¬ morbruches gefunden. In diesem Gestein, welches übrigens ziem- lieh granatreich ist. wurde die sonst recht seltene polysynthetische Zwillingsstreifung am Cordierit beobachtet < Taf. IV. big. b . J 54 Petrographischer Teil. Als sericitisch zersetzten Cordieritquarzit kann man ein Ge¬ stein bezeichnen, das makroskopische erbsengroße Quarze in einer grünlich weiße n feinschuppigen Sericitgrundmasse führt. U. d. M. gewahrt man innerhalb der Sericitmassen deutliche Cordierit- rcste, während sich der Quarz oft zu typischer Pflasterstruktur zusammenschließt. Ein makroskopisch fast dichter, weder andalusit- noch cor- dieritführender Biotithornfels ist ein graues, splittriges, hornstein¬ artig dichtes Gestein der Gegend von Hohenwaldau. Das höchst feinkörnige Quarzfeldspataggregat mit ausgezeichneter Pflaster¬ struktur ist hier völlig durchstäubt von winzigen eiförmigen Bio¬ titblättchen. Neben den Hornfelsen und Flaserhornfelsen finden sich auch gelegentlich, allerdings nur als große Seltenheit, Fleck¬ schiefer und Fleckhornfelse, erstere zeigen eine phyllitartig feinschiefrige Spaltbarkeit und auf den Spaltflächen nur ver¬ einzelte dunklere Flecke (Taf. II, Fig. 4). Letztere sind dicht bis feinschuppig und zeigen eine fleckenweise, zwischen dunk¬ leren und helleren Tönen wechselnde Färbung. U. d. M. er¬ weisen sich die dunkleren Flecke als Andalusitausscheidungen, die den gesamten Feldspat, Sericit und Muscovit blastisch ver¬ drängt haben und nur noch die Quarze als massenhafte dicht¬ gedrängte Einschlüsse enthalten. In diesem Gestein findet sich auch ein tiefdunkelbrauner, nur wenig durchscheinender Eisen¬ spinell in kleinen scharfen Oktaederehen. Bekannt und mehrfach beschrieben Ist das Lager von Magnetit mit grobstengligem Lievrit, das unter dem Namen »Einigkeitsgang« auf der Einigkeitsgrube dicht südlich von Kupferberg abgebaut wurde, da es stellenweise stark mit Kupferkies und Schwefelkies imprägniert ist. Es handelt sich jedoch hier, wie schon KEUSCH nachwies, nicht um einen echten Gang, sondern um ein konkordant im Glimmerschiefer aufsetzendes Lager, das wahrscheinlich durch kontaktmeta- morphc Umwandlung eines Kalkes oder Kalksilikatgesteines entstanden ist. Koutaktgesteine des riesengebirgischen Zentralgranites. 1 55 Die Fleckschiefer gehen hier und da durch langfaserige Form der Andalusitausscheidungen in Garbenschiefer über. Diese Garbenschiefer finden sich stets nur in den äußeren Teilen des Kontakthofes. Es ist, wie schon erwähnt wurde, für die Stratigraphie unseres Gebietes höchst bemerkenswert, daß ganz vereinzelte Garbenschiefer auch am YV estrande des Glimmerschieferhorstes der Adlergrube auftreten. Ein Schiefer, der sich nordöstlich der Kreuzschänke fand und der neben Quarz Sericit, Muscovit und etwas Apatit, mas¬ senhafte kleine Säulcken von Turmalin (hellbraun^ graublau pleochroitisch) ||<3 eingestreut enthält, kann nur mit Vorbehalt als eigentlich kontaktmetamorph bezeichnet werden, da der Turmalin dem Glimmerschiefer auch weit abseits vom Kon¬ takthofe nicht ganz fremd ist. Die Kontaktgesteine des Gebietes von Oberschmiedeberg finden sich in einzelnen Lesesteinen am Fuß des sog. Wochen¬ bettes. Auch die Glimmerschiefer im Hangenden des west¬ lichen Teiles der Erzformation zeigen noch vereinzelt Kon¬ takterscheinungen, doch scheint sich die Wirkung des Granites selten mehr als 200 m tief in das Nebengestein hinein er¬ streckt zu haben. Auch ist die Intensität der Veränderung des Nebengesteines hier keineswegs so groß wie am Ochsen¬ kopf. Die Gesteine haben meist ihre schiefrige Absonderung vollkommen beibehalten. Sie unterscheiden sich von den nor¬ malen Glimmerschiefern nur durch dunklere Färbung und größere Festigkeit. Gesteine, die man als Flaserhornfels be¬ zeichnen muß, wurden nur einmal in der Forstabteilung 109 beobachtet, sonst sind alles hornfelsartige Glimmerschiefer oder Schieferhornfelse. Die Kontaktmineralien sind teils Cordi'erit, teils Andalusit ; eine starke Neubildung von Biotit ist stets daneben zu beobachten. Der Andalusit ist meist von sehr blasser Farbe, die nur in einzelnen unregelmäßigen Flecken zu einem deutlichen Rosarot sich verdichtet. Einmal wurde auch eine gesetzmäßige Verwachsung von Biotit und Andalusit be¬ obachtet, derart, daß die Richtungen stärkster Absorption in 156 Petrographischer Teil. beiden Mineralien einander parallel liegen, der Pleochroismus also beim Drehen zu gleicher Zeit das tiefste Rot des Anda- lusitswuud das tiefste Braun des Biotits erscheinen läßt. Die Kontaktbiotite pflegen den Andalusit in großen Mengen zu umschwärmen. Bemerkenswert ist ein Andalusitglimmer- schiefer, der eigentümliche kugelrunde Knötchen enthält, die von der Schiefermasse wirbelartig umfaßt werden. Sie be¬ stehen aus einem verworrenen Gemenge von Biotit und Mus¬ eo vitblättern mit kleinen Zoisitkörnchen. Ihre ganze Er¬ scheinungsform läßt darauf schließen, daß umgewandelte Gra¬ natkörnchen vorliegen. Der Granat ist also, worauf schon früher hingewiesen wurde, in diesem Falle nicht nur kein Kontaktmineral des Zentralgranitites, sondern scheint sogar unter der Wirkung der Kontaktmetamorphose zersetzt worden zu sein. Hingegen deuteten verschiedene Anzeichen darauf hin. daß er eine Kontaktbildung des Orthogneises darstellen dürfte. Die cordieritführenden Gesteine unterscheiden sich makro¬ skopisch wenig von den andalusitführenden. Der Cordierit ist stets zum mindesten rundlich stark in pinitische Massen zer¬ setzt und auch im Innern durch Glimmerschüppchen getrübt. Der Biotit in automorphen Individuen und kleinen eirunden Blättchen ist sehr verbreitet. Granat war in einem dieser Ge¬ steine noch wohl erhalten. Auffallend ist ein hoher Gehalt der Cordieritschiefer an kleinen unregelmäßig runden Turma¬ linkörnchen, die hier in solcher Menge auf treten, daß man geneigt ist, sie der Kontaktwirkung des Zentralgranites zuzu¬ schreiben. Sicher erweisen läßt sich das aber auch hier nicht, zumal auch die Kontaktwirkung des ganz nahe benachbarten Orthogneises mit im Spiele sein könnte. Den schwächsten Grad der Kontaktmetamorphose zeigen Glimmerschiefer, die nur von kleinen kreuz und quer gestellten Biotittäfelchen und eirunden Biotitblättchen durchstreut sind. Die Kontaktsresteine des Riesenkammes sind meist ziemlich großkörnig und gneisartig, so daß sie als Flaserhornfelse be¬ zeichnet, werden können. Sie sind zum Teil schon durch Kontaktgesteine des riesen gebirgi sehen Zentralgranites. 157 MÜLLER (20) kurz beschrieben worden. Der Cordierit spielt hier die weitaus vorherrschende Rolle. Als Seltenheit wurde am Grenzstein 167 ein Kontaktgestein gefunden, welches aus einem der früher beschriebenen Feldspa, tglimmersehief er ent¬ standen ist. Der Feldspat bildet scharf begrenzte, rundliche, von Limonithäuten umgebene Massen in dem sonst als Anda- lusithornfels 'zu bezeichnenden Gestein. Andalusitisch ist auch ein Gestein vom Jubiläumsweg des Koppenkegels, welches dicht an der Granitgrenze entnommen wurde. Kontaktbiotit tritt liier sehr zurück, dagegen ist die reichliche Ausscheidung O -o O kleiner M ag ne t i tk or nc h e n b e m e r k e ns wert. Cordierithornfelse sind besonders schön östlich vom Eingang zum Eulengrund zu sehen. Sie treten hier in engster Verbindung mit einem hoehkrystallinen Amphibolit auf. Die Gesteine sind überaus reich an tiefbraunem Biotit, daneben findet sich viel Cordierit, beide offensichtlich als Neubildungen in einer fast richtungslos körnigen, dem bloßen Auge verschwommen er¬ scheinenden Grundmasse. Bezeichnend ist es, daß parallele Streifen schwarzer Erzkörnchen hier quer durch alle Gemeng¬ teile das Gestein durchziehen, als Palimpsestbildung deren blastische Entstehung beweisend. Akzessorisch fanden sich in diesem Gestein neben den Kontaktmineralien und neben Quarz und Museo vit als Reste der ursprünglichen Gesteinsmasse noch Zirkon, Magnetit, Titanit, Rutil und Apatit, sowie als Zer¬ setzungsprodukte Chlorit und Pinit. Auch die Gesteine am alten Bergwerke im Eulengrund sind denen am Eingang dieses Tales ganz ähnlich. Unter den Gerollen des Eulenbaches fand sich übrigens auch als bezeichnendes Produkt der äußeren Kontaktzone ein sehr schön ausgebildeter Garbenschiefer mit DG cm langen und 1/2 cm breiten Andalusitgarben. Erwähnt werden muß noch die äußerst starke Kontakt¬ wirkung, welche die losgelöste Schieferscholle östlich von den Krummhübeler Kirchen erfahren hat. Diese Scholle, die von 158 Petrographischer Teil. Aplitgängen kreuz und quer durchzogen ist 1), besteht zwar zu¬ meist aus Orthogneis, doch kommen auch einzelne Schiefer¬ lagen darin vor. die allerdings kaum mehr als solche kennte lieh sind, da sie völlig in dunkelblaugrauen, fast dichten Horn¬ fels umgewandelt erscheinen. Das bloße Auge erkennt hier in einer dichten Grundmasse nur zahllose winzige Biotitschüpp¬ chen. U. d. M. nimmt der Cordierit fast zwei Drittel der Ge¬ steinsmasse ein. Die formlosen und meist stark durch piniti- sche Zersetzung getrübten Cordierite sind von Quarzkörnchen siebartig durchlöchert. Biotite, hier und da sekundär in Chlorit verwandelt, sind in Täfelchen und eirunden Blättchen in My ria- den dem Gestein eingestreut. Außer scharfrandigen Magnetit- oktaederchen und hier und da einem kleinen Apatitsäulchen oder einem Pynitnestchen nehmen keine weiteren Mineralien am Aufbau des Gesteines teil. Ein ganz gleiches Gestein findet sieh noch als kleinere im Granit ein&’eschlossene Scholle am Westabhang des Lehne genannten Berges. Hier steht es in kleinen Felsköpfen dicht am Bretterzaun des Ziegelroth- schen Sanatoriums an. Kontaktmetamorpho.se der Gneise. Kontaktmetamorphe Einwirkungen des Granites auf den Orthogneis sind nur sehr selten zu beobachten. Gewöhnlich ist auch den Gneisen mit Ausnahme vielleicht einer etwas ver¬ schwommenen Struktur mit bloßem Auge keine Kontaktwirkung anzusehen. Erst das Mikroskop zeigt eine geringe Neubildung von Andalusit in solchen Gesteinen. Der Biotit, der sonst / als das primäre Mineral anzusehen ist. ist hier z. T. deutlich jünger als Muscovit, da er eine kontaktmetamorphe Neubildung darstellt. So wurde als höchst seltsame Ausbildung zwischen * den Blättern eines dicktafeligen Muscovites ein schmaler Streifen Biotit eingeschlossen gefunden, dessen Blättchen kamm¬ förmig senkrecht zu den Wänden der Spalte, also zu den Muscovitlamellen, sich anordnen. Am Bibersberg und nahe ') Die gleiche Erscheinung zeigt sich auch am Gneis des Rahensteins und an vielen anderen Stellen in unmittelbarer Nähe des Kontaktes. Kontaktgesteine des riesengebirgischen Zentralgranites. 