Geologischer Aufbau und Verwitterungsbildungen

Geologischer Aufbau und Verwitterungsbildungen im Regenwald der
Österreicher, Costa Rica – Detailuntersuchungen südwestlich der
Tropenstation La Gamba
Diplomarbeit
zur Erlangung des akademischen Grades eines Diplomingenieurs
der Studienrichtung Angewandte Geowissenschaften
von
Lorenz Eduard August SCHEUCHER
eingereicht am
Lehrstuhl für Prospektion und Angewandte Sedimentologie
im Department Angewandte Geowissenschaften und Geophysik
Montanuniversität Leoben
Leoben, März 2006
Ich versichere an Eides statt, die vorliegende Diplomarbeit
selbständig und nur mit Hilfe der angegebenen Quellen verfasst zu haben.
________________________________
Danksagung
An erster Stelle möchte ich mich bei meinem Betreuer, Herrn O. Univ. Prof. Dr. Walter
Vortisch, der mir während meiner Arbeit immer mit Rat und Tat zur Seite stand, recht herzlich bedanken.
Herrn Franz Seidl gilt mein besonderer Dank für die Einschulung bei der Probenpräparation
und den XRD-Messungen sowie für das Aufbereiten der Diffraktogramme.
Für die Hilfestellung bei der Analyse des Karbonatgesteins danke ich Herrn Prof. Dr. HansJürgen Gawlick und Frau Dr. Sigrid Missoni danke ich für das Lösen der Radiolarien.
Mein besonderer Dank gilt Herrn Siegfried Schider für die Hilfe bei der Herstellung der
Dünnschliffe.
Weiters bedanke ich mich bei Frau Ursula Schmid und Frau Dr. Eva Wegerer für deren Hilfe.
Für die Hilfestellung bei der Analyse der Dünnschliffe möchte ich mich bei den Herren
Professoren Dr. Oskar Thalhammer und Dr. Johann Raith bedanken.
Frau Mag. Susanne Pamperl von der BOKU Wien bin ich zu besonderem Dank für ihre Begleitung bei der Geländetätigkeit verpflichtet. Weiters bedanke ich mich bei Herrn Prof. Axel
Mentler für seine Hilfe und Unterstützung.
Nicht zuletzt möchte ich mich beim gesamten Mitarbeiterteam der Tropenstation La Gamba
für die Hilfe und Unterstützung während meines fünfwöchigen Geländeaufenthaltes herzlich
bedanken.
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Inhaltsverzeichnis
Zusammenfassung..................................................................................................................... 3
Abstract ...................................................................................................................................... 4
1. Einleitung und Aufgabenstellung........................................................................................ 5
2. Beschreibung der Region..................................................................................................... 7
2.1. Klima.............................................................................................................................. 7
2.2. Geologischer und tektonischer Rahmen ..................................................................... 8
2.2.1. Geographischer Überblick........................................................................................ 8
2.2.2. Beschreibung der großtektonischen Einheiten ....................................................... 10
2.2.2.1. Entwicklung der mittelamerikanischen Landbrücke........................................ 11
2.2.3. Geologie der Golfo Dulce Region .......................................................................... 12
3. Methoden ............................................................................................................................ 18
3.1. Röntgendiffraktometrie.............................................................................................. 18
3.1.1. Grundlagen der Röntgendiffraktometrie ................................................................ 18
3.1.2. Probenpräparation................................................................................................... 19
3.1.3. Probenbehandlung und Messung............................................................................ 20
3.2. Röntgenfluoreszenzanalyse ........................................................................................ 22
3.3. Mikroskopische Methoden......................................................................................... 24
3.3.1. Kathodenlumineszenz-Mikroskopie....................................................................... 24
4. Primärlithologien ............................................................................................................... 25
4.1. Tuffit............................................................................................................................. 25
4.1.1. Makroskopische Beschreibung............................................................................... 25
4.1.2. Mikroskopische Beschreibung ............................................................................... 26
4.1.3. Röntgendiffraktometrie .......................................................................................... 27
4.1.4. Chemische Analyse ................................................................................................ 32
4.1.5. Diskussion und Interpretation................................................................................. 33
1
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4.2. Basischer Tuff.............................................................................................................. 35
4.2.1. Makroskopische Beschreibung............................................................................... 35
4.2.2. Röntgendiffraktometrie .......................................................................................... 36
4.2.3. Chemische Analyse ................................................................................................ 42
4.2.4. Diskussion und Interpretation................................................................................. 43
4.3. Sedimentgesteinsabfolge............................................................................................. 45
4.3.1. Makroskopische Beschreibung............................................................................... 45
4.3.2. Mikroskopische Beschreibung ............................................................................... 46
4.3.3. Röntgendiffraktometrie .......................................................................................... 48
4.3.4. Diskussion und Interpretation................................................................................. 53
4.4. Basische Vulkanite und Vulkanitbrekzien ............................................................... 55
4.4.1. Makroskopische Beschreibung............................................................................... 55
4.4.2. Mikroskopische Beschreibung ............................................................................... 55
4.4.3. Röntgendiffraktometrie .......................................................................................... 61
4.4.4. Chemische Analyse ................................................................................................ 64
4.4.5. Diskussion und Interpretation................................................................................. 66
5. Verwitterungsbildungen..................................................................................................... 68
5.1. Verwitterungsbildungen des grünen Tuffites........................................................... 70
5.1.1. Beschreibung der unterschiedlichen Verwitterungsstadien.................................... 70
5.2. Verwitterungsbildungen des basischen Tuffs bzw. der Vulkanite ......................... 84
6. Zusammenfassung und Schlußfolgerungen ..................................................................... 98
7. Literaturverzeichnis.......................................................................................................... 103
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Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Zusammenfassung
Das Untersuchungsgebiet liegt im Südwesten Costa Ricas am Rande des “Regenwaldes der
Österreicher“. Die Kartierung und die röntgendiffraktometrische Phasenanalyse ermöglichen
die Unterscheidung folgender, dem Golfito Terrane zugehörigen Lithologien (OberkreidePaläozän):
Den Großteil des Untersuchungsgebietes bilden grün gefärbte feinkörnige Tuffite.
Desweiteren finden sich noch echte basische Tuffe sowie klastische Sedimente. Alle diese
Bildungen haben hohe vulkanoklastische Anteile, welche nun in Form von diagenetisch
neugebildetem Smektit und zum Teil auch Zeolith vorliegen. Der basische Charakter dieser
Bildungen wird durch zum Teil erhebliche Gehalte an Pyroxen und Plagioklas belegt.
Neben diesen Sedimenten wurden auch noch quarzfreie Vulkanite und Vulkanitbrekzien
vorgefunden. Aufgrund der chemischen Analysen können diese Vulkanite als basaltische
Gesteine angesehen werden. Ein regional auftretendes eisenreiches Talkmineral weist auf
hydrothermale Aktivität hin.
Die aus diesen Gesteinen entstandenen Verwitterungsbildungen (=Laterite) können aufgrund
ihrer Quarzführung unterschieden werden. Über den grünen Tuffiten führen sie erhebliche
Quarzgehalte während sie über den Tuffen/Vulkaniten praktisch quarzfrei sind. In beiden
kann Kaolinit-Smektit (z.T. auch reiner Kaolinit), Goethit und Hämatit sowie teilweise auch
Gibbsit nachgewiesen werden. Die Primärlithologien können somit z.T. anhand der aus ihnen
entstandenen Laterite unterschieden und kartiert werden.
3
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Abstract
The investigated area is located in the southwest of Costa Rica on the edge of the ”Rainforest
of the Austrians”. On the basis of geological mapping and X-Ray diffraction analyses the
following lithologies (Golfito Terrane, late Createous-Paleocene) can be distinguished:
The majority of the investigated area is formed by green-coloured, fine-grained tuffites. There
are also true basic tuffs and clastic sediments. All of these rocks have considerable amounts of
volcanoclastic components which have been transformed into diagenetically formed smectite
and sometimes zeolithe too. The basic character of these rocks is partly proven by relatively
high amounts of pyroxene and plagioclase.