159 nördlich, vom Wochenbett wurden solche andalusitf uhrende Orthogneise gefunden. Ein ziemlich feinlagigcr Augengneis vom Landeshuter o o o o Kamm zeigt, dunkelgraue Farbe, und zwar, wie das Mikroskop lehrt, durch reichliche Ausscheidung von kurzschupp igem Bio¬ tit, der nur wenig ||,o angeordnet ist und eigentümliche lappen- förmige Umgrenzungen zeigt. Auch hier dürfte ein Kontakt¬ produkt vorliegen. Ebenso ist zum kontaktmetamorphen Orthogneis ein hell¬ braunes. fast dichtes Gestein zu rechnen. Ein wabenartig stru- iertes Quarzfeldspatgemenge mit massenhaft eingestreuten winzi¬ gen. oft eiförmigen Biotittäfelchen. Es fand sich dicht am Granit auf der Vorkuppe der Freien Koppe (Eriesensteine) nordweistlich vom Rothenzeehauer Forsthause. In eigentlichen Hornfels verwandelt zeigt sich ein kleines gneisartiges Schieferfragment, das nördlich vom Bibersberge als Einschluß in einem Aplitgange sich fand. Hier ist das typische Bild eines echten Biotithornfelses zu beobachten, Pflasterstruktur und regellos eingestreute kleine Biotitschüpp¬ chen und blastische durchlöcherte große Biotite. Dem Gneise muß man wohl seiner äußeren Erscheinungs¬ form nach auch das helle Kontaktgestein zuweisen, das sich im großen Steinbruch östlich von den Krummhübeler Kirchen fand. O Es ist ein quarzitähnliches, jedoch deutlich bläulichgraues Gestein mit spärlichen schwarzen Biotitschmitzen. U. d. M. gewährt es den Anblick eines typischen biotitarmen Biotit¬ hornfelses. Quarz, Orthoklas und ziemlich basischer Plagioklas bilden ein dicht geschlossenes polygonales Grundpflaster, wel¬ chem Biotit in Täfelchen und eirunden Blättchen regellos einge- O O streut ist. Als ursprüngliche Gesteinsgemengteile sind einzelne größere Quarzkörner und die hier und da im Pflaster einge¬ klemmten Museo vitfetzen anzusehen. Turmalinsäulchen sind ziemlich reichlich vorhanden. Sie sind zonar aufgebaut : um einen braunen Kern liegt erst eine blaue, darum abermals eine braune Hülle. Rutil. Zirkon und Apatit finden sich als ak¬ zessorische, etwas Chlorit als sekundäre Mineralbildung. 160 Petrographischer Teil. F. Gesteine der Grünschieferformation. Die Grünschiefer des angrenzenden Gebietes, also beson- ders die der Bleiberge und die Grünschieferlinsen im Phyllit- gebiet bei Prittwitzdorf konnten ihrer Struktur nach in zwei Gruppen getrennt werden, in körnig-schuppige und feinschiefrig¬ schuppige. Erstere bilden meist dunkelgrüne unebenschiefrige Gesteine, deren Schieferabsonderung nicht selten gegen einen scharfkantig stückigen Zerfall zurücktritt. U. d. M. zeigen sie ein ausgesprochen kataklastisches Gefüge, indem Bruch¬ stücke bräunlicher Augitkrystalle in einer fein zerriebenen Grundmasse liegen, die teils von Zoisitsäulchen, teils von Epidot und Hornblende reichlich durchstäubt liegen. Wurstförmige Streifen von Titanitstaub liegen eingestreut. Der Augit hat bisweilen noch die gehackten Formen diabasischer Intersertal- struktur, oft ist er von uralitischer Hornblende umgeben, die meist blaßgrüne Farben hat, wohingegen bläuliche Farbtöne, die man nicht selten beobachtet, auf die vagabundierenden Hornblendenädelchen in der Grundmasse beschränkt ist. Nur einmal wurde die bläuliche Hornblende als feiner Bart einem Augit in paralleler Anordnung aufgewachsen gefunden. Aber auch hier liegt kein echter Uralit, kein reines Produkt mole¬ kularer Umsetzung vor, sondern die bläulichen Hornblendesäul- chen sind über das Areal des ursprünglichen Augites hinaus¬ gewachsen und spießen in die umgebende Grundmasse hin¬ ein. Ein ganz gleicher Fall wird übrigens schon von GüRICII (21) beschrieben. Die Plagioklasreste des Gesteines sind kaum mehr als solche zu erkennen, geschweige denn ihrer Natur nach näher zu bestimmen. Das Maximum der bestimmbar symmetrischen Auslöschungsschiefe gegen die Zwillingslamellierung betrug 14°. Es liegt also wahrscheinlich Andesin vor. Einmal wurde in einem besonders frischen Gestein ein untersetzter Olivin gefunden. Der Quarz, der nur in der feinsplitterigen Grund¬ masse vorkommt, ist offensichtlich sekundären Ursprunges. Das- Gesteine der GrünschieferformatioD. 161 selbe gilt natürlich vom Chlorit, der sich bald vereinzelt, bald zu Nestern gehäuft in der 'Grundmasse findet. .Die Epidot¬ körnchen sind oft sehr tiefgrün gefärbt. Die feinschuppig-schiefrigen Grünschiefer sind meist we¬ sentlich heller als die der vorigen Gruppe. Ein helles Grau¬ grün ist ihre gewöhnlichste Farbe, doch kommen auch braune Farbtöne vor. Dem unbewaffneten Auge erscheinen diese Ge¬ steine oft fast dicht, bisweilen sogar hornsteinartig, so daß man sie als dünnplattig-schiefrige Adinole bezeichnen kann. Die normale Mikrostruktur ist hier ein parallel gestrecktes Gemenge von Feldspat, Chlorit und Hornblende, das nur noch einzelne augenförmige Augitreste umschließt. Bisweilen findet man statt der Augitaugen Hornblendeaugen echt uralitischer Entstehung. Der Feldspat ist teils Andesin (12° max. svm.), teils auch unverzwillingter Albit. Die Hornblendesäulchen haben auch hier oft blaue Achsenfarbe der kleinsten Elastizi¬ tätsachse. Auch die bei den Amphiboliten mehrfach erwähn¬ ten lebhaft braunen Biotite kommen vor. Diejenigen Gesteine, in denen aller Augit uralitisiert oder gar durch blastische Horn¬ blende ersetzt ist. nähern sich also sehr den Gesteinen der Amphibolitgruppe. Chlorit. Epidot. Zoisit, Magnetit und Titanit fehlen selbst¬ verständlich auch hier nicht. Der Quarz ist bisweilen gang¬ förmig in Streifen 1 a angehäuft, die aber gegen die umgebende O o o o Gesteinsmasse nicht scharf abgegrenzt sind ( verdrückte und »einkrystallisierte« Gangtrümchen ). J, o / Nur zum Teil kann man diese feinschiefrigen Gesteine O mit Sicherheit auf Diabase zurückführen, manche machen auch einen sedimentären Eindruck. Geht die Schieferung der Gesteine noch weiter, so ist meist nicht eine noch stärkere Hornblendebildung festzustellen, sondern dieses Mineral wird immer Faseriger, tritt mehr und mehr zurück und macht einem feinschuppigen Chlorit Platz. Der Feldspat geht in feinkörnige Albitaggregate über, aber es Neue Folge. Heft 68. J1 162 Petrographiseher Teil. sind, auch bei hochgradiger Schieferung noch immer Augit- reste im Gestein zu sehen. Zuletzt entstehen Chloritstrahlsteinphyllite, bestehend aus hochgradig geschiefertem Gemenge von Chlorit und Hornblende¬ fasern. durchtränkt von einer Quarzalbitmasse und durchstreut von kleinen Epidotkörnchen. Parallele Quarzschmitze sind viel¬ fach darin ausgeschieden und bei fortdauerndem Gebirgsdruck z. T. selbst wieder geschiefert worden. Diejenigen Gesteine, die dem bloßen Auge fast dicht er¬ scheinen, sind von einem nephritartig feinen, oft nur wenig parallel struierten Hornblendefilz mit Albitdurchtränkung ge¬ bildet. Auch in ihnen sind hier und da noch Augitreste zu erkennen. Epidot in Körnchen und Titanit in Klümpchen ist auch ihnen reichlich eingestreut. Die Gesteine der südlichen Grünschieferscholle bei Kunzen- dorf schließen sich denen des Boberkafzbachgebirges eng an. aber der Epidot spielt in ihnen meist eine größere Polle. Ver¬ einzelt und in kleinen Lagen finden sich hier sogar reine Epi- dot.felse. Die kleinkörnig1 flaserigen sowohl als die adinolartig O O O dichten Abarten fehlen dagegen, nur die feinschuppig schiefri¬ gen mehr oder weniger phyllitartigen kommen vor. LT. d. M. sieht man parallel gestreckte Gemenge von Albit. etwas Quarz und Chlorit, denen reichlich Epidot und ein wenig Hornblende eingestreut ist. Magnetit und Titanit sind hier recht häufig, auch findet sich der Epidot gelegentlich großkrystallin in rund¬ lichen konkretionären Nestern. Da diese Epidotkonkretionen nur Hornblende. Chlorit und vielleicht auch Albit zu verdrän- / gen vermögen, so finden sich die Quarzkörnchen noch in ihnen in großer Zahl eingeschlossen und erzeugen siebartig durch- löcherte „ Wachstumsformen. Je nachdem die Chloritpartien in einzelnen kurzen Blätt- chen oder in lang sich hinziehenden Flasern auftreten. kann man kurzschuppige und langflaserige Schiefer unterscheiden. Von besonderem Interesse ist ein richtungslos körniger Epidotfels, ein Gemenge von isodiametrischen Epidot-, Albit- Gesteine der Grünschieferformation. 163 und Quarzkörnern, in dem fast Millimeter dicke automorphe echte Glaukophane krystalloblastisch ausgeschieden sind. Sie zeigen die Achsenfarben a blaßviolett, b grauviolett, c sattblau und sind in der Prismenzone scharf begrenzt, aber gewöhn- lieh gar nicht terminiert. Leider wurde das interessante Ge¬ steinsstück nicht im Gebiet des anstehenden Grünschiefers, son¬ dern in den weit ausgebreiteten Alluvien am Fuße des Rehorn¬ gebirges gefunden, so daß trotz der makroskopischen Ähn¬ lichkeit mit den Epidotfelslagen im Kunzendorfer Grünschiefer seine Zugehörigkeit zu diesen Gesteinen nicht völlig sicher ist. Die kleine Kalksteinlinse, die dem Grünschiefer dicht nördlich von Kunzendorf eingeschaltet ist, führt einen grau¬ braunen. dichten, leider versteinerungsleeren Kalk. Die Kalke des nördlichen Grünschiefergebietes erscheinen dem bloßen Auge meist dicht, erweisen sich aber u. d. M. als feinkörnig kiystallin. Die Randpartien des Kalklagers am Süd¬ rand der Bleiberge sind zuweilen durch schmale Grünschiefer¬ mittel in einzelne 2—8 mm dicke Lagen geteilt. Diese Grün- schiefermittel erscheinen u. d. M. als chloritische Flasern, denen neben Calcit auch etwas Quarz und Albit eingestreut ist. Ein¬ zelne Quarz- und Albitkörner. sowie selten auch Serpentinklümp¬ chen als Reste zersetzter Magnesiasilikate finden sich auch im Kalkstein. Dieser ist vollkrystallin. Die isodiametrischen Kör¬ ner sind stark verzwillingt, aber wenig miteinander verzahnt. Die Phyllite von Prittwitzdorf und Rudelstadt sind silber- graue bis mattgraue feinschuppige Gesteine. Sie führen Quarz. Orthoklas und Plagioklas und sind durchzogen von dichtge¬ drängten Sericitlagen. denen reichlich Chlorit zwischengestreut ist. Magnetitkörnchen sind darin häufig, Epidotkörnchen sehr selten. In den mächtigeren Sericitlagen sind oft winzige Mus- covitblättchen auskrystallisiert, die meist nicht streng a lagern. III. Schlußbetrachtungen. Vergleich mit benachbarten Schiefergebieten. D i e G r ü nschiefer des Bob’erkatzbachgebir- g e s sind mit den Amphiboliten unseres Gebietes petrographisch überaus nahe verwandt, so daß man annehmen kann, daß sic aus demselben oder einem ganz ähnlichen Ursprungsmaterial hervorgegamren sind und nur eine anders geartete Metamor- phose. nämlich eine solche in geringerer geothermischer Tiefen¬ stufe erlitten haben. Sie sind von KaXKOWSKY (22) und GüEICH (21 ) eingehend untersucht worden. Die wichtigsten petrographischen Unterschiede sind kurz zusammengefaßt folgende : Die Schieferung ist feiner, plryllitartig, auch die mit den Grünschiefern und Amphiboliten verbundenen fremden Gesteine hier feinkrvstalline, fast, dichte Kalksteine, dort grobkörnige Marmore. Die Mikro¬ struktur läßt viel häufiger noch die Beste der ehemaligen Diabasstruktur erkennen und vor allem sind Zerbrechungen hier, Ueukrystallisationen dort die Begeh In Übereinstimmung damit führen die Grünschiefer noch viele unverwandelte Augite, es fehlt ihnen aber gänzlich der ■« neugebildete Diopsid. In den Amphiboliten ist umgekehrt Di- opsid sehr gewöhnlich, unverwandelter Diabasaugit nur in ganz seltenen Fällen noch vorhanden. Im Grünschiefer waltet Uralit vor, im Amphi bolit eigentliche neugebildete Hornblende. Epidot findet sich in beiden, spielt aber im Grünschiefer eine größere Bolle. In einem Gestein der Grünschiefergruppe fand sich auch sind hier Phyllite, dort Glimmerschiefer, Vergleich mit benachbarten Schiefergebieten. 165 frischer Olivin, der in den Amphiboliten gänzlich ausgeschlossen ist. Die Feldspäte sind im Grünschiefer meist völlig saus¬ suritisch zersetzt, im Amphibolit oft ziemlich gut regeneriert. Das Alter der Grünschiefer läßt sich mit einiger Wahr- scheinlichkeit als altpaläozoisch annehmen, da mehrfach grapto- lithenführende Kieselschiefer sich eingelagert fanden (23). Die Amphibolite und Glimmerschiefer galten in Ermangelung or¬ ganischer Reste als »archäisch«. Die petrographischc Verwandt¬ schaft und die überraschende Ähnlichkeit im Schichtenaufbau beider Gebiete legen die Vermutung nahe, daß die krystallinen Schiefer eine höher metamorphe Facies derselben altpaläozoi¬ schen Schichtengruppen sind. Beweisen ließe sich dies aber nur, wenn die Amphibolite und die Grünschiefer, die Graphit- schiefer und die graptolithenführenden Kieselschiefer im Strei¬ chen ineinander übergingen. Dies ist indessen nicht der Fall, sondern beide Gebiete sind durch eine scharfe Dislokation, die innersudetische Hauptverwerfung, voneinander getrennt und be¬ finden sich zu beiden Seiten derselben in ganz verschiedener Lagerung. Eine Identität läßt sich also nur vermuten. Be¬ wiesen würde sie erst, wenn es gelänge, in den südlichen Phyl- liten des Rehorngebirges, in welche die Glimmerschiefer wirk¬ lich allmählich übergehen, graptolithenführende Horizonte auf¬ zufinden, was jedoch bisher noch nicht der Fall ist. Die Gesteine des A d 1 e r g e b i r g e s hat PETRA- SCHECK (24) in einer zusammenfassenden Arbeit beschrieben. Zum Zwecke eines Vergleiches dieser Gesteine, die nach PETRASCHECK 's Schilderungen mancherlei Ähnlichkeit mit denen des östlichen Riesengebirges haben, wurde mir eine fünftägige Bereisung des Adlergebirges von der Kgl. Geol. Landesanstalt o o o O bewilligt. Sie nehmen in ihrem petrographischen Charakter eine Mittelstellung zwischen den Amphiboliten und den Grün¬ schiefern unseres Gebietes ein. PETRASCHECK trennte Glimmer¬ schiefer und Phyllite, sowie Grünschiefer und Amphibolite. Diese vier Gesteinsklassen definiert er jedoch etwas anders als wir das in unserm Gebiete taten. Im östlichen Riesengebirge 166 SchlulUjetraclitungeu. bildet die innersudetische Hauptverwerfung eine so natürliche Grenzlinie, daß man die dichten Quarzchloritgesteine, die dich¬ ten Amphibolite und die feinschuppigen Chloritschiefer süd¬ lich derselben unbedingt mit den Amphiboliten zu einer Gruppe vereinigen muß. PETRASCHECK konnte, da die scharfe geo¬ graphische Grenze zwischen einem Amphibolitglimmerschiefcr- gebiet und einem Phyllitgrünschiefergebiet im Adlergebirge fehlt, von rein petrographischem Standpunkte aus die beiden Gruppen teilen. Im allgemeinen sind die Adlergebirgsgesteine wohl etwas weniger metamorph. Wir finden daher eine ganze Anzahl von Ähnlichkeiten zwischen Typen unserer Amphi- bolitgruppe und Typen von Petrascheck’s Grünschiefergruppe. So finden sich dieselben Zoisitamphibolite, wie wir sie auf der Scheibe bei Städtiseh-Ditterbach kennen lernten, zwi¬ schen Bohdaschin und Slavonow. Die Gesteine östlich von Dobran und Sneznei erinnern sehr an die Quarzchloritgesteine westlich der »Krumpa« bei Rothenzechau, denen auch die Grünschiefer von Sattel nahe stehen. Der Diabas von Lhota zeigt nahe Verwandtschaft mit dem Amphibolit des Glashügels, hat aber weniger Krystallisationsschieferung und mehr mechani¬ sche Schieferung als jener. Von besonderem Interesse sind die von PETRASCHECK beschriebenen Diabasporphyrite bei Descli- ney und Michowy. Solche Gesteine wurden im östlichen Riesen¬ gebirge nur einmal gefunden, sie sind aber häufig unter den Gerollen der Culmkonglomerate. die zweifellos aus jetzt längst abgetragenen oberen Teilen der krystallinen Schiefer des Rie¬ sengebirges stammen. In den Glimmerschiefern bei Gießhübel finden sich dieselben feinlagigen Quarzitschiefer und vereinzelt auch dieselben Feldspatamphibolite, wie in denen des Kolben¬ kammes. « Wenn die Verwandtschaft zwischen den Amphiboliten des östlichen Riesengebirges und den Grünschiefern des Boberkatz- bachgebirges nur eine ganz allgemeine ist, so geht sie zwischen unseren Amphiboliten und den Gesteinen des Adlergebirges bis in die pe trog r apli ischen Einzelheiten der Einlagerungen Vergleich mit benachbarten Schiefergebieten. 167 und Varietäten. Die Adlergebirgsschiefer sind dabei meist weniger metamorph als unsere Ampbibolite, aber merklich höher metamorph als die Schiefer des Boberkatzbachgebietes. Die Gneise und Glimmerschiefer des I s er¬ geh i r g e s stehen zu denen des östlichen Riesengebirges in noch viel engerer Beziehung wie die Amphibolite zu den Grünschiefern. Sie bilden die unmittelbare Fortsetzung des Schmiedeberger Gneises mit seinen Glimmerschiefereinlagerun¬ gen und sind nur durch die Intrusion des Zentralgranites von jenen getrennt worden. Im Isergebirge finden sich dieselben Orthoklasgneise wie am Forstkamme. Besonders die gra- ni tisch-körnigen und wenig gestreckten Abarten sind im Iser¬ gebirge sehr verbreitet. Auch Lagengneise kommen vielfach vor. Typisch entwickelte Augengneise sind hier im Westen etwas seltener als im Osten, auch langflaserige Gneise, beson¬ ders biotitische, mittelflaserige. wie wir sie auf dem Landes- huter Kamm fanden, sind im Isergebirge selten. Sehr ver¬ breitet sind indessen z. B. am Heufuder bräunliche kurzflaserige bis schuppige Gneise mit einzelnen Feldspataugen, die den im Osten nur selten vorkommenden, aus granitporphyrischen Ge¬ steinen entstandenen Orthogneisen gleichen. Die Glimmerschiefereinlagerungen sind ganz ähnlich be¬ schaffen wie im Osten. Auch im Westen sind sie dort, wo sie in die Nähe des Zentralgranites kommen, kontaktmetamorph verändert. Die Glimmerschiefereinlagerungen sind indessen im Isergebirge viel spärlicher, und innerhalb der Glimmerschiefer kommen nur ganz untergeordnete Linsen von Kalkstein usw. vor. Eine genauere petrographische Beschreibung der Gesteine des Isergebirges hat in neuerer Zeit E. RlMANN (17) gegeben. Die Gneise des Eulengebirges zeigen auffallender- o O O weise gar keine petrographischen Beziehungen zu denen des östlichen Riesengebirges. Sie stehen in engerem Verband mit den Gesteinen des Glatzer Schneeberges und der sudetischen Vorberge östlich vom Zobten. Faist ausschließlich sind es Flaser¬ gneise. Augen- und Lagengneise sowie granitisch-körnige Ge- 168 Schlußbetrachtungen. steine ^sind nur ganz örtlich zu finden. Mach dem vom J er¬ fasse!’ (25) vor einiger Zeit aufgestellten Schema der Ortho- gmeise würden also hier Gesteine mit weit stärkerer Krvstalli- sationsschieferung vorliegen. Hierzu kommt auch das im Riesen- und Isern'ebire’e ganz unbekannte Vorkommen echter o O o Granulite als Einlagerung in den Eulengebirgsgneisen. V ollte man annehmen, daß die Gneise der hohen Eule demselben Magma entstammen, wie diejenigen des Riesengebirges, so müßte man hier für ihre Metamorphose eine ganz wesentlich größere Tiefenstufe im Sinne Becke’s und Gkubenmanx s annehmen. Der petrographische Charakter der Eulengebirgsgesteine ist von E. Dathe (26) in den Erläuterungen zu den entsprechenden Blättern der geologischen Spezialkarte beschrieben worden. Bemerkungen über die Gneise im Osten des Zobtengebirges findet man auch bei L. FlXCKII (27). Die Erzlagerstätten. In den krystallinen Schiefern des östlichen Eieseimebir^es findet sich eine Anzahl kleinerer und größerer Erzlagerstätten. O O Diese sind nach ihrer Größe geordnet : Die Magneteisenerzlager von Schmiedeberg, Kupfererzgänge von Kupferberg, Arsenkieslagerstätte von Rothenzechau. Schwefelkieslagerstätte von Rohnau, Erzgänge von Arnsberg ( Redensglück), der Erzgang im Eulengrunde. Die Lagerstätten von Sc h m i e d e b e r g werden o o jetzt nur noch in der allerdings ziemlich bedeutenden Berg¬ freiheitsgrube abgebaut. In früheren Zeiten waren auch die weiter westlich gelegenen Gruben Martha und Vulkan noch in Förderung, doch hat erstere schon seit mehr als 100 Jahren, letztere seit fast 50 Jahren keinen nennenswerten Betrieb mehr gehabt, » » » » Die Erzlagerstätten. 169 Die geologischen Verhältnisse dieser Lagerstätte sind schon in einer früheren Beschreibung des Verfassers (1 eingehend geschildert worden und vor ihm hat schon WEDDING (28) die Schmiedeberger Eisenerzvorkommen beschrieben. Es genügt da- O O O her, hier nur kurz darauf hinzuweisen, daß die Erzlager meist eine Mächtigkeit von 2 — 3 m haben, die allerdings in seltenen Fällen bis zu G m und mehr steigen kann, daß die Erze oft durch Chloritbeimengung, seltener durch Calcitbeimengung ver¬ unreinigt sind und daß sie oft von Sulfiden in kleinen Trüm- clien bis zur Unbrauchbarkeit durchsetzt werden. Diese sulfidischen Trümer, die zumeist aus Schwefelkies oder Magnetkies bestehen, ferner die grobkörnigen Kalksili¬ katgesteine und endlich die großkrystallinen Pegmatite führen eine überaus große Anzahl verschiedenster Mineralvorkommen. O 1 von denen hier die wichtigsten kurz aufgezählt werden mögen. TRAUBE (29 ) erwähnt folgende : Hornblende, Chlorit, Klino¬ chlor, Muscovit, Quarz, Wollastonit, Pyroxen, Serpentin, Chry¬ sotil, Calcit, Dolomit, Epidot, Granat, Chabasit, Desmin, Iieulan- dit, Pyrophyllit, Fluorit, Pinitoid, Titanit, Turmalin, Arsen¬ kies, Kupferkies, Molybdänglanz, Schwefelkies, Magnetkies, Magneteisenerz, Koteisenerz, Brauneisenerz, Kupferlasur, Ma¬ lachit. Als neues sehr überraschendes Mineralvorkommen ist vor eini¬ gen Jahren noch gediegen Arsen durch Herrn Steiger BeRTHOLD entdeckt worden. Die Paragenese dieses Minerals mit Granat¬ fels und Magneteisenerz erscheint zuerst höchst überraschend. Bedenkt man aber, daß das Mineral in Freiberg auf den Kreuzen kiesiger und braunspätiger Gänge gefunden wurde, daß es in Kongsberg auf den Kreuzen der Silbergänge mit den Fahlbändern vorkommt, so läßt sich eine gewisse Ähnlichkeit des Vorkommens nicht verkennen, insofern als in allen diesen Fällen eine Ausscheidung sulfidischer Erze in einem erzhalti- O gen Nebengestein, nämlich hier im Magnetit vorliegt. In den Lagerungsverhältnissen haben die neueren Auf¬ schlüsse auch keine besonderen Änderungen ergeben. Das Vor- 170 Schlußbetrachtungen. handensein vieler streichender Verwerfungen hat sich neuer¬ dings bestätigt, auch die nach Süden zu immer häufiger werdende Wendung des Einfallens nach der westlichen Seite also unter den Granit. Als gutes Beispiel dafür, wie die schein¬ bar konkordanten Grenzen oft nur streichende Verwerfungen sind, welche die Schichten spitzwinklig abschneiden, und für die Änderung des Fallens im südlichen Felde mag beifolgender Biß dienen, der die Gneisgrenze und den Verlauf des Iiaupt- lagers in den unteren Sohlen des Südfeldes schematisch dar¬ stellt (Fig. 8). Figur 8. Grundriß des Hauptlagers und der Grenze zwischen Gneis und Erz¬ formation in den tieferen Sohlen im Gebiete des Bahnschachtes. (Norden links.) Die Lagerstätten von Kupferbe r g sind bereits vor 10 Jahren durch KEUSCH (30) beschrieben worden. Ältere Arbeiten über diesen interessanten Erzdistrikt lieferte Websky (8 und 31 ;. Da seitdem die Aufschlußverhältnisse noch we¬ sentlich ungünstiger geworden und nennenswerte neue Auf¬ schlüsse nicht hinzugekommen sind, so sei hier auf die KRUSCH'sche Arbeit verwiesen. Nach dieser stellt sich die Natur der Lagerstätten etwa folgendermaßen dar : Es finden sich erstens konkordante Erzlager, die teils mit Eisen- und Kupfersulfiden, teils mit Magnetit, teils mit Kalksilikaten er¬ füllt sind. Die sulfidischen führen Magnetkies und als be¬ sonders bezeichnendes Mineral gelegentlich Liecrit. (Hierher der sog. Einigkeitsgang. ) Eins dieser Lager, der sog. Blaue Gang, ist von später gebildeten Kupfererztrümern so stark durchsetzt, Die Erzlagerstätten. 171 daß er sich seinem Mineralbestando nach ganz eng an die echten hydatogenen Gänge anschließt. Die Zahl der Lager nimmt mit der Annäherung an den Granit schnell zu. Ihrer Entstehung nach sind sie sicher als - kontaktmetamorphe Bildungen aufzufassen. Die ältesten echten Gangbildungen sind die von KbüSCH als Gänge der Adlergruppe zusammengefaßten. Es sind zusammengesetzte Gänge im Sinne NaüMAXX's, d. h. solche mit einer Gangspalte, an die sich im Hangenden eine von Erztrümern durchzogene und von Erzen imprägnierte Gesteins¬ zone anschließt. Diese Gänge führen reichlich Flußspat und sind vor der Eruption der felsitischen Quarzporphyre gebildet Avor- den. Die jüngste Bildung sind die quer zu den Lagern streichen¬ den Quarzkupfergänge, Diese sind nur von ganz untergeordneter Bedeutung:, Averden aber, da sich an ihren Kreuzen mit den Lagern und älteren Gängen Erzanreicherungen zeigen, vom Kupferberger Bergmann als Erzbringer angesehen. Vereinzelt kommen bedeutende Anreicherungen auf solchen Gangkreuzen vor. So envälmt FASTEXBEBG-Pakisch (32) von einem Schwer- spatmittel auf dem Alt- Adlergange das Einbrechen von Bunt¬ kupfererz, Fahlerz, Polybasit, Silberglanz, Botgiltigerz. Speis¬ kobalt und Potnickelkies. Zum Kupferberger Erzgebiet gehören auch die am Süd¬ hange der Bleiberge hinstreichenden schmalen Erzgänge, Avelche alle der innersudetischen Haupt verAverfung und ihren unmittel¬ bar benachbarten Parallelspalten angehören. Wie schon der Karne Bleiberge sagt, führen diese Gänge im Gegensatz zu denen von Kupferberg nur Bleierze. Die kleinen Stollen und Versuchs¬ baue ziehen sich vom Waldrande nördlich des Popelberges fast ohne Unterbrechung über den Südfuß des Buchenberges und den Südabhang des Karlsberges bis zur kleinen Kaue im Eicht- nergrunde. Auch der Stol Inbau bei den obersten Häusern \Ton Pudelstadt liegt in unmittelbarer Nähe der Hauptverwerfung. Ebenso liegt infolge einer Nordsüdstaffel dieser Dislokation der Versuchsbau am Nordfuß des Müllerbusches in deren unmittel¬ barer Nähe. Auf den Halden der Gruben, die sämtlich außer 172 Sctilußbetrachtungen. Betrieb sind, wurden folgende Mineralien gefunden: Bleiglanz, Kupferkies, Schwefelkies, Malachit, Roteisenrahm, Eisenspat, Braunspat, Kalkspat, Schwerspat, Quarz z. T. in sternförmi¬ gen Aggregaten. Auch im Kalke des Prittwitzdorfer Bruches setzen Spuren von Bleierzen auf. Die Lagerstätte von R othenzechau ( Grube Eve- linens Glück) ist neuerdings wieder in Betrieb genommen wor¬ den. Sie stellt eine ungefähr konkordante Lagerstätte dar, die früher als Lager aufgefaßt wurde. Genaue Untersuchungen der neuesten Aufschlüsse haben indessen ergeben, daß es sich um einen dem Streichen der umgebenden Schiefer ungefähr parallel verlaufenden Gang handelt, da sich das Erz im Südwestfeld einige Meter im Hangenden, im Kordostfeld hingegen unmittel¬ bar im Liegenden einer Graphitschieferlage findet. Der Gang führt zumeist körnig-kry stall inen Arsenkies und Arsenikalkies, welche Erze aber im SW jenseits einer Verwerfung ganz plötz¬ lich durch Magnetkies abgelöst werden. Viele spitzwinklige Ver¬ werfungen zerlegen den Erzkörper in eine Reihe treppenförmig aneinandergereihter Mittel, von denen immer das südwestlichere ins Hangende verschoben ist, so zwar, daß die Spitzen dejs aus¬ keilenden und des ansetzendgn Lagers eine Strecke weit mit¬ einander parallel verlaufen. Die Mineralführung ist nach Angaben TßAUBE s (29 > und nach eigenen Beobachtungen folgende : Arsenkies. Arsenikalkies. Magnetkies. Schwefelkies, Markasit, Bleiglanz, Zinkblende. Kupferkies, mikroskopische Zinnerzsäulchen (vergl. kiesig-blen- dige Gänge von Freiberg), Chrysokoll, Covellin, Tirolit, Kobalt¬ beschlag, Roteisenerz. Braunspat, Dolomit. Kalkspat, Kakrit. Im benachbarten kontaktmetamorphen Dolomit : Vesuvian, Serpen¬ tin. Chrysotil, Bergleder und Pikrolith. In streichender Verlängerung dieser Lagerstätte finden sich am Westfuß des Röhrberges noch einige alte Versuchsbaue. In¬ folge des spitzwinkligen Verlaufes der Granitgrenze liegen hier die Erze so nahe an diesem Gestein, daß die Mundlöcher der beiden kleinen Stollen am Röhrberg schon im Granit ange- O O setzt sind. Die Erzlagerstätten. 