In addition to this sediments quartz-free volcanic rocks and volcanic breccias can be
observed. The chemical analyses classify them as basaltic rocks. A regionally occuring ironrich talc mineral is evidence for hydrothermal activity.
The weathering products (=laterites) formed from these rocks can be distinguished by their
quartz content. The laterites overlying the green tuffites show considerable amounts of quartz
whereas those overlying the tuffs/volcanic rocks are more or less quartz-free. Both laterites
have kaolinite-smectite (sometimes pure kaolinite too), goethite and hematite as well as partly
gibbsite. Consequently, the primary lithologies can partly be distinguished by the laterites
developed from them.
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Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
1. Einleitung und Aufgabenstellung
Im Südwesten von Costa Rica befindet sich im “Parque Nacional Piedras Blancas“ ein Gebiet,
welches mit österreichischen Spendengeldern gekauft wurde und seither den Namen
“Regenwald der Österreicher“ trägt.
Seit einigen Jahren ist dieses Gebiet Gegenstand intensiver Forschungstätigkeit, wobei die
von der Universität Wien eingerichtete Forschungsstation “Tropenstation La Gamba“ den
Wissenschaftlern für ihre Forschungen zur Verfügung steht (Abb. 1).
Abb. 1: Geographische Lage des untersuchten Gebietes (aus WEBER, 2001)
5
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Die ersten Arbeiten in diesem Gebiet, von Botanikern der Universität Wien durchgeführt,
beschäftigten sich mit der Aufnahme des Baumbestandes in ausgewählten Gebieten des
Regenwaldes der Österreicher (HUBER, 1996 und WEISSENHOFER, 1996).
In weiterer Folge wurden dieselben Gebiete von PAMPERL (2001a) bodenkundlich untersucht,
um die Verbindung zwischen Boden und darauf wachsender Vegetation herzustellen.
Die Aufgabe der vorliegenden Diplomarbeit besteht in der geologischen und tektonischen
Aufnahme des Gebietes um die Verbindung zwischen Biosphäre, Pedosphäre und Lithosphäre
zu schließen, wobei das Hauptaugenmerk auf die Erfassung der Verwitterungsbildungen
sowie die Frage der Beziehung zwischen Ausgangsgestein – Verwitterungsprodukt –
Verwitterungsstadium gelegt wurde.
Da eine geologische Kartierung eine genaue Kartengrundlage erfordert, wurden die um die
Tropenstation La Gamba verlaufenden Wege vermessen und in eine topographische Karte
übertragen (die bisher vorhandene Karte wurde im Zuge dieser Maßnahme korrigiert).
Die Erfassung und Beschreibung aller im Gebiet vorkommenden Lithologien, das Erkennen
der unterschiedlichen Stadien der Verwitterung und die durchgehende Beprobung des
Gebietes waren die Hauptaufgaben der Geländetätigkeit.
Bei der Analyse der gezogenen Proben bildete die röntgendiffraktometrische Phasenanalyse
den Hauptteil. Desweiteren wurden ausgewählte Proben mittels wellenlängendispersiver
Röntgenfluoreszenzanalyse auf ihre chemische Zusammensetzung analysiert. Von einigen
Proben wurden Dünnschliffe erstellt, welche in weiterer Folge mikroskopisch sowie zum Teil
mittels Kathodenlumineszenz untersucht wurden.
6
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
2. Beschreibung der Region
2.1. Klima
Da das Klima einer der bedeutendsten Faktoren für die Verwitterung darstellt, soll hier kurz
darauf eingegangen werden. Neben der Temperatur ist vor allem die Niederschlagsmenge und
die zeitliche Verteilung der Niederschläge von großer Bedeutung. Da die Passatströmungen
durch die Kordillerenkette im Landesinneren beeinflußt werden, ist Costa Rica in zwei
Klimazonen geteilt (THOMAS, 1992): Die karibische Seite Costa Ricas kann aufgrund der
Niederschlagscharakteristik als tropisch-immerfeucht bezeichnet werden, während die
pazifische Seite, aufgrund von ausgeprägten Regen (Mai bis November)- und Trockenzeiten
(Dezember bis April), als tropisch-wechselfeucht charakterisiert ist. In der Golfo Dulce
Region werden die stärksten Niederschläge in den Monaten Oktober und November gemessen
(HUBER & WEISSENHOFER, 2001). Die Niederschlagsmengen zeigen eine starke
Reliefabhängigkeit, sie liegen zwischen 1500 mm im Nordwesten und bis zu 9000 mm in den
Kordilleren (THOMAS, 1992). Der Jahresniederschlag, in der Tropenstation La Gamba
gemessen, beträgt mehr als 6000 mm, der Mittelwert aus den Jahren 1999 und 2000 ergibt
6241 mm (HUBER & WEISSENHOFER, 2001). Abbildung 2 zeigt die monatliche Verteilung der
Niederschläge als Durchschnitt der Jahre 1999 und 2000, gemessen in der Tropenstation La
Gamba. Die ebenfalls in der Station gemessenen Temperaturen variieren zwischen 23,2 und
31,5 °C (monatliche Mittel), woraus sich eine Jahresdurchschnittstemperatur von 27,4 °C
ergibt (HUBER & WEISSENHOFER, 2001).
Abb. 2: Niederschlagsverteilung in der Tropenstation La Gamba (HUBER & WEISSENHOFER, 2001)
7
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
2.2. Geologischer und tektonischer Rahmen
2.2.1. Geographischer Überblick
Das untersuchte Gebiet im Regenwald der Österreicher befindet sich in der Provinz
Puntarenas im Südwesten Costa Ricas. Die Tropenstation La Gamba liegt am Rande des
Parque Nacional Piedras Blancas auf einer Seehöhe von 70m, ca. 8 km NNW von Golfito
(Abb. 3).
Abb. 3: Geographische Lage des Untersuchungsgebietes (Quelle: Instituto Geográfico Nacional Costa
Rica)
8
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Das Untersuchungsgebiet schließt südwestlich an die Tropenstation La Gamba an. Abbildung
4 zeigt die vermessenen und kartierten Wege rund die Tropenstation.
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Abb. 4: Lageplan der vermessenen und kartierten Wege rund um die Tropenstation La Gamba
9
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
2.2.2. Beschreibung der großtektonischen Einheiten
Die mittelamerikanische Landbrücke, auf welcher Costa Rica sich befindet, ist ein Gebiet in
dem fünf Lithosphärenplatten aneinander grenzen (Abb. 5): Die nordamerikanische Platte im
Norden, die durch eine Seitenverschiebung, den so genannten Caymangraben, von der
karibischen
Platte
im
Osten
getrennt
ist,
wobei
diese,
ebenfalls
durch
eine
Seitenverschiebung, von der südlich liegenden südamerikanischen Platte abgetrennt ist. Im
Westen liegen die Cocos- und die Nazca-Platte, welche durch einen mittelozeanischen
Rücken voneinander getrennt sind. (MOLNAR & SYKES, 1969). Die Grenze zwischen der
karibischen Platte und der Cocos-Platte bildet der mittelamerikanische Graben, eine
Subduktionszone in der die Cocos-Platte mit einer Geschwindigkeit von etwa 8,5 cm/Jahr
(BILEK & LITHGOW-BERTELLONI, 2005) unter die karibische Platte subduziert wird, wobei
diese Subduktion im Bereich des südlichen Costa Rica endet (WEYL, 1980).
Mit diesen Lithosphärenplatten sind vier Blöcke assoziiert, die durch Störungen bzw.
Störungssysteme voneinander abgetrennt sind. Diese sind, von Norden nach Süden gereiht,
der Maya, der Chortis, der Chorotega und der Chocó Block (Abb. 5).
Sowohl der Maya als auch der Chortis Block besitzen ein kontinentales Basement, in das
plutonische Gesteine intrudiert sind (WEYL, 1980), welches von mesozoischen Sedimenten
und mächtigen Vulkaniten überlagert wird (MALZER, 2001). Das südliche Mittelamerika wird
vom Chorotega und vom Chocó Block aufgebaut. Der Chorotega Block besitzt, im Gegensatz
zu Maya und Chortis Block, kein kontinentales sondern ein mesozoisches ozeanisches
Basement. Dieses wird überlagert von tertiären bis pleistozänen, meistens vulkanogen
beeinflußten, Sedimenten. Das Basement des Chocó Blocks bilden kretazische Vulkanite, die
teilweise von tertiären Sedimenten überlagert werden.
10
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Abb. 5: Tektonische Gliederung der mittelamerikanischen Landbrücke (aus BERRANGE & THORPE,
1988)
2.2.2.1. Entwicklung der mittelamerikanischen Landbrücke
Da die geologische Entwicklungsgeschichte Costa Ricas eng mit der Entstehung der
mittelamerikanischen Landbrücke verknüpft ist wird im Folgenden kurz darauf eingegangen.
Die Entwicklung der mittelamerikanischen Landbrücke beginnt im Oberjura mit der Öffnung
des südlichen Nordatlantiks, wodurch es zur Trennung der beiden amerikanischen Kontinente
kommt. Zwischen den beiden Kontinenten bildet sich ab der Unterkreide eine mächtige
ozeanische Kruste aus.
Durch die Öffnung des Südatlantiks in der Oberkreide ändert sich das Spannungsregime von
extensiv nach kompressiv, was eine Einengung des Ozeans zur Folge hat. In der obersten
Kreide beginnt die Subduktion der Farallon Platte unter die karibische Platte und daraus
resultiert die Ausbildung eines ersten Inselbogensystems. Die ersten Landbereiche entstanden,
in Form von ozeanischen Inseln, vermutlich im oberen Eozän (MALZER, 2001).
11
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Zum Zusammenschluß der beiden Kontinente kommt es durch das Eintreffen des
Cocosrückens beim mittelamerikanischen Graben und beginnender Subduktion desselbigen
vor zwei bis drei Mio. Jahren (MACMILLAN et al., 2004). In einer weiteren Arbeit von GRÄFE
et al. (2002) wird das Eintreffen des Cocosrückens jedoch auf 3,5 bis 5,5 Mio. Jahre vor heute
festgelegt.
2.2.3. Geologie der Golfo Dulce Region
Die Eingliederung Costa Ricas in die, vorhin beschriebenen, großtektonischen Einheiten ist
folgendermaßen vorzunehmen: Costa Rica liegt zur Gänze auf der karibischen Platte und ist
dem Chorotega Block zuzuordnen. Eine geologische Übersicht zeigt Abbildung 6.
Abb. 6: Geologische Übersichtskarte Costa Ricas (aus WEYL, 1980; verändert nach Mapa Geológico
de Costa Rica, 1968)
12
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Die ältesten Gesteine der Golfo Dulce Region bilden mesozoische Ophiolithe. Tektonisch
gesehen stellen diese den Outer-Arc Bereich dar, desweiteren bilden sie die südwestliche
Grenze der karibischen Platte (MESCHEDE & FRISCH, 1998).
Erstmals wurden diese Gesteine von DENGO (1962a) auf der Halbinsel Nicoya untersucht und
wurden seitdem unter dem Begriff Nicoya Komplex zusammengefaßt. SCHMIDT-EFFING
(1979) unterteilt den Nicoya Komplex in sechs Subkomplexe zu dem unter anderem auch der
in der Golfo Dulce Region liegende Golfito Subkomplex gehört.
Der Aufbau dieser Ophiolithkomplexe kann generell wie folgt zusammengefaßt werden
(FRISCH et al., 1992): Die Basis bilden ultramafische Gesteine, welche in der Santa Elena
Decke im Norden Costa Ricas aufgeschlossen sind. Die darüber folgenden mittelozeanischen
Rückenbasalte wurden aufgrund ihrer Gehalte an Spurenelementen von WILDBERG (1984)
und MESCHEDE & FRISCH (1994) als N-Typ MORB’s klassifiziert. Diese repräsentieren,
ebenso
wie
die
damit
vergesellschafteten
Radiolarite,
das
Öffnungsstadium des
Protokaribischen Ozeans. Altersmäßig werden diese Radiolarite als unter/mitteljurassische bis
oberkretazische Bildungen angesehen (SCHMIDT-EFFING, 1979; BAUMGARTNER, 1987). Das
Hangende der Ophiolithe bilden Inselbogen- und Intraplattenbasalte (MESCHEDE & FRISCH,
1998).
Da sich die Gesteine dieser Ophiolithe in den südlichen Regionen Costa Ricas jedoch zum
Teil
deutlich
hinsichtlich
Alter,
geochemischer
Charakteristik,
Struktur
und
paläomagnetischen Strukturen vom Nicoya Komplex unterscheiden, werden sie als
unabhängige Terranes abgegliedert. So werden seit BAUMGARTNER et al. (1989) Golfito und
Burica Terrane vom Nicoya Komplex abgetrennt.
Die weiteren geologischen Einheiten welche in der Golfo Dulce Region vorkommen sind aus
Abbildung 7 ersichtlich. Das untersuchte Gebiet ist hierbei dem Golfito Terrane zuzuordnen.
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Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Abb. 7: Geologische Karte der Golfo Dulce Region (aus DI MARCO et al., 1995)
Das für das Untersuchungsgebiet maßgebliche Golfito Terrane wird in einer Arbeit von DI
MARCO
(1994)
in
ein
magmatisches
Basement
mit
einer
darauf
auflagernden
vulkanosedimentären Serie und einer darüber folgenden vulkanoklastischen Serie unterteilt.
Das Basement wird von mehreren hundert Meter mächtigen ozeanischen Basalten und
Doleriten aufgebaut. Das Alter des Basements kann aufgrund der ersten darauf auflagernden
Sedimente mit Prä-Obercampan angegeben werden.
Überlagert wird dieses von der, erstmals von DENGO (1962b) erwähnten, Golfito Formation.
Das Alter dieser Formation kann aufgrund von Foraminiferendatierungen mit Obercampan bis
Maastricht angegeben werden (DI MARCO, 1994). Diese Formation wird von Vulkaniten und
Sedimenten aufgebaut, wobei im Liegenden die Vulkanite und im Hangenden die Sedimente
überwiegen. Bei den Vulkaniten handelt es sich um Basalte, Pillowlaven und Dolerite. Die
genauere Unterteilung dieser Formation nach OBANDO (1986) erfolgt in eine tuffitische Fazies
im Liegenden, eine siliziklastische Fazies und eine “Kalkfazies“ im Hangenden. Das Ende der
Kalksedimentation stellt gleichzeitig die Grenze zur darüber liegenden Serie da.
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Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Die Quebrada Achiote Formation, von DI MARCO (1994) eingeführt, ist zum überwiegenden
Teil aus vulkanoklastischen Sedimenten aufgebaut. Die Kalke stellen in dieser Formation nur
einen sehr geringen Anteil. Die Gesamtmächtigkeit dieser Formation wird von DI MARCO
(1994) auf etwa 250 Meter geschätzt.
Innerhalb dieser Formation können fünf unterschiedliche Fazies unterschieden werden:
Die nur in geringem Ausmaß vertretende “Kalkfazies“ ist aus pelagischen Kalken vom Typ
Wackestone aufgebaut. Als Bioklasten führen diese Kalke Radiolarien, welche durchwegs
kalzitisiert sind.
Die
“turbiditische
Fazies“
besteht
aus
dunklen
graubraunen
bis
grauschwarzen
Vulkanoklastika. Bei diesen Turbiditen sind Elemente der Bouma Sequenz erkennbar. In den
feinkörnigen Anteilen dieser Fazies sind zudem auch noch Kalke vertreten.