173 Die Kieslagerstätten von Rohn au werden jetzt nur noch in dem Felde der Hoffnunggrube in allerdings sehr umfänglichen Tage- und Stollenbauen gewonnen. Die beiden älteren Betriebe Neuglück und Gustav-Grube sind schon seit Jahr¬ zehnten außer Betrieb, ebenso eine kleine Stollenanlage südlich von den obersten Reußendorfer Häusern. Auch die Hoffnung¬ grube ist lange Jahrzehnte außer Betrieb gewesen. Das Lager ist eine Imprägnation sericitischer Schiefer durch kleine rundum ausgebildete Pyritkrystalle. Man kann eine von Pyrit imprägnierte Gesteinszone in der Stufe der feinschuppigen Chloritschiefer von den untersten Rohnauer Häusern bis fast an die obersten Häuser von Schreibendorf nachweisen. Diese Zone bildet ein echtes Fahlband, welches auch ganz wie die skandi¬ navischen Fahlbänder an seinem Ausstrich durch eine helle Fär¬ bung der Schiefer (Auslaugung durch die bei der Oxydation entstehende Schwefelsäure) und durch die im Schiefer überall sichtbaren rostbraunen hanfkorngroßen Pseudomorphosen von Limonit und Pyrit kenntlich ist. In den frischen Aufschlüssen 1/ des Tagebaues erkennt man, daß die Schieferzone aus 6 — 8 ein¬ zelnen Imprägnationsstreifen besteht, die durch kiesärmere und z. T. sogar erzfreie Streifen voneinander getrennt werden. Das imprägnierte Gestein ist teils phyllitartig feinschuppig, soge¬ nannter »Talkschiefer«, richtiger Sericitphyllit, teils ist es aus- O 1 J i gesprochen langflaserig, indem einzelne Sericithäute langge¬ streckte Quarzlinsen umschließen. Diese Art des Nebengesteines gleicht oft sehr dem als flaserige Chloritquarzite bezeichneten. weiter westlich durchstreichenden Gesteine. Neben Pyrit ent- hält die Imprägnationszone auch etwas Kupferkies. Bei der Zer¬ setzung wird natürlich der Kupfererzgehalt der Sulfatlösungen durch Cementation im Kontakt mit unzersetztem Pyrit wieder ausgefällt. Es kann daher nicht wundernehmen, wenn hier und da auf kleinen Klüftchen und Trümchen reichere Kupfererze, Kupferkies und als Seltenheiten selbst Fahlerz und gediegenes Kupfer Vorkommen. Die Genesis der Rohnauer Lagerstätte ist wie die aller Fahl- 174 Schl u ß betrachtun gen . bänder noch strittig. Ein sedimentärer Absatz von Schwefel¬ eisen haltenden Schichten und die konkretionäre Auskrystalli- sation des Erzes bei der Metamorphose des umschließenden Sedi¬ mentes ist durchaus möglich. Immerhin mahnt auch hier das Vorkommen von Kieskrystallen in anderen Niveaus (also eine nicht ganz absolute N i veaub e s t and igke i t) zur Vorsicht. Auch lassen sich etwa 100 m im Liegenden des Kieslagers am Roh- nauer Kirchberg Spuren echter kupferführender Kiesgänge nach- weisen, nachträgliche Erzzuführung ist also auch denkbar. Bei A r n s b e r g wurde in der Grube Redensglück vor¬ übergehend ein ganz unbedeutender Bergbau auf einem kiesig- blendigen Gange betrieben, der Bleiglanz, Kiese und Zinkblende lieferte. Letztere muß etwas cadmiumhaltig gewesen sein, da Traube (28) das Vorkommen von Greenockit bei Arnsberg er¬ wähnt. Auf den wenigen alten Halden (südlich gegenüber der Försterei Bergfreiheit) wurden meist nur Gangbreccien mit Quarzzement und vereinzelt etwas violblauer und grünlicher Flußspat gefunden. Der kleine Versuchsbau auf einem sulfidischen Erzgang am Eingänge des Eulengrundes unterhalb von den Granaten¬ felsen hat nach TRAUBE: Arsenkies, Pyrit, Kupferkies, Zink¬ blende und als Gangart Calcit und Fluorit geliefert. Geologische Geschichte des östlichen Riesengebirges. Die geologische Geschichte des östlichen Riesengebirges stellt sich nach den vorgehenden Untersuchungen ungefähr fol¬ gendermaßen dar. In spätarchäischer oder vielleicht auch altpaläozoischer Zeit setzten sich am Boden eines Meeres die Ursprungsmaterialien des Glimmerschiefers ab. Es waren wohl der Hauptsache nach sandige Schiefertone mit einzelnen Lagern von festem Kalk¬ stein und mit gelegentlichen Einlagerungen von Arkosen (Gneis- glimmerschiefer) und Konglomeraten (geröllführende Glimmer¬ schiefer). Hier und da setzten sich auch Sedimente mit reich- Geologische Geschichte des östlichen Riesengebirges. 175 lichem Organismengehalt ab (Graphitschiefer). Unterbrochen wurde die Sedimentation durch Eruptionen diabasischer Mag¬ men, die Decken und submarine Tuffe ablagerten (Amphibolite der Schmiedeberger Erzformation und von Wolfshau und Lager von Feldspatamphibolit). Das Ende der Zeit überwiegend klasti¬ scher Sedimentation bildete besonders im Norden die Ablage- rung eines feingeschichteten Quarzsandsteines (Quarzitschiefer). Es folgäe dann eine Zeit, in der die Ergußgesteine über die Sedimente vorwalteten. Decken von Diabas und Diabasporphyrit sowie Diabastuffe breiteten sich aus, dazwischen auch einige Porphyritdecken und sedimentäre Umsetzungsprodukte der Dia¬ bastuffe, meist feinkörnig schlammige (feinschuppige Chlorit¬ schiefer und feinschichtige Quarzchloritgesteine), zum Teil aber auch grobkörnige Sedimente (grobflaserige Quarzchloritschiefer). Diese Sedimente und Ergußgesteine wurden in voreulmischer Zeit aufgefaltet, und zwischen die Decken und Schichtpakete drangen granodioritische Magmen ein. Daß diese holokrvstallin erstarrt sind, beweist uns, daß bereits beträchtliche jüngere Schichtenmassen darüber lagerten, und daß die Intrusion in ziem¬ lich großer Tiefe vor sich ging. Die Magmen änderten durch o O o O Einschmelzung großer Mengen von Nebengesteinsmaterial z. T. beträchtlich ihren chemischen Charakter und glichen sich ihrer Umgebung an. Am Rande des in die Diabasdecken eindringenden und durch Einschmelzung dioritiseh werdenden Magmas bildete sich sogar ein vielleicht nur halbgeschmolzenes, hochbasisches Salband von gabbroartiger Beschaffenheit (Zoisitamphibolit). Teilweise, z. B. am Harteberg, drangen die Intrusivmassen quer- schlägig in Apophysen in die Diabasdeeken ein und trennten mehr oder weniger große Diabasblöcke von ihnen los. In den hangenden, mehr aus Tuffen bestehenden Teilen drangen sie allerwärts zwischen die Schichtfugen ein und blätterten die Sedi¬ mente z. T. vollkommen auf (Injektionsgneise). Natürlich wurden die intrudierten Sedimente auch kontakt- metamorph verändert. Von den damals entstandenen Kontakt- mineralien ist jedoch nur massenhafter Granat erhalten geblie- 176 Schlußbetrachtungen. ben. sowie der in das Nebengestein der Schmiedeberger Gneise O O in geringen Mengen eingewanderte Turmalin. Die Auffaltung und der seitliche Zusammenschub der Schichten dauerte während und nach der Intrusion noch fort und unter seiner Wirkung nahmen die Intrusionen und ihr Neben¬ gestein bedeutende dynamometamorphe Veränderungen an. Die Diorite und Granite wurden zum großen Teil zu chloritischen Flasergneisen, zu Augengneisen und Lagengneisen, ja selbst zu eigentlich schiefrigen sericitisehen Massen. Die Sedimente wur¬ den zu Glimmerschiefern, Paragneisen, Marmoren und Quarziten, die Diabase und ihre Tuffe zu Amphiboliten und verschiedenen Chloritschiefern, die Porphyrite zu Porphyroiden. Die kleineren Kalklager gerieten mit den anlagernden Sedimenten in chemische Umsetzung und verwandelten sich in Kalksilikatgesteine. Es war jedoch der Grad der Metamorphose an verschiedenen Stel¬ len verschieden, so daß z. B. in den der Erdoberfläche näher / liegenden Teilen, die nicht dem Druck gewaltiger auflastender Gesteinsmassen ausgesetzt waren, die Diabasporphyrite noch un¬ verändert erhalten blieben (vgl. die Culmgerölle). Andererseits sind in größerer Entfernung von den Intrusionen die Schiefer- tonsedimente nicht zu Glimmerschiefern sondern nur zu Phyl- liten metamorphosiert worden. Auch die Lagerungsformen wurden durch den seitlichen Druck stark beeinflußt. Die kleineren Einlagerungen, besonders die Kalksteine, die Eeldspatamphibolite, die Porphyroide wurden linsenförmig abgequetscht. Es entstanden isoklinale Überfaltun¬ gen, durch die dieselbe Schicht oft zwei oder dreimal übereinander zu liegen kam. Alle diese Umwandlungen müssen jedoch bei Beginn der Culmzeif schon vollendet gewesen sein, denn in den Konglomeraten der Culmschichten treten uns Gerolle von Gneis, Glimmerschiefer. Amphibolit usw. entgegen. Die ungeheure Menge der Geröll¬ massen beweist uns, daß damals das neu aufgefaltete Gebirge schon bis zu beträchtlicher Tiefe wieder abgetragen und einge- o O O ebnet wurde. Geologische Geschichte des östlichen Riesengebirges. 177 Xach dem Culm, vermutlich in spätcarbonischer Zeit, wurden dann die kry stallinen Schiefer teils zersprengt teils auf geschmolzen durch eine große rundliche Eruptivgesteinsmasse, die sich empor¬ drängte, und ehe sie die Oberfläche erreichte als massiger, fast ungegliederter Stock von Granitit erstarrte. Dieser Zentralgranit o o o des Riesengebirges hat zumeist die Sedimente, die ihm entleeren- O O 7 O O standen, mantelförmig aufgebogen, sie oft aber auch querschlägig durchbrochen, bei Oberschmiedeberg sogar eine Strecke weit seit¬ lich abgebogen. Auch er übte auf die durchbrochenen Schichten o o eine Kontaktmetamorphose aus. die aber jetzt, da keine dynamo- metamorphose Umwandlung folgte, wohl erhalten blieb. Die Hitze und die Exhalation des Granitstockes verwandelten die Glimmerschiefer des Ochsenkopfes, des Wochenbettes und der Schneekoppe in Cordierit- und Andalusitfelse. Sie bewirkten die vollkommene Umsetzung: aller Kalklagen nördlich von Kothen- zechau in Kalksilikatgestein. Bei Kupferberg ließen sie Lievrit führende Magnetkieslager entstehen. Ihnen ist auch die Ent¬ stehung der Schmiedeberger Erzlagerstätten zuzuschreiben. Kleine Granitapophysen drangen verschiedentlich ins .Neben¬ gestein vor. Wir finden sie als Aplitgänge besonders am Ochsenkopf, und als eigenartige schwebende Pegmatitgänge (Riegel) in den Schmiedeberger Gruben. • Förmlich aufgeweicht durch massenhafte Aplitinjektionen wurde das Gestein des Rabensteines bei Wolfshau und das rings von Granit um¬ schlossene Gestein der Lehne bei Krummhübel. Die basischen Differentiationsprodukte, die den Granit als ein System von Syenit- und Lamporphyr-Gängen durchziehen, drangen vereinzelt auch in die Schiefer ein und bildeten z. B. bei Wüsteröhrsdorf einen Lamporphyrgang. Als spätere Folge der Granitintrusion sind wohl die Eel- sitgänge anzusehen, die besonders bei Kupferberg die Schiefer reichlich durchsetzen. Thermalwässer, die ebenfalls wahrscheinlich dem Granit¬ magma entstammten, setzten auf ihren spaltenförmigen Ausbruchs¬ kanälen sulfidische Erze ab. Sie bildeten die Erzgänge von Neue Folge. Heft 68. 