Als Einschaltungen innerhalb des Sedimentstapels tritt die sogenannte “brekziöse Fazies“ auf.
Die Klasten dieser Brekzie bestehen überwiegend aus Basalt und in geringem Ausmaß aus
Pyroklasten.
Einen großen Anteil am Aufbau der Quebrada Achiote Formation hat die sogenannte
“feinkörnige detritäre Fazies“. Diese grauschwarz bis grünlich gefärbten Lutite führen zum
Teil auch hohe Gehalte an vulkanischen Aschen.
Als “pyroklastische Fazies“ werden feinkörnige Gesteine welche Phänokristalle von
Plagioklas und Pyroxen sowie vulkanische Glasklasten in einer Matrix aus vulkanischer
Asche enthalten bezeichnet.
Charakteristisch für das Quebrada Bolsa Block-Schichtglied sind metergroße Blöcke von
mikritischen, bioklastreichen Kalken. Die Foraminiferen dieser Kalke belegen ein unteres
Paläozän-Alter. In geringerem Ausmaße sind auch Blöcke von Lutiten und Basalten zu
finden. Diese Blöcke sind in eine Matrix aus vulkanoklastischen Areniten und Brekzien
eingebettet.
Den obersten Teil der Quebrada Achiote Formation bildet das Fila Gamba-Schichtglied.
Dieses ist durch pyro- und vulkanoklastische Gesteine charakterisiert. Weit verbreitete
Gesteinstypen dieses Schichtgliedes sind gasreiche Basalte, Dolerite, grün gefärbte Tuffite
und auch verwitterte klastische Sedimente. Interessant ist die Tatsache, daß die Schichtung
dieser Einheit diskordant zu den darunterliegenden Einheiten ausgebildet ist. Dies führt zu
dem Schluß, daß vor der Ablagerung der Fila Gamba Sedimente Tektonik und Erosion
stattgefunden haben müssen.
15
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Die stratigraphische Einteilung des Golfito Terranes ist aus Abbildung 8 ersichtlich.
Abb. 8: Stratigraphischer Aufbau des Golfito Terranes (nach DI MARCO, 1994)
16
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Durch eine Nordwest-Südost verlaufende dextrale Seitenverschiebung, von CORRIGAN et al.
(1990) als Ballena-Celmira Fault Zone bezeichnet, ist das Golfito Terrane von den nordöstlich
liegenden Sedimenten des Fila Costeña Inselbogen-Außenbeckens abgetrennt. Als Alter
dieser Sedimente wird von
DE
BOER et al. (1995) Eozän bis frühes Pliozän angegeben. Die
Ausbildung der Sedimente reicht von fluvatilen und lakustrinen Ablagerungen über
flachmarine Vulkanoklastika und Karbonate bis hin zu tiefer marinen Siltsteinen (YUAN &
LOWE, 1987; LOWERY, 1982).
Der in der Golfo Dulce Region weit verbreitete Rincón Block ist aus einem basaltischen
Sockel mit auflagernden, nur geringmächtigen Vorkommen von oberkretazischen bis eozänen
Tiefseesedimenten aufgebaut (DI MARCO, 1994).
Südwestlich an den Rincón Block anschließend finden sich stark deformierte Turbidite und
Basaltblöcke des Osa-Caño-Akkretionskomplexes. Der Altersumfang dieser akkretierten
Sedimente reicht von der Oberkreide bis ins Miozän (DI MARCO et al., 1995).
17
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
3. Methoden
3.1. Röntgendiffraktometrie
Eine in den Geowissenschaften weit verbreitete Analysenmethode, insbesondere in der
Tonmineralogie,
ist
die
Identifizierung
von
Mineralphasen
mit
Hilfe
der
Röntgendiffraktometrie.
3.1.1. Grundlagen der Röntgendiffraktometrie
Das zugrundeliegende Prinzip hierbei ist die Beugung der Röntgenstrahlen an einem
Kristallgitter. Da die Interferenzmaxima dieser Beugung vom Kristallgitter und untergeordnet
auch vom Chemismus abhängen, sind sowohl die Lage als auch die relative Intensität der
erzeugten Reflexe mineralspezifisch.
Abb. 9: Schematischer Aufbau eines Röngtendiffraktometers (aus Philips-Goniometer Handbuch)
18
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Die von der Röntgenröhre erzeugte Strahlung wird von einem Kollimator gebündelt und trifft
danach auf die Probe. Dort wird die Strahlung gemäß dem Bragg´schen Gesetz gebeugt:
n λ = 2 d sinΘ
wobei n die Ordnung des Reflexes, λ die Wellenlänge der Röntgenstrahlung (im Falle der
verwendeten CuKα Strahlung 1,5418 Å), d der Abstand der Gitterebenen und Θ der
Beugungswinkel des Beugungsmaximums ist (Abb. 9).
Die Registrierung der von der Probe reflektierten Strahlung erfolgt mit einem Zählrohr, bei
welchem die gemessenen Reflexe in einem Diffraktogramm aufgezeichnet werden. In einem
solchen Diffraktogramm ist die Intensität der Reflexe über dem dazugehörigen 2Θ Winkel
dargestellt. Mit der Bragg´schen Gleichung kann nun aus der Kenntnis dieser Winkel und der
gegebenen Wellenlänge der Abstand der Gitterebenen berechnet und damit die Mineralphase
identifiziert werden. Zur Veranschaulichung ist in Abbildung 10 das Röntgendiffraktogramm
eines
Rotlehms,
welcher
aus
Quarz,
Illit
und
einem
Kaolinit-Smektit
Wechsellagerungsmineral besteht, dargestellt.
c/ s
Q u arz
8 00
4 00
Q u arz
Illit
Ka olinit-Sm ektit W ec hs ellage ru ng
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
2 -T he ta
Abb. 10: Röngtendiffraktogramm eines Rotlehms
3.1.2. Probenpräparation
Die besten Ergebnisse einer Gesamtgesteinsanalyse werden bei einer Partikelgröße von fünf
bis zehn µm erzielt (TUCKER, 1996). Dafür wurden die Proben nach einer Luftrockung von
etwa zwölf Stunden mit einem Achatmörser händisch auf diese Korngröße aufgemahlen.
19
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Die Präparation der Proben für die Messung erfolgte nach der von VORTISCH (1982)
beschriebenen "smear on glass" Methode. Hierfür wurden jeweils 0,085 g gemörserte Probe
mit 0,045 g destilliertem Wasser vermengt und auf einen Präparatträger aus Glas mit einer
100 µm tiefen Rinne aufgestrichen. Die auf diese Weise erzeugten Texturpräparate sind für
die Identifizierung von Tonmineralen anhand deren Basisreflexe (001 Reflexe) gut geeignet.
Einige Proben, die einen relativ hohen Gehalt an quellfähigen Tonmineralen aufwiesen,
mußten aufgrund des Verhaltens bei der Trocknung ohne Zugabe von Wasser präpariert
werden.
3.1.3. Probenbehandlung und Messung
Die Durchführung der Messungen erfolgte mit einer Philips PW 1830/40 Anlage mit
Monochromator. Das Anodenmaterial dieser Anlage ist Kupfer und somit ergibt sich eine
CuKα Röntgenstrahlung. Alle Proben wurden mit einem Goniometervorschub von ½° 2Θ pro
Minute gemessen. Da sich bei unbehandelten Proben die Reflexe gewisser Tonminerale
überlagern bzw. nicht alle Tonminerale eindeutig identifiziert werden können ist für deren
Unterscheidung bzw. eindeutige Bestimmung eine Serie von Behandlungen erforderlich.