12 178 Schl u ßbetrachtu d gen . Kupferberg, Arnsberg und vom Eulengrunde. Auch das soge¬ nannte Erzlager von Rothenzechau ist nach neueren Unter¬ suchungen als epigenetische Füllung einer streichenden Spalte, als Lagergang, anzusehen. Ob auch die Erze von Rohnau erst später sich aus Lösungen in dem sericitischen Schiefer absetzen, oder ob hier ein ursprünglicher feinverteilter Erzgehalt bei der Dynamometamorphose konkretionär in kleinen Kryställchen sich anhäufte, läßt sich nicht sicher entscheiden. Die Entstehung der Eruptivgesteins- und Erzgänge setzt die Bildung von Gesteinsspalten voraus. Solche Spaltenbildun¬ gen mögen aber auch später noch eingetreten sein nach der Bildung des jüngsten Eruptivgesteins des Felsites, dessen Alter vermutlich mittelrotliegend ist, wie dasjenige der Eruptivdecke des weiter östlich gelegenen Rabengebirges. Da wir aber in unserem Gebiet keinerlei jüngere Sediment¬ bedeckung haben, so können wir auch nichts aussagen über das Alter der Verwerfungsspalten, die das Gebiet in mannig¬ facher Richtung durchziehen und die Schiefer in verschie¬ denstem Sinne verworfen haben. Für die ganze lange Zeit¬ spanne des Mesozoicums und für den größten Teil der Ter¬ tiärzeit fehlen uns gänzlich alle geologischen Dokumente über die Schicksale unserer Landschaft. Wir wissen jedoch aus anderen Gegenden, daß nächst der Rotliegendzeit die mittlere Tertiärzeit, eine Periode starker Schollenbewegungen, in den mitteldeutschen Gebirgen war und werden nicht fehlgehen, wenn wir der Mehrzahl der Dislokationen oligocänes und miocänes Alter zuschreiben. Einige Kenntnis über den Verlauf der Ereignisse in jüngster , Zeit gibt uns die physiogeographische Betrachtungs¬ weise. Sie zeigt uns, daß in spättertiärer Zeit das Riesen¬ gebirge einen flach aufgewölbten Gebirgsrumpf darstellte, dessen höchste Erhebung ungefähr der jetzigen Kammhöhe, also einer Seehöhe von 1200 bis 1400 m entsprach und der nur von einigen Hügeln überragt wurde, die aus besonders harter Gesteinsmasse bestehen (Schneekoppe, Ochsenkopf, Sau- Zusammenfassung. 179 berg, Scharlachberg). In diesem Hochplateau brach gegen Ende der Tertiärzeit das Hirschberger Tal als Kesselbruch ein, und die Bäche fraßen in seine Steilränder durch rückschreitende Erosion steilwandige Täler hinein (Melzergrund, Grunzen¬ wasser, Jockel wasser usw.). Die nordische Vereisung hat nirgends bis in das Gebiet der krystallinen Schiefer vorgegriffen, wenn auch bei Ru¬ delstadt und Jannowitz das nordische Inlandeis bis ganz dicht an deren Grenze heranreichte. Auf eine Verringerung der Transportkraft der Flüsse infolge Aufstauung im Unterlauf deuten aber vielleicht die Anhäufungen verlehmten Gebirgs- schuttes, die bei Dittersbach, Reußendorf und Pfaffendorf die Weitungen der Talbecken erfüllen. Zusammenfassung. Das Gebiet der krystallinen Schiefer im östlichen Riesen¬ gebirge bildet einen nordsüdlich verlaufenden Gebirgsquer- r i e g e 1 , dessen Nordteil der Landeshuter Kamm bildet, dessen Südteil sich in zwei Teile gabelt, im Osten den Kolbenkamm und das Rehorngebirge, im Westen den Forst- und Riesen¬ kamm, der in der Schneekoppe mit dem nordwestlich strei¬ chenden Hauptkamm zusammentrifft. Eine tertiäre Einebnungsfläche läßt sich auch im östlichen Riesengebirge nachweisen. Im Süden ist sie deutlich durch die fast vollkommene Ebenheit der Kammlinien aus¬ gesprochen, im Norden deutet eine nur gruppenweise auftretende Gipfelgleiche auf Zerteilung der alten Rumpffläche durch staffelförmige Abbrüche. Die krystallinen Schiefer legen sich zumeist man- telförmig an den westlich angrenzenden riesengebirgischen Zen¬ tralgranit an und werden im Osten ungleichförmig von den Sedimenten der Culmformation überlagert. Im Liegenden findet man Glimmerschiefer, im Hangenden Amphibolite und ver¬ wandte Gesteine. In beiden setzen Intrusionen von Orthogneisen 12* 180 Schlußbetrachtungen. auf. Diese Orthogneise sind im Glimmerschiefergebiet Ortho¬ klasbiotitgneise, im Amphibolitgebiet Plagioklashornblende¬ gneise. Eine große nordwestlich streichende Verwerfung, die inner sudetische Hauptverwerfung , schneidet im Norden die Schiefer und den Granit ab und läßt sie gegen die Grünschiefer des Boberkatzbachgebietes grenzen. Das Schichtenstreichen ist im allgemeinen N — S oder NNO — SSW. An Querverwerfungen, besonders nahe der nördlichen Hauptverwerfung, tritt eine sudetisch gerichtete falsche Schieferung ein. Außerdem schwenken die Schiefer im Süden des Granitvorsprunges von Oberschmiedeberg eine Strecke weit in ostwestliches Streichen um, z. T. mit wider¬ sinniger, unter den Granit fallender Schichtenneigung. Der Schmiedeberger Gneis, führt Orthoklas, Quarz, Biotit und je nach dem Grade der Streckung wechselnde Men¬ gen von Muscovit bezw. Sericit. Er tritt z. T. granitiseh-körnig auf, z. T. als Augen- und Lagengneis, seltener sind Elaser- gneise. Besondere Abarten sind ein schlieriger, deutlich pa¬ rallel struierter, aber doch nicht schiefrig spaltender Gneis, ein meist granitisch-körniger »Blauquarzgneis« und ein extrem quarz- und glimmerarmer »Feldspatgneis«. Die Struktur ist kataklastisch mit wechselnden Graden der Ausheilung durch Krystallisationsschieferung» Der Petzelsdorfer Gneis führt neben wenig Ortho¬ klas sauren Plagioklas, Quarz und Hornblende, sowie je nach dem Grade der dynamometamorphen Umformung wechselnde Mengen von Chlorit, Epidot und Zoisit. Seine Textur ist granitiseh-körnig bis flaserig, Augen- und Lagengneise fehlen. Die Struktur ist eine meist durch Rekrystallisationen stark verwischte Kataklase. Eine auffallende Abart ist der gro߬ körnige Diorit-Orthogneis der Friedenshöhe bei Petzelsdorf. Die Intrusivnatur beider Gesteine wird erwiesen durch gelegentliche durchgreifende Lagerung und durch Ne- Zusammenfassung. 181 bengesteinseinschlüsse, die in den granitisch-körnigen Gneis¬ partien deutliche Hornfelsnatur erkennen lassen. Die Glimmerschiefer sind meist biotitführende Mus¬ eo vitsehiefer, durch hohen Feldspatgehalt gehen sie in Gneis¬ glimmerschiefer über, ein eigentlicher Paragneis ist wahrschein¬ lich der kurzschuppige Feldspatgneis von Kleinaupa. Sehr häufig führen die Glimmerschiefer makroskopische Granatkörn¬ chen. Im Kontakt mit dem Zentralgranit des Riesengebirges sind sie in flaserige bis dichte Andalusit- und Cordierithorn- felse umgewandelt. Nach Süden zu gehen die Glimmerschiefer allmählich in Phyllite über. Einlagerung en bilden in den Glimmerschiefern bezw. Phylliten : Krystalline Kalksteine mit einem nach Korden zunehmen¬ den Dolomitgehalt, Kalksilikatgesteine, Feldspatglimmerschiefer (mit Albitporphyroblasten ), Graphitschiefer bezw. Graphitphyllite, Feldspa, tamphibolite bezw. Feldspatchloritschiefer, die im nördlichen Teil durch Diopsidamphibolite vertreten werden. i Quarzitschiefer mit ausgezeichneter Lagenstruktur, eine linsenförmige Masse, bestehend aus Wechsellagerung von Amphiboliten, Kalksteinen, Kalksilikatgesteinen und Magneteisenerzlagern, die Schmiedeberger Erzformation. Die Amphibolite sind zumeist Diabase in wechseln¬ dem Grade der Druckschieferung und Umkrystallisation • man findet aber auch Quarzamphibolite, Quarzchloritschiefer und phyllitähnliche Chloritschiefer, die auf basische Sedimente (Dia¬ bastuffe, Schalsteine u. a.) zurückzuführen sind. Als Einlagerungen i m A mphiboli t kommen vor : Braune Biotitschiefer, Porphyroide (gestreckte Porp hy rite), 182 Schlußbetrachtungen. Zoisitamphibolite, die auf den Kontakt von Amphibolit und Hornblendegneis beschränkt sind. Grobflaserige Quarzchloritgesteine bilden im Korden einen mächtigen Gesteinszug. Durch Aufnahme von Feldspat gehen sie z. T. in Chloritgneise über. Eine innige Wechsellagerung (Injektion) von Gneisen mit den Amphiboliten schließt im Hangenden meist das Profil der Amphibolite ab. Die Ähnlichkeiten der Orthoklasgneise und Glimmer¬ schiefer mit den Gesteinen des Isergebirges ist eine fast vollkom¬ mene Identität. Die Gesteine des Adlergebirges gleichen in vielen Einzelheiten den Amphiboliten des östlichen Riesengebir¬ ges, sind aber weniger stark metamorph. Die Beziehungen zwi¬ schen den Amphiboliten und den Grünschiefern des Boberkatz- bachgebietes sind auch recht eng. Von den Gesteinen des Eulen¬ gebirges sind die Gesteine des Ostriesengebirges grundver¬ schieden. Erzlagerstätten finden sich im Gebiet bei Schmiedeberg (Magneteisenerzlager), bei Kupferberg (Kupfererzgänge und mit Kiesen impräg¬ nierte Magnetitlager), bei Rothenzechau (Arsenkieslager), bei Rohnau (fahlbandartige Pyritimprägnationen), bei Arnsberg (Bleizinkerzgänge), im Eulengrund (ein Pyrit-Arsenkiesgang). Literaturnachweis. Die Zahlen beziehen sich auf die im Text bezeiclineten Stellen. 1. Berg. Die Magneteisenerzlager von Schmiedeberg im Riesengebirge. Jahrb. d. Kgl. Geol. Landesanst. u. Bergak. 1902, S. 201. 2. v. Staff. Zur Entwickelung des Flußsystems des Zackens bei Schreiberhau im Riesengebirge. Neues Jahrb. Beil.