Somit wurde jede Probe vier Mal gemessen und zwar (VORTISCH, 1982):
1) unbehandelt in einem Winkelbereich von 2 – 42° 2Θ
2) nach Sättigung mit Ethylenglycol (BRUNTON, 1955), Winkelbereich 2 – 37°
3) nach zweistündiger thermischer Behandlung bei 350°C, 2 – 37°
4) nach zweistündiger thermischer Behandlung bei 550°C, 2 – 37°
Die wichtigsten Effekte dieser Behandlungen auf die Tonminerale können wie folgt
zusammengefaßt werden (VORTISCH, 1982):
Die Bedampfung mit Ethylenglycol führt bei den quellfähigen Tonmineralen (i.w.S. Smektit)
zu einer Aufweitung des Gitterabstandes von ca. 14Å auf bis zu 17Å, damit ist eine
Unterscheidung vom Chlorit möglich. Bei der thermischen Behandlung mit 350°C verlieren
die quellfähigen Tonminerale unter Gitterkontraktion ihr Zwischenschichtwasser, was eine
Verringerung des Gitterabstandes auf 10Å zur Folge hat. Dies führt zu einer deutlichen
Verstärkung dieses Reflexes in dem auch Glimmer und Illit stecken. Nach der Behandlung
mit 550°C verschiebt sich der erste Basisreflex von Chloriten i.a. hin zu niedrigeren d-Werten
aufgrund der Dehydroxylierung der isolierten Oktaederschicht.
20
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Gleichzeitig wird dieser Reflex um ein Vielfaches seiner Intensität verstärkt, während die
weiteren Basisreflexe verschwinden. Die Temperatur bei der dies geschieht hängt von den
Eigenschaften des Chlorits (besonders vom Fe/Mg – Verhältnis) ab. Meist ist dieser Prozeß
aber bei 550°C abgeschlossen. Weitere Auswirkungen dieses Behandlungsschrittes sind das
Verschwinden des 7Å Reflexes und die Intensitätsverringerung des 10 Å Reflexes.
Alle oben beschriebenen Behandlungsschritte jeder Probe sind aus Gründen der
Übersichtlichkeit in einer Abbildung dargestellt. Als Beispiel zeigt Abbildung 11 die
Diffraktogramme einer Gesteinsprobe. Besonders gut erkennbar sind die Effekte der
Behandlung zur Unterscheidung von Smektit und Chlorit, deren Reflexe sich bei der
unbehandelten Probe überlagern. Zur Beschriftung der Peaks sei noch angemerkt, daß zur
besseren Überschaubarkeit jeweils nur die stärksten Reflexe einer Mineralphase beschriftet
wurden.
c/ s
2 00 0
1 60 0
Q u arz
Fe ldsp at
55 0°C
1 20 0
C h lo rit
8 00
35 0°C
S m e ktit
4 00
C h lo rit
E thy leng lyc ol b ed am pft
S m e ktit+ C hlorit
Ze olith
U n beh an de lt
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
2 -T he ta
Abb. 11: Behandlungsschritte zur Unterscheidung von Tonmineralen
21
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
3.2. Röntgenfluoreszenzanalyse
Bei diesem Verfahren wird die chemische Zusammensetzung einer Probe und nicht die sie
aufbauenden Mineralphasen analysiert. Die physikalische Grundlage ist der Zusammenhang
zwischen der Frequenz der angeregten Strahlung und der Ordnungszahl eines Elementes. Zu
diesem Zweck wird die Probe mit hochenergetischen Röntgenstrahlen bestrahlt. Beim
Auftreffen der Strahlung werden Elektronen der inneren Elektronenschalen aus ihrer Bahn
herausgeschlagen. Die dabei entstehenden Leerplätze werden von Elektronen der äußeren
Schalen aufgefüllt, die beim Übergang der höheren auf die niedrigere Schale
Röntgenstrahlung
emittieren.
Die
Energie
dieser
Röntgenstrahlung
entspricht
der
Energiedifferenz der beiden Schalen. Da die Energiedifferenz der Schalen elementspezifisch
ist, kann auf diese Weise die chemische Zusammensetzung der Probe bestimmt werden.
Im Rahmen der Arbeit wurde die chemische Zusammensetzung von 17 ausgewählten Proben
mittels der wellenlängendispersiven Methode analysiert. Beim wellenlängendispersiven
Verfahren trifft die von der Probe emittierte Fluoreszenzstrahlung auf einen Analysatorkristall
mit bekanntem Gitterebenenabstand, im Falle des verwendeten Gerätes LiF. Durch Verstellen
des Winkels Θ bis zum Interferenzmaximum kann die Wellenlänge der Strahlung mit der
Bragg´schen Gleichung ermittelt werden (siehe Abb. 12).
Abb. 12: Prinzip der Röngtenfluoreszenzanalyse (aus HAHN-WEINHEIMER et al., 1995)
22
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Für die Messung wurden Schmelztabletten verwendet, wobei von jeder Probe zwei
Schmelztabletten erzeugt wurden. Vor der Herstellung der Schmelztabletten wurden die
Proben bei 105°C getrocknet. Um einen vollständigen Aufschluß der Probe und eine
homogene Schmelzpille zu erhalten wurden die Proben nach der Trocknung auf eine
Korngröße von etwa 100 µm aufgemahlen. Nach der Mahlung wurde die Probe bei 1000°C
bis zur Gewichtskonstanz geglüht und der Glühverlust bestimmt.
Für die Herstellung der Schmelztabletten wurde jeweils 1 Gramm Probe mit 6 Gramm
Lithiumtetraborat, welches als Fluß- und Verdünnungsmittel dient, vermengt und
anschließend aufgeschmolzen.
23
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
3.3. Mikroskopische Methoden
Neben der normalen Polarisationsmikroskopie wurden einige Proben auch mit der
Kathodenlumineszenz-Mikroskopie untersucht. Beide Methoden erfordern die Herstellung
eines Dünnschliffes. Hierfür wird eine geschnittene und geschliffene Fläche des Gesteins mit
Kunstharz auf einen Objektträger geklebt. Nach der Aushärtung des Harzes wird der Schliff
zunächst mit einer Säge auf etwa 300 µm geschnitten und danach händisch auf die Enddicke
von 30 µm geläppt. Die Kathodenlumineszenz-Untersuchung erfordert zusätzlich noch das
Polieren des Dünnschliffes.
3.3.1. Kathodenlumineszenz-Mikroskopie
Als Lumineszenz wird die Emission von Licht einer angeregten festen Substanz bezeichnet.
Die Anregung der festen Substanz (in diesem Fall Mineralkörner) geschieht mittels eines
Elektronenstrahls. Der Beschuß des Dünnschliffes mit dem Elektronenstrahl geschieht in
einer evakuierten Kammer. Durch diese Bestrahlung mit Elektronen werden die Atome bzw.
Moleküle zu einem Quantensprung angeregt. Das angeregte Atom/Molekül fällt innerhalb
von 10-8s in den Ursprungszustand zurück und emittiert dabei Strahlung. Für
sedimentpetrographische Untersuchungen ist hierbei nur das sichtbare Spektrum von
Bedeutung, obwohl die emittierte Strahlung auch anderer Wellenlänge (z.B. Infrarot oder
Ultraviolett) sein kann. Dementsprechend können so Mineralphasen aufgrund der von ihnen
emittierten Strahlung erkannt bzw. voneinander unterschieden werden (Dabei ist zu beachten,
daß Vertreter des gleichen Mineraltyps je nach Genese (d.h. je nach Aktivatortyp)
unterschiedliche Farben bzw. Intensität zeigen können). Dies ist in der Sedimentologie gerade
für feinkörnige Gesteine von großer Bedeutung. Als wichtigste Beispiele seien hier die oft
gelborangen Kathodenlumineszenz(KL)farben von Kalzit, die oft dunkelroten KL-Farben von
Dolomit (besonders durch Fe-Gehalt beeinflußt), sowie die häufig hellen KL-Farben der
Feldspäte (blau, rot, grün) gegenüber den gedämpften KL-Farben von Quarz erwähnt
(zusammengefaßt aus TUCKER, 1996 und VORTISCH et al., 2003).
24
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4. Primärlithologien
In diesem Kapitel erfolgt die Beschreibung der an der Bodenbildung beteiligten
Primärlithologien, jedoch nicht deren Verwitterungsbildungen. Aufgrund der Kartierung und
der röntgendiffraktometrischen Untersuchungen können folgende Lithologien unterschieden
werden:
4.1. Tuffit
4.1.1. Makroskopische Beschreibung
Dieser Gesteinstyp bildet den Hauptteil des untersuchten Gebietes. Im Gelände zeigen die
Tuffite eine deutliche Varietät hinsichtlich Färbung, Schichtung und Körngröße. Die Farbe
dieser Gesteine reicht von hellgrün über dunkelgrün bis hin zu blaugrün (Abb. 13). Die
Schichtung und die Körngröße zeigen eine deutliche Variation zum Teil innerhalb relativ
kurzer Distanzen. So wurde eine Wechsellagerung zwischen hellgrünem Tuffit mit einer
Feinschichtung im Zentimeter Bereich und einem dunkleren massig-bankig ausgebildetem
Tuffit beobachtet. Auch scheint die Korngröße mit der Schichtung zu korrelieren. Während
bei den feingeschichteten Tuffiten auch mit der Lupe keine Mineralphasen identifiziert
werden konnten, waren bei den massig-bankig ausgebildeten Vertretern einzelne Quarzkörner
auszumachen. Allgemein kann man sie als tonig-siltige Sedimentgesteine bezeichnen.
Abb. 13: Erscheinungsform des grünen Tuffites im Gelände
(Aufschluß ca. 300 m SE Rainforest Lodge, Abb. 20)
25
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4.1.2. Mikroskopische Beschreibung
Durch die Feinheit der Tuffite können im allgemeinen auch in den Dünnschliffen keine
Mineralphasen identifiziert werden. Die gröberen Vertreter dieser Tuffite zeigen im
Dünnschliff deutlich erkennbare Quarzkörner bis zu einer Größe von ca. 100 µm. Das
Auftreten von Glaukonit und auch von Radiolarien führt zu dem Schluß, daß es sich bei
diesen Sedimentgesteinen um offenmarine Bildungen handelt. Abbildung 14 zeigt die
Dünnschliffaufnahme eines grobkörnigen Tuffit-Vertreters.
Radiolarie
Quarz
Glaukonit
Abb. 14: Dünnschliff eines Vertreters der grünen Tuffite, nördlichster Aufschluß in Abb. 20
(Bildlänge: 2,67 mm, parallele Nicols)
Näher analysiert wurde der nördlichste Aufschluß (s. Abb. 20) dieses Gesteinstyps (Abb. 14 19). An einem Weganschnitt konnten hier verschiedene Tuffittypen beobachtet werden, die
aufgrund ihrer Verteilung allerdings nicht in klare räumliche bzw. stratigraphische Beziehung
zueinander gestellt werden konnten.
26
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4.1.3. Röntgendiffraktometrie
Um die am Aufbau der Tuffite beteiligten Mineralphasen identifizieren zu können wurden
fünf Tuffitproben röntgendiffraktometrisch analysiert.
Wie schon bei den makroskopischen Merkmalen zeigen die Tuffite auch beim Mineralbestand
deutliche Unterschiede. Im Nachfolgenden werden nun die Mineralphasen der einzelnen
Tuffitproben anhand der Diffraktogramme genau beschrieben.
Hellgrüner, feingeschichteter Tuffit
Dieser Tuffit führt relativ hohe Gehalte an Smektit. Der Quarzgehalt der Probe kann als eher
mittel beschrieben werden. Nur in geringen Mengen konnte das Tonmineral Illit festgestellt
werden. Ein Reflex bei 29° 2Θ führt zu dem Schluß, daß der vorliegende Illit eine
diagenetische Neubildung (1M-Illit) ist. Vermutlich, wenn aus dem Diffraktogramm auch
nicht sicher ablesbar, enthält die Probe auch Spuren von Klinopyroxen und Feldspat. Der
gefundene
Anatas
ist
eine
diagenetische
Neubildung.
Abbildung
15
zeigt
die
Diffraktogramme dieser Probe.
c/ s
2 00 0
Q u arz
1 60 0
Q u arz
1 20 0
8 00
S m e ktit
4 00
S m e ktit
A n atas
1M -Illit
Illit
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
2 -T he ta
Abb. 15: Diffraktogramme hellgrüner, feingeschichteter Tuffit, nördlichster Aufschluß in Abb. 20
27
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Leicht verwitterterter, hellgrüner Tuffit
Diese Probe weist im Vergleich zu dem vorhin beschriebenen Tuffit deutlich höhere
Quarzgehalte aber geringere Gehalte an Smektit auf. Bei diesem Smektit ist nach der 350°CBehandlung noch ein deutlicher Reflex zu erkennen. Dies führt zu dem Schluß, daß der
Zwischenschichtraum bereits teilweise chloritisiert wurde, da ein normaler Smektit bei dieser
Temperatur bereits zu 10Å kontrahiert wäre. Wiederum konnten geringe Mengen an Illit
festgestellt werden. Dieser Tuffit enthält definitiv keinen Feldspat und auch keinen
Klinopyroxen. Auch diese Probe enthält geringe Mengen an Anatas. Die Diffraktogramme
dieser Probe sind in Abbildung 16 dargestellt.
c/ s
2 00 0
Q u arz
1 60 0
Q u arz
1 20 0
C h lo ritisierter Z w isc he nsc hic htra um
8 00
4 00
A n atas
S m e ktit
Illit
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
2 -T he ta
Abb. 16: Diffraktogramme leicht verwitterter Tuffit, nördlichster Aufschluß in Abb. 20
28
3 3. 50
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Grobkörniger, gebankter Tuffit
In Bezug auf die mineralogische Zusammensetzung ist dieser Tuffit von den vorhin
beschriebenen deutlich verschieden. Diese Probe führt nur sehr wenig Quarz bei gleichzeitig
deutlich höheren Feldspatgehalten. Der vorherrschende Feldspattyp ist vermutlich Plagioklas.
Bemerkenswert ist auch das Vorhandensein von Zeolith, aufgrund eines Reflexes bei 3,98Å
vermutlich der Heulandit-Klinoptilolith Mischungsreihe. Ebenfalls konnten geringe Mengen
von Klinopyroxen und Illit nachgewiesen werden. Im Gegensatz zu den vorhin beschriebenen
feinkörnigen Tuffiten ist bei dieser Probe neben Smektit auch noch thermisch stabiler Chlorit
(Reflex nach der 550°C Behandlung noch vorhanden) nachgewiesen worden. Die
Diffraktogramme dieser Probe sind in Abbildung 17 dargestellt.
c/ s
2 00 0
1 60 0
1 20 0
C h lo rit
8 00
S m e ktit
Q u arz
C h lo rit
4 00
S m e ktit+ C hlorit
Z e olith (H e ulan dit-K lin optilolit)
F e ldsp at K lino py ro xen ?