-Bd. XXXI. 3. Milch. Beiträge zur Kenntnis der granitischen Gesteine des Riesengebirges. Neues Jahrb. Beil.-Bd. XII, S. 115. Literaturnachweis. 183 4. Klockmann. Beitrag zur Kenntnis der granitischen Gesteine des Riesen¬ gebirges. Z. D. Geol. Ges. 1882, S. 373. 5. Berg. Interessante Konglomeratgerölle im Culm des östlichen Riesengebirges. Z. D. Geol. Ges. 1911. Mon.-Ber. S. 191. 6. Websky. Die Erzlagerstätten von Kupierberg und Rudelstadt. Z. D. Geol. Ges. 1853, S. 394. 7. Berg. Das Gebiet der krystallinen Schieler aul den Blättern Schmiedeberg und Tschöpsdorf. Jahrb. Kgl. Geol. Landesanst. 1908, II, S. 514. 8. Websky. Die Erzlagerstätten von Kupferberg und Rudelstadt. Z. D. Geol. Ges. 1853, S. 381. 9. Beyrich, Rose, Roth, Runge. Geologische Karte von dem niederschlesischen Gebirge. 10. Berg. Mikroskopische Untersuchung von Gneisen und kontaktmetamorphen Schiefern der Umgegend von Hirschberg in Thüringen. Jahrb. Kgl. Geol. Landesanst. 1907, S. 639. 11. Schwantke. Die Verbreitung des Olivins in Diabasen und Basalten. Zen- tralbl. f. Min. 1910, S. 673. 12. Lindgren. Metasomatic Processes in Fissure Veins. Amer. Inst, of Min. Eng. Washington Meeting. Eebr. 1900. 13. Gürich. Granit und Gneis. Ein Beitrag zur Lehre von der Entstehung der Gesteine. Vers, deutsch. Naturforscher u. Ärzte. Breslau 1904, II, 2, 235. 14. Tschermak u. Sipöcz. Beitrag zur Kenntnis des Zoisits. Sitz.-Ber. Ak. d. Wiss. Wien. Bd. 82, 1880, Juli. 15. y. Raumer. Die Gebirge Niederschlesiens. Berlin 1819. 16. Rose. Uber den den Granitit des Riesengebirges im Nordwesten begren¬ zenden Gneis. Z. d. Geol. Ges. 1857. 17. Rimann. Der geologische Bau des lsergebirges und seines nördlichen Vor¬ landes. Jb. Kgl. Geol. Landesanst. 1910, I, S. 482. 18. Milch. Uber die Beziehungen des Riesengebirgsgranits (Granitit) zu dem ihn im Süden begleitenden Granitzuge. Centralbl. f. Min. 1911, S. 197. 19. Reinhard. Der Coziagneiszug in den rumänischen Karpathen. Diss. Zürich 1906. 20. Möller. Kontakterscheinungen am Glimmerschiefer der Schneekoppe. Z. D. Geol. Ges. 1891, S. 730. 21. Gürich. Beiträge zur Kenntnis der niederschlesischen Tonschieferformation. Z. D. Geol. Ges. 1882, S. 691. 22. Kalkowsky. Uber grüne Schiefer Niederschlesiens. Tsciierm. Min. Mitt. 1876, S. 87. 23. Roemer. Auffindung von Graptolithen in schwarzen Kieselschiefem bei Wil- lenberg (Schönau) im Katzbachthal. Z. D. Geol. Ges. 1868, S. 565. 24. Petrascheck. Die kristallinen Schiefer des östlichen Adlergebirges. Jb. K. K. Geol. Reichsanst. 1909, S. 427. 25. Berg. Die Entstehung der Orthogneise. Z. D. Geol. Ges. 1910, S. 344. 26. Dathe. Erläuterungen zur geol. Karte von Preußen usw. Lief. 115. 184 Ortsverzeichnis. 27. Finckh. Die Granite des Zobtengebirges und ihre Beziehungen zu den Ne¬ bengesteinen. Z. D. Geol. Ges. 1912, S. 24. 28. Wedding. Die Magneteisensteine von Schmiedeberg. Z. D. Geol. Ges. 1859, S. 399. 29. Traube. Die Minerale Schlesiens. Breslau 1888. 30. Krusch. Die Klassifikation der Erzlagerstätten von Kupferberg. Z. D. Geol. Ges. 1901, S. 13. 31. v. Festenberg-Pakisch. Der metallische Bergbau Niederschlesiens. Wien 1881. 32. Websky. Die Erzführung der Kupferberg-Budelstadter Erzlagerstätten. Z. D. Geol. Ges. 1870, S. 764. Ortsverzeichnis. Adlergebirge . Seite 165 B rendelberg . Seite 9 Adlergrube . 31 Buchenberg . 171 Adlersruh . 151 Büttnerberg (Flasergneis) . 146 Alt- Adlergang . 171 (Lagerung) . . 27 Arnsberg (Augengneis) .... 121 Chaussyhöhe . 8 (Erzgänge) . 174 Dittersbach . 94 Arnsberger F orsthaus : Dittersbach, Bahnhof 68 (Augengneis) . 127 Dittersbach, oberste Häuser 18 (Orthogneis mit Einschlüssen) 117 Dreschburg . 31 (Schlierengneis) . 130 Dürrberg (Bergform) . . 8 Aupa, die Kleine . 3 (Lagerung) . . 28 Ausgespann (F eldspatamphibolit) 66 (Zoisitamphibolit) 112 (Zoisitamphibolit) 113 (Hornblendegneis) 143 (Hornblendegneis) . 112 Einigkeitsgang . 170 Beckengrund . 83 Eulengebirge . 167 Beerberg . . 6 Eulengrund, Eingang 157 Bergfreiheit (Erzgesteine) . . . 60 Eulengrund, Bergwerk . . 174 (Lagengneis) . . . 129 Eulengrund, oberer Teil 50 (Schlierengneis) . . 130 Eulengruud, Jagdhütte . . 49 Bergmühle . 74 Evelinens-Glück-Grube . 172 Bibersberg (Kontaktgestein) . 158 Falkensteine . 5 (Schlierengneis) . . 130 Fichtnergrund . 171 Billerberg (Lamporphyr) . . . 21 Fischbachquelle .... 52 Blauer Gang . 170 Forstbauden (Glimmerschiefer) 36 Bleiberge (Erzgänge) .... 171 (Granitgneis) . 120 (Bergbau) . 26 (Feldspatgneis) loo (Kalklager) .... 163 (Turmalin) 126 (Grünschiefer) . . 160 Forstkamm . o O Bleibergkamm . . 6 Forstlangwasser .... 11 Boberkatzbachgebirge .... 164 Forstlangwasser, Stbr. . . 134 Borkberg . 42 F orstlehne . 122 Ortsverzeichnis. 185 Seite Seite Friedenshöhe (Bergform) . 9 Klette . 94 Friedenshöhe (Gestein) . . . 136 Kloseberg (Bergform) .... 8 Friesensteine . 5 (Geröll) . 68 F uchsbude . 41 Kolbenkamm (Bergform) . . . 3 Galgenberg (Bergform) . . . 8 (Lagerung) . . . 30 (Gestein) . . 20 Koppenkegel . 157 Gifthütte (Quarzitschiefer) . . 58 Kreuzschänke . 155 (Lamporphyr) . . . 20 Krummhübel (Lagerung) . . . 27 Glashügel (Bergform) . . . 8 (Kontaktgestein) 158 (Lagerung) . . . 28 Krumpa, die . 166 (Gestein) .... 75 Kunstgraben . 73 Glocke ........ 45 Kunzendorf (Lagerung) .... 27 Grenadiere . 122 (Grünschiefer) . 162 Großer Stein . 70 Kupferberg (Lagerung) .... 26 Grunzenwasser (Bergform) . o O (Felsit) . 21 (Alluvion) . 22 (Erzlagerstätten) . . 170 Gustav-Grube . . . . . . 173 Kupferberger Klause .... 6 Harteberg (Lagerung) . . . 28 Kuppenberg . 15 (Gestein) .... 145 Landeshuter Kamm (Bergform) . O O Haselbach . 68 (Kontaktge- Haselbach, Kalkwerk . . . 54 stein) . . 159 Haselbach, Bahnhof .... 17 (Stengelgneis) 126 Hedwigsberg (Bergform) 8 Laubberg (Bergform) .... 8 (Gestein) . 108 (Amphibolit) .... 17 Hellengrund . 85 (Culmgeröll) .... 95 Hermsdorf-Städt. (Kalkstein) . 54 Lauschberg (Bergform) .... 8 (Porphyroid) 94 (Felsit) . 20 Herrenberg (Bergform) . . . 8 (Culmgeröll) . . . 97 (Geröll) .... 60 Leuschnerberg (Bergform) . . . 9 Himmel seifen . 130 (Gestein) . . . 117 Hirschrinne . 137 Loreley (Bergform) . 8 Hohenelbe . 54 (Gestein) . 148 Hohen waldau (Glimmerschiefer) 33 Luderf eisen . 38 (Kontaktgestein) 154 Marmorbruch . 153 (Kataklasgneis) . 43 Heizergrund . 25 Hoher Berg (Quarzitschiefer) . 57 Mittelberg . 131 (Biotitschiefer) 87 Molkenberg . 31 Isergebirge . 167 Moosbaude . 8 Jockelwasser (Augengneis) 128 Müllerbusch (Bergform) .... 8 (Blauquarzgneis) 131 (Erzvorkommen) . . 171 Kanzel . 27 Neuglückgrube ... ... 173 Karlsberg . 9 Neuhäuser, bei den Grenzbauden 43 Kleiner Stein (Quarzitschiefer) 59 Neuweißbach . 27 (Orthogneis mit Ein- Oberschmiedeberg (Lagerung) 24 Schlüssen) . . 117 (Erzformation) 13 (Blauquarzgneis) 131 Oberschreibendorf . 12** 97 186 Ortsverzeichnis. Ober-Steinseiffen . . Ochsenkopf (Bergform) (Gestein) Oppau (Quarzalbitgestein) (Culmgeröll) . Petzelsdorf .... Pfaffendorf .... Pfaffen dorf, Ziegelei . Pfaffenstein (Lagerung) (Gestein) Plissenberg .... Popelberg .... Prittwitzberg . . . Prittwitzdorf (Phyllit) (Kalkstein) (Grünschiefer) (Felsit) . (Quarzchloritgestein) Quintental . Redensglück-Grube . . Rehorngebirge (Bergform) (Gestein) Reußendorf . Reußendorf, Stölln Riesenkamm (Bergform) (Gestein) . Rohnau (Kieslager) . . (Quarz Chloritgestein) (Lamporphyr) (Erzschiefer) . Rohnauer Kirchberg (Bergform) (Aufbau) (Felsit) . Rohnenberg . Röhrberg (Bergform) (Quarzitschiefer) . . (Erzvorkommen) Rothenzechau (Marmor) . . . (Kalksilikatgestein (Erzlager) . . (Kontaktgestein) Rothenzechauer Forsthaus . . Rudelstadt . Saalhügel (Bergform) . . . (Gestein) .... Sandberg . Seite 117 8 152 144 59 11 21 7 30 82 78 21 9 163 172 160 21 99 8 174 3 163 7 173 3 156 173 101 20 107 8 16 21 149 8 58 172 54 53 172 152 159 171 8 113 8 Sauberg (Bergform) . . (Gestein) . . . Schafberg (Bergform) (Gestein) . . Scharlachberg (Bergform) (Chloritgneis) (Porphyroid) (Quarzchloritge Schartenberg . . . Scheibe (Bergform) . (Gestein) . Schippenlehne . . . Schmiedeberg (Gneis) (Erzlager) Schmiedeberger Paß . Schmiedeberger Kamm Schreibendorf . . . Schwarze Drehe bei Pfaffendorf Schwarze Drehe am Forstkamm Sechshäuser . Spitzstein . Stenz eiberg (Bergform) . (Quarzchloritgestein) (Porphyroid) . . Vogelsberg ....... Yorderberg . Yulkangrube . Wache . Wächterrand . Waltersdorf (Kontaktgestein) . (Quarzitschiefer) . Weißgrund . Windbusch . Wochenbett . Wolfsberg (Bergform) . . . (Biotitschiefer) . . (Quarzchloritgestein) Wolfshübel . Wüsteröhrsdorf (Diopsidamphibo lit) . . . (Kalksilikatgestein (Porphyroid) (Ockerquarzit) . (Quarz Chloritgestein) 100 8 142 Seite 8 153 8 135 8 111 93 stein) 101 5 7 17 8 10 168 31 3 20 103 35 64 96 8 104 89 76 59 62 97 27 58 152 9 87 155 8 87 101 27 Zipfelberg Zum grünen Wald 74 53 93 98 188 Die krystallinen Schiefer des östlichen lliesengebirges. Figur 9. f 1, 2 Glimmerschiefer, 3 — 8 Amphibolite. 9 Porphyroid. 10 — 12 Quarzchlorit¬ gestein und verquarzter Amphibolit, 13 Chloritgneis. 14, 15 Zoisitamphibolit. 18 extrem-basischer Hornblendegneis. 16, 17, 19, 20, 21 Normale Orthogneise. 2 1 JÄM.1913 Tabellarische Übersicht der Analysen. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 ,5 16 17 18 19 20 1 21 C 3 |s~ 'S "0 D-^~ CS O a 1 rs ~o 1 '7 -0 | « ~o £ £ j, 0 -R ’o S-cl sei N O bl) i 0 1, ~o .1b -0 ’S a 4/ c w • ° V) i, Uj Ü 2 E:s a> — 0 £ £ ?!■ .So- p i Q- S 0- E "o. &■% s> dll 3 2" g JO tSf SO D SO a 1 1 1. £ °,j a a rv, Sl. <1 < Oh > < O e« t-4 w w Arnsberg Glocke Aus¬ gespann Kolben¬ kamm Adlers- ruh Glashügel "äJ tü St |M Becken- grund | Stenzel- berg | Prittwitz- I dorf Wüste¬ röhrsdorf Harte¬ berg Wüste¬ röhrsdorf Aus¬ gespann Saalhügel Viktoria¬ höhe Berg- frei heit Friedens- ■ > höhe Hirsch¬ rinne Harte- - berg Büttner¬ berg Au er w 1 s a X Cd g <2 W g a g 'fn g B u B g a u < J w 3 w a £ £ >* w w £ X W Ta £ W £ w W W 1 S|"V Gew. 2.761 • 2.697 3,074 2,825 3.079 2,990 2,968 2,965 2,692 2,758 2,758 2,822 2,756 3,182 3,069 2,707 2,641 3,063 2.697 2,675 2,676 Si Oa 68,35 78.05 47,82 34,15 45.41 48.94 49,29 50,68 75,35 56.21 62,43 54,32 68,94 46,01 47,76 66,88 74,86 49,37 68.94 73.96 74,53 TiOj 0,47 0.30 1.15 0,78 1,02 0,98 1,42 0,87 Spur 0.22 0,37 1.25 Spur — — 0,63 0,15 0,35 0,79 0.19 0.22 AI3 O3 16.46 10,81 14,73 13,19 15.18 15,04 14.09 15,98 12,17 14,49 13.78 15,15 14.27 18,15 14,54 14,67 13,48 17,90 13,87 10,46 13,01 Fes O3 1,29 1.86 4,09 3,21 3,99 4.73 4,30 4.19 1,12 3,45 5,73 2,36 1,24 2,04 2,56 1,21 0,54 3.69 0,82 0.69 1,19 | o FeO 3.48 1,07 8.42 5,02 9,08 8,12 8,94 7,31 2,70 6,75 4,19 7,09 3,41 3,10 4,33 4.47 1.40 7,76 2,58 2,36 1.45 1 c CaO 0.43 0,27 9.82 20,75 15.04 8,28 8,26 7,18 0,83 7.77 2,15 5,25 2,73 17.82 13,48 1,13 0.78 11,02 1,98 2.80 2.11 1 Z- MgO 1,43 0,32 6,73 3,36 6,55 6,32 5.84 5,82 0,71 5.45 2,40 4,94 2,07 9,95 12,95 1.86 0.25 4,43 2,68 1,26 0.32 •— KjO 3,27 5,26 0,41 0,83 0,39 0,54 0,85 1,66 0,25 0.80 0,42 0,36 1,60 0.70 1,35 3.79 4,39 0.51 0,43 0,35 0,59 1 > Nfij 0 2,13 0,60 3,35 3.09 1,80 4,57 4.04 3,31 6,05 1.35 6,19 5.77 3,56 1,08 1,08 3.80 3.01 1.97 6.49 5.17 5.47 C HjO 2.19 1,01 2,73 2,54 1,25 2,08 2,43 3,16 0,83 3.54 1,55 2.40 1.76 0.90 1.76 0.98 0.67 2,63 1.38 1,08 0.73 S0s 0,16 0,12 Spur - — Spur Spur Spur 0,16 — — 0.12 0,19 0.18 Spur — Spur Spur Spur 0.19 0.07 s - - 0,08 0,09 0,13 0,37 0,05 0,04 Spur 0,03 Spur - — — — Spur — 0,06 0,07 — — Ps Os 0,24 0,22 0,23 0,27 0,28 0,26 0,21 0.09 0,12 0,09 0.30 0,40 0,13 Spur Spur 0.28 0.34 0,27 0,23 0.10 0,11 co3 — — 0,88 13,12 — 0.06 0,77 • — - 0,44 0,81 _ - - - - - - 1,30 Spur 99,90 99,89 100,44 100,40 100.12 100.29 100,49 100.29 0 p io I SD 100.15 99.95 100.22 99,90 99.93 99.81 99.70 99.87 99,96 100,26 99.91 99.80 S1O3 77,24 85,46 53.96 56,11 49.41 . 54.23 55,80 56.66 80,55 61,68 69.76 61.60 75.28 48,16 48,93 74,28 82,09 55,17 74.73 80.04 S0.46 I AI003 10.85 6,94 9,59 12,49 9.53 9.G4 9,16 10.37 7,65 9,32 9.00 9.90 9,16 11.17 8.76 9.50 8,59 11,68 8,76 6.64 8,24 b FeO 4.34 2.47 11.11 10.62 11,26 11,05 11,79 10.16 3,30 8,96 8.65 7,55 4.11 3,50 5,66 5.11 1.72 10.21 2,93 2.40 2,25 p. CaO 0,52 0,31 10.31 7,00 17,20 9,57 8.63 8.48 0,95 9,11 2,56 6.25 3,20 19.99 14.80 1.33 0,90 13.09 2.28 3.24 2,43 3 MgO 2,40 0,52 11,16 8.12 10.48 10,32 „ 9.69 9,63 1,13 8.94 4.00 8.24 3,38 15,62 19.90 3.07 0.46 7.37 4.32 2,04 0,51 O K,0 2.34 3,67 0.29 0,85 0.26 0,37 0.60 1,17 0,17 0,56 0.30 0,25 1.11 0.47 0,88 2,66 3,06 0.36 0.23 0.24 0.41 Na,0 2.31 0,63 3,58 4.81 1.86 4,82 4.33 3,53 6,25 1.44 5.73 6.21 3.76 1,09 1.07 4.05 3.18 2,12 6.75 5,40 5.70 Bemerkungen 0,09 Fe S, 2,65 CaCOs 0,14 Fe s2 57,6 Ca( ’üj 0,38 FeSj 0,18 CaC03 2,32 CaCOa 0,04 Fe S2 l.üCnCO, 0,07 FeSj 0.0s FeSa S 77,24 85,46 53,96 56,11 49,41 54,23 55,80 56,66 80,55 61.68 69,76 61,60 75,28 48.16 48,93 74,28 82,09 55.17 74.73 80.04 80.46 z A 4.65 4.30 3,87 5,66 2,12 5,19 4,93 4.70 6,42 2,00 6,03 6,46 4,87 1,56 1,95 6,71 6,24 2,48 6.98 5,64 6.11 C 0,52 0,31 5.72 6.83 7,41 4,45 4,23 5,67 0,95 7,32 2,56 3.44 3.20 9.61 6.81 1,33 0.90 9,20 1.78 1.00 2.13 M — - 4.59 0,17 9.79 5,12 4,40 2,81 - 1,79 — 2,S1 — 10.38 7,99 — — 3,89 0.50 2.24 0.30 F 6.74 2,99 26,86 18,91 31.53 26,49 25,88 22,60 4,43 19.69 12,65 18.60 7,49 29.50 33.55 8,18 2,1S 21,47 7.75 6,68 3.06 T 5,68 2.33 — — — — — — 0.28 — 0,41 _ 1,09 — — 1,46 1.45 - — — — • [k 2,16 2,90 0,88 0,84 0,80 0,82 0,87 0,91 1,80 1.33 1.29 0,06 1,70 0,83 0,80 1,45 1,98 1.01 1,40 1.S8 1,83 (a 8 11 2 3,5 1 3 2,5 3 10,5 1,5 6 4,5 6 1 1 8 13,5 1,5 8.5 8,5 11 < c 1 1 3 4,5 3,5 2,5 2,5 3,5 2 5 2 2,5 4 5 3 1,5 2 5,5 2 1.5 4 i 11 8 15 12 15,5 14,5 15 13,5 7,5 13,5 12 13 10 14 16 10,5 4,5 13 9,5 10 5 % Quarz 41,5 50 — * — — — _ 35,5 15 16 _ 32 _ 23 39.5 0,5 21,5 3S 37 » Orthoklas 19 29,5 2,5 7 2 3 5 9 1,5 4,5 2,5 2 9 3,5 7 21 24,5 3 2 2 3 » Plagioklas 20,5 6 51,5 65 44,5 56 52 51 54 41 56 64 43 47 36 38 28,5 53,5 61 47 54 (% Ab) (90) (80) (56) (60) (33) (63) (67) (55) (92) (28) (82) (78) (70) (18) (25) (86) (87) (31) (SS) (92) (85) » Femisehes 19 8,5 46 28 53.5 41 43 40 9 39,5 25,5 34 16 49,5 57 18 7,5 43 15,5 13 6 •> < a . < Tafel 1. Übersichtskarte im Maßstab 1 : 100000 . Die Karte ist eine Verkleinerung der vom \ er- fasser durchgeführten Aufnahme arbeiten der Kgl. Preuß. Geol. Landesanst. im Maßstab 1:25000. Die Blätter Kupferberg, Schmiedeberg und Tschöps- dorf der geologischen Spezialkarte werden fast gleichzeitig mit der vorliegendenArbe.it erscheinen. Es kann bezüglich vieler Einzelheiten des Karten¬ bildes auf diese verwiesen werden. Abliandlg. d. Kgl.Preuß. GeriogXmidesajistalt.NBiieFolge.Keft 68. Tafel 1. Johns - [chmiedeber^ Jfeuhäuser j '/Blasdorf böiger,., )iitersbacb m , - Quarz 0 Yanit p»|ggg; / 'nnir%t/>p\ Porphyr f • | Maserig Q. C. Gest Porphyrit [f flij 8 Zoisi/amphibolit Mg.“» m*— » eäp H Kurz schupp Gneis lagengueis \ q~ ~j Ouarzit FCldsputgncü |l l t Erzfbrmation gnh Homblcudegn FeJdspaAdmphi- Jnieküon Diopsid -j bolit L^.VA'l y ^ a Amphibolit C Carbon Kontaktgesteine (1 Dihirium Do I Griinschiefbr | a I Alluvium Porphyroid f&werfimgen aopf Maßstab 1= looooo 1 >4 o i 2 a *tKbn Liih.?i.Korbfi;eweiiK. r Tafel 2. Fig. F IQ'. Z 1 1 — * o O. I n" 1. Granitgneis mit makroskopischer Kataklasstruk- tur, ungefähr natürliclie Größe. Man sielit po¬ lygonale 'Feldspattrümmer in einer wenig gestreck¬ ten feinllaseri gen Grunclmasse liegen. (Arnsberger Försterfelder) . S. 123 Schlieren gneis. Die bald gröberen, bald feineren, bald glimmerreickeren, bald glimmerärmeren La¬ gen des Gneises bedingen keine wesentliche schiefrige Absonderung des Gesteines (Gipfel des Bibersberges) . S. 130 Kontakt zwischen Amphibolit und Flasergneis aus dem Bahueinschuitt am Harteberg. Die Amphi- bolitgrenze ist mehrfach zackig verworfen (rechts, Mitte). Die Verwerfungen setzen sich z. T. als Flasern im Gneisgestein fort (— mit. Größe). . S. 147 4. Fleckschiefer aus dem Kontakthof des Zcntral- arauitites. Die andalusitischen Flecke treten scharf hervor. (Südlich von Neu-M iiste-B öhrsdorf) . S. 154 haJ L d. Kgl. Preuß. Geolog. Landesanstalt. N. F. lieft 68 !■ Pütz phot. Fig.3. Fig. 2. Fig. 4. Lichtdruck von Albert Frisch, Berlin W, Tafel O o . I fm. 1 3. Fig. 4. 5. Ver grö (?) er an g 1 7 fach . Mn sco yitglimmers chiefer mit Granaten. Die Granaten zeigen ihre por- pliyroblastische Natur durch reihenweise geordnete kleine Quarzeinschlüsse. Diese Einschlußreihen verlaufen aber infolge späterer Drehbewegung quer zur Schieferung (Fichtigweg) . Vererb ßerun ir 50 fach. Muscovitohmmerschiefer mit Flasern, die zopfähnlich ans einzelnen linsen¬ förmigen Körpern sich zusammensetzen. (Glocke) Yergrö ßerun g 30 fach . F eldsp atcliloritschiefer. Die Feldspäte führen als palimpsestische Bildun¬ gen streifenweise eingestreute Kohlepartikelchen. Die Streifen sind jedoch durch spätere Drehungen kreuz und quer gestellt. (Kalkbruch am Paß) Vergrößerung 2 5 fach; gekreuzte Nicols. Porphy- roid. Die Quarze und automorphen Albitein- sprenglinge sind mehrfach zerbrochen und ver¬ worfen. Außerdem zeigen die Quarze (z. B. rechts, Mitte) schlauchförmige Einstülpungen der Grundmasse. (Kalkbruch bei Prittwitzdorf) . \ ergrößerung 25 fach; gekreuzte Nicols. Por- phyroid. Granopkyriscke Verwachsung von Quarz und Ohgoldas, letzterer mit Zwilhngslamellierung nach dem Albit- und Periklin-Gesetz. (Nordost- fuß des Plissenberges) . Vergrößerung 100 fach. Flaseriges (^uarz Chlorit¬ gestein. Ein Apatitkrystall als Einschluß in einem scheinbar unverletzten, aber stark undulös aus¬ löschenden Quarzkorn ist in mehrere Teile zer¬ rissen. (Östlich vom Scharlachgipfel) .... S. 30 S. 46 S. 70 S. 90 S. 110 Tafel 4. Fis. 1. Fig. 4. Fi cy 5. Fig. 6. Vergrößeren g 25 fach ; gekreuzte Nicols, Alicen- gneis. Kataklase mit beginnender Gleitlias er ung. (Jo ekel wasser) . 8. 124 Vergrößerung 25 fach; gekreuzte Nicols. Schlie- rengneis. Oben und unten feinkörniger und feld- spatreicber, in der Mitte grobkörniger und feld- spatärmer, nabe unter der Mitte ein großes bizarr geformtes aber optisch einheitliches Muscovit- individuum. (Halde der Bergfreibeit grübe) . . S. 130 Vergrößerung 50 fach: gekreuzte Nicols, Gneis des Injektionsgebietes. Plagioklas mit stark zer¬ brochenen. verbogenen und verworfenen Zwillings- 1 ameilen. (Loreley) . 8. 148 Vergrößerung 25 fach; gekreuzte Nicols , Horn¬ blendegneis. Plagioklasrisse sind mit neuer Pia- gioklassubstanz von gleicher optischer Orientie¬ rung, aber wesentlich gröberem Zwillingsbau aus- gefüllt. (Laubberg) . 8. 142 \ ergrößerung 50 fach ; gekreuzte Nicols. Injek¬ tionsgneis. Ein Streckriß im Gestein ist von- grobkrystallinem Quarz erfüllt. o dieser Biß ein Quarzkorn durchsetzt ist der sekundäre Quarz mit dem benachbarten Quarz des Kornes optisch gleich orientiert, unterscheidet sich aber you ihm durch zahllose winzige Flüssigkeitseinschlüsse. (Rohnen-Berg) . 8. 149 V ergrößerung 50 fach; gekreuzte Nicols ; Cordie- rithornfels. Cordierit mit polysynthetischem Zwil¬ lingsbau. (Nördlich von der Gifthütte) i* 8. 153 1 Kgl. Preuß. Geolog. Landesanstalt. N. F. Heft. ()8 aiel Fi g. 2 Lichtdruck von Albert Frisch, Berlin W. 1. d. Kgl. Prcuß. Geolog. Landcsanstalt. N. F. Heft 68 T 1 -i Fig. 2. Fig. ] Fig. 3. Fig. 4. Fig. 6. Fig. 5. Lichtdruck von Albert Frisch, Berlin W Buchdruckerei A. W. Schade, Berlin N., Sehulzendorfer Straße 26. ■ 0 - ' ' ■ ■ ■ ■