Z
Z e olith
Illit
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
2 -T he ta
Abb. 17: Diffraktogramme grobkörniger, gebankter Tuffit, nördlichster Aufschluß in Abb. 20
29
3 3. 50
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Dunkelgrüner Tuffit
Dieser praktisch feldspatfreie Tuffit weist die höchsten Quarzgehalte unter den analysierten
Tuffitproben auf. Weiters führt diese Probe Smektit, wobei auch hier eventuell chloritisierte
Anteile vorhanden sind, geringe Mengen an Illit und Klinopyroxen, sowie ebenfalls wieder
Zeolith. Die Diffraktogramme dieser Probe sind in Abbildung 18 zusammengestellt.
c/ s
2 00 0
Q u arz
Q u arz
1 60 0
1 20 0
8 00
4 00
S m e ktit
K lino py ro xen
Z e olith
Illit
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
2 -T he ta
Abb. 18: Diffraktogramme dunkelgrüner Tuffit, nördlichster Aufschluß in Abb. 20
30
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Blaugrüner, stark toniger Tuffit
Der Hauptbestandteil dieses Tuffites ist wiederum Quarz. Daneben treten noch moderate
Gehalte an Smektit und Illit auf. Gut ausgebildet sind hier die 1M-Reflexe von Illit bei 29°
und 34,85° 2Θ. Auch in dieser Probe ist in geringen Mengen Feldspat, genauer gesagt
Kalifeldspat, nachzuweisen. Chlorit und Zeolith sind in dieser Probe praktisch nicht
vorhanden. Abbildung 19 zeigt die Diffraktogramme dieser Probe.
c/ s
2 00 0
Q u arz
1 60 0
1 20 0
8 00
4 00
Q u arz
S m e ktit
F e ldsp at
1M -Illit
1M -Illit
Illit
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
2 -T he ta
Abb. 19: Diffraktogramme toniger, blaugrüner Tuffit, nördlichster Aufschluß in Abb. 20
31
3 3. 50
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4.1.4. Chemische Analyse
Für die chemische Analyse wurden aus allen Tuffitproben zwei ausgewählt, welche auf die
Hauptelemente Si, Mg, Fe, Ca, Na, K, Al, Ti, Mn, Cr und P analysiert wurden. Der Tuffit mit
der Bezeichnung 0505-1b repräsentiert die quarzreichen Vertreter (Diffraktogramm Abb. 15),
die Probe 0505-1g ist der feldspat- und chloritreiche grobkörnige, gebankte Tuffit (Abb. 17).
Die Analysedaten sind in Tabelle 1 dargestellt.
0505-1b
0505-1g
TiO2
0,875
1,175
Al2O3
21,569
17,454
Cr2O3
0,005
0,018
Fe2O3
8,665
7,610
SiO2
52,565
56,378
MnO
0,112
0,050
MgO
2,554
2,085
CaO
0,323
1,990
Na2O
*<<<
K2O
1,182
0,019 *…liegt
unter
Analysengerätes
2,037
P2O5
0,007
0,018
Glühverlust
10,390
9,730
SUMME
98,247
98,564
der
Nachweisgrenze
des
Tab. 1: chem. Analysedaten einiger grüner Tuffit-Proben
Bemerkenswert ist die Tatsache, daß die höheren SiO2 Gehalte bei der Probe mit den deutlich
geringeren Quarzgehalten gemessen wurden (0505-1g). Möglicherweise gibt es in dieser
Probe geringe Mengen an amorphem SiO2. Der deutlich höhere Al-Gehalt der Probe 0505-1b
zeigt an, daß diese relativ reich an Tonmineralen ist. Da Tonminerale einen niedrigeren
Gehalt an SiO2 als die Feldspäte und auch die Zeolithe besitzen, könnte der niedrigere SiO2
Gehalt dieser Probe auch daraus resultieren. Aufgrund der Tatsache, daß der Fe-Gehalt von
Zeolithen der Heulandit/Klinoptilolith Mischungsreihe deutlich unter einem Prozent liegt
(zusammengestellte Analysen von DEER et al., 2004) und in Probe 0505-1b keine sonstigen
Fe-hältigen Minerale nachgewiesen werden konnten ist es wahrscheinlich, daß der
vorkommende Smektit nontronitisch (d.h. Fe-reich) ist. Dies ist auch auf die Probe 0505-1g
übertragbar, obwohl dort ein Teil des Eisens im Klinopyroxen und im Chlorit steckt.
32
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4.1.5. Diskussion und Interpretation
In Abbildung 20 sind die im Untersuchungsgebiet vorhandenen Aufschlüsse des in diesem
Kapitel beschriebenen grünen Tuffites dargestellt. Daraus ist bereits die weite Verbreitung
dieses Gesteinstyps im untersuchten Gebiet ersichtlich.
10
0
eg
ra
T ro pe nstation L a G am b a
Q
ue
br
ad
a
N
E s qu in as
R a in fo rest Lo dge
20
0
N
30
0
M aß stab 1 :1 00 00
Abb. 20: Aufschlußlokalitäten grünliche Tuffite
Da die im Untersuchungsgebiet auftretenden Vulkanite größtenteils basischer Natur sind, d.h.
keinen Quarz führen, repräsentiert der, zum Teil in hohen Mengen, nachgewiesene Quarz eine
klastische Komponente welche dem vulkanischen Aschenmaterial bei Umlagerungsprozessen
zugemischt wurde. In diesen Sedimentgesteinen stellt auch der Illit zumeist eine klastische
Komponente dar, obwohl auch 1M-, d.h. diagenetisch neugebildeter, Illit auftritt.
33
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Sowohl der eisenreiche Smektit als auch der Zeolith sind häufig auftretende
Umwandlungsprodukte von vulkanischem Glas bzw. glasreichen vulkanischen Aschen
(VORTISCH, 1990). Die Bildung von Zeolith aus vulkanischem Glas hängt neben der
Zusammensetzung des Glases auch vom Gehalt an verfügbarem Silizium ab. So wird, wie im
vorliegenden Fall, bei mittlerem Angebot an Silizium, d.h. wenn es sich um Vulkanoklastika
basischer Natur handelt, bevorzugt Heulandit gebildet (DEER et al., 2004).
Zusammengefaßt kann man diese Sedimente als tonig-siltige klastische Bildungen
bezeichnen, die ursprünglich einen hohen Gehalt an glasreichen vulkanoklastischen Anteilen
aufwiesen. Genauer gesagt liegen hier bentonitisierte Tuffite vor.
Das massenhafte Vorkommen solcher grünen Tuffite beschreibt DI MARCO (1994) in dem
Fila Gamba Schichtglied, welches den Oberteil der Quebrada Achiote Formation darstellt
(siehe auch Kapitel 2.2.3.).
34
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4.2. Basischer Tuff
4.2.1. Makroskopische Beschreibung
Diese “echten“ Tuffe erscheinen im Gelände als braun bis grünbraun gefärbtes sandiges
Material mit geringem Verfestigungsgrad. Sie treten als mehrere Meter mächtige homogene
Abfolgen ohne erkennbare Strukturen, d.h. auch ohne Schichtung, auf (Abb. 21).
Abb. 21: Hanganschnitt basischer Tuff (Aufschluß 1 in Abb. 28)
Optisch sind sie durch intensive Fleckung weißer, grüner und ocker gefärbter Bestandteile
gekennzeichnet. Diese, bis zu zwei Millimeter großen, Körner bzw. Aggregate sind in einer
braunen tonig-siltigen Matrix eingebettet.
Im gesamten Untersuchungsgebiet sind diese Tuffe nur an zwei Stellen aufgeschlossen (siehe
Abb. 28). In einer Profilaufnahme (Aufschluß 2 in Abb. 28) konnte ein diskordanter Kontakt
zwischen diesen Tuffen und den vorhin beschriebenen grünen Tuffiten beobachtet werden
(Abb. 22).
35
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Abb. 22: Kontakt zwischen Tuff und grünem Tuffit (Erosionsrelief) in Aufschluß 2
4.2.2. Röntgendiffraktometrie
Obwohl diese Tuffe im Gelände optisch gleichwertig erscheinen wurden bei der
röntgendiffraktometrischen Analyse zum Teil deutliche Unterschiede im Mineralbestand
sichtbar (Aufschluß 2 repräsentiert evtl. einen groben Tuffit, S. 40).
Aufschluß 1 (Lage siehe Abb. 28)
Diese Hanggrabung und anschließende Bohrung umfaßt einen Mächtigkeitsbereich von drei
Metern, wo in unterschiedlichen Tiefen die im Folgenden beschriebenen Proben entnommen
wurden.
10 cm unter Geländeoberkante (GOK)
Dem basischen Charakter dieses Tuffs entsprechend ist Quarz praktisch nicht nachweisbar.
Dominierend sind die Gehalte von Smektit und Feldspat, wobei Plagioklas der einzige
Vertreter
ist.
In
geringen
Mengen
tritt
zusammengesetzt aus Kaolinit und Smektit auf.
36
auch
ein
Wechsellagerungstonmineral,
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Die Form des Reflexes nach der Ethylenglycolbehandlung lässt darauf schließen, daß hier
zwei verschiedene Typen eines solchen Wechsellagerungsminerals auftreten. Das Auftreten
zweier Wechsellagerungsminerale wird u.a. auch von VINGIANI et al. (2004) in Böden über
Basalten in Italien beschrieben. Mit Hilfe von Tabellen aus BRINDLEY & BROWN (1980)
konnte der Anteil der jeweiligen Schichten berechnet werden. So gibt es ein Mineral mit 85%
Kaolinitschichten (bei 15% Smektitschichten) und ein zweites mit einem Kaolinitanteil von
49% (bei einem Smektitanteil von 51%). In deutlichen Mengen konnte auch Klinopyroxen
nachgewiesen werden. Geringer sind die Mengen an Orthopyroxen, bei welchem sich die
eindeutige Identifizierung durch Überlagerung mit Feldspatreflexen erschwert, und Olivin. In
Abbildung 23 sind die Diffraktogramme dieser Probe dargestellt.
c/ s
2 00 0
F e ldsp at
1 60 0
1 20 0
8 00
K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung en
4 00
O rthop yrox en
K lino py ro xen
S m e ktit
K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung en
O livin
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
2 -T he ta
Abb. 23: Diffraktogramme basischer Tuff, Aufschluß 1, 10 cm unter GOK
70 cm unter GOK
Vom Mineralbestand betrachtet entspricht die Probe dieser Tiefe im Wesentlichen der vorhin
beschriebenen, d.h. sie weist hohe Gehalte an Smektit und Feldspat sowie deutliche Mengen
Klinopyroxen auf. Auch führt diese Probe wieder Olivin und vermutlich auch Orthopyroxen.
37
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Ebenfalls sind hier wieder zwei Kaolinit-Smektit Wechsellagerungsminerale zu erkennen. Bei
beiden Vertretern ist der Anteil der Kaolinitschichten jedoch geringer als in der vorherigen
Probe, nämlich 82% (18% Smektitschichten) bzw. 42% (58% Smektit). Abbildung 24 zeigt
die Diffraktogramme dieser Probe.
c/ s
2 00 0
F e ldsp at
1 60 0
1 20 0
8 00
4 00
K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung en
O rthop yrox en
S m e ktit
K lino py ro xen
K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung en
O livin
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
2 -T he ta
Abb. 24: Diffraktogramme basischer Tuff, Aufschluß 1, 70 cm unter GOK
230 cm unter GOK
Auch in dieser Probe sind Smektit und Feldspat die dominierenden Mineralphasen. Im
Vergleich zu den bodennahen Proben sind die Smektitgehalte geringer bei etwas höheren
Feldspatgehalten. Deutlich geringer als in den beiden vorangegangenen Proben ist der Gehalt
des Kaolinit-Smektit Wechsellagerungsminerals, wobei die Form des Reflexes darauf
schließen lässt, daß hier nur mehr ein Wechsellagerungsmineral auftritt. Der Anteil der
Kaolinitschichten dieses Minerals liegt bei 42% (58% Smektitschichten). Wiederum konnten
auch Klinopyroxen, Orthopyroxen und Olivin nachgewiesen werden. Interessant ist das
Auftreten eines Talkminerals, welches durch die 550°C Behandlung teilweise umgewandelt
bzw. zerstört wurde. Die Lage des 1. Basisreflexes bei 9,4Å liegt relativ nahe bei jenem von
Willemseite (9,36Å). Willemseite ist definiert als ein Talk mit Ni als Hauptkation in den
Oktaederschichten (EVANS & GUGGENHEIM, 1988). Das Auftreten eines Ni-Minerals ist
jedoch eher unwahrscheinlich.
38
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Als wahrscheinlicher gilt ein eisenreicher Talkvertreter, wodurch sich auch die thermische
Instabilität erklären könnte. Der 1. Basisreflex von Minnesotaite (kann im Wesentlichen als
das Fe-Analog zu Talk gesehen werden) liegt bei 9,6Å, jener von normalem Talk bei 9,33Å.
Da der 1. Basisreflex hier bei 9,4Å liegt dürfte der Fe-Gehalt nicht allzu hoch sein.
Möglicherweise tritt auch noch eine Hochtemperatur-SiO2 Modifikation, nämlich
Tieftridymit, auf (Abb. 25).
c/ s
2 00 0
Fe ldsp at
1 60 0
1 20 0
O rthop yrox en
8 00
K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung
4 00
K lino py ro xen
S m e ktit
T rid ym it
F e -Talk
O livin
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
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2 -T he ta
Abb. 25: Diffraktogramme basischer Tuff, Aufschluß 1, 230 cm unter GOK
270 cm unter GOK
Die am tiefsten entnommene Probe dieses Aufschlusses entspricht von der mineralogischen
Zusammensetzung der vorhin beschriebenen Probe (Abb. 26). Das heißt sie führt Smektit,
Feldspat, Pyroxen, Olivin und das eisenreiche Talkmineral. Bei dem, in sehr geringen
Mengen, vorliegenden Kaolinit-Smektit Wechsellagerungsmineral ist der Anteil der
Smektitschichten auf 58%, bei 42% Kaolinitschichten, gestiegen. Auch in dieser Probe ist
vermutlich wieder Tridymit vorhanden.
39
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
c/ s
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F e ldsp at
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O rthop yrox en
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S m e ktit
T rid ym it
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O livin
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2 -T he ta
Abb. 26: Diffraktogramme basischer Tuff, Aufschluß 1, 270 cm unter GOK
Aufschluß 2 (Lage siehe Abb. 28)
Dieser Aufschluß (an einem Hanganschnitt mit anschließender Grabung und Bohrung) ist
jener bei welchem der diskordante Kontakt zwischen dem basischen Tuff und den grünlichen
Tuffiten beobachtet werden konnte (Abb. 22, S. 36). Der Kontakt liegt in einer Tiefe von ca.
550 cm unter GOK.
Das Besondere an den Tuffen dieses Aufschlusses ist das Vorhandensein von Quarz, welches
möglicherweise durch die “Nähe“ zu den grünen Tuffiten erklärt werden kann, und das
Fehlen des eisenreichen Talkminerals (auch in den tiefen Bereichen des Profils). Ansonsten
entspricht der Mineralbestand im Wesentlichen jenem der Tuffe des 1.Aufschlusses, d.h. sie
führen Smektit, ein Kaolinit-Smektit Wechsellagerungsmineral, Plagioklas sowie geringe
Mengen Klinopyroxen. Nicht mit Sicherheit konnten Orthopyroxen und Olivin nachgewiesen
werden. Der Anteil der Kaolinitschichten im dominanten Wechsellagerungsmineral liegt bei
85% (d.h. 15% Smektitschichten). Eventuell ist auch ein geringer Anteil an smektitreicherem
Kaolinit-Smektit vorhanden. In Abbildung 27 sind die Diffraktogramme einer Probe dieses
Profils (Tiefe 500 cm unter GOK) dargestellt.
40
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Das in diesem Aufschluß beobachtete Gestein entspricht nach Geländebefund dem vom
Aufschluß 1. Das Auftreten von Quarz im Tuff dieses Aufschlusses weist allerdings auf
Umlagerungsprozesse und damit auf tuffitischen Charakter hin. In diesem Falle wäre nur das
Gestein des Aufschlusses 1 als echter Tuff anzusprechen.
c/ s
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Abb. 27: Diffraktogramme basischer Tuff (evtl. Tuffit), Aufschluß 2, 500 cm unter GOK
41
3 3. 50
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4.2.3. Chemische Analyse
Die chemischen Analysedaten dieser basischen Tuffe sind in Tabelle 2 dargestellt. Die
analysierten Proben entstammen dem Aufschluß 1.
1005-4a
(10 cm)
1005-4c
(230 cm)
1005-4e
(270 cm)
TiO2
0,827
0,698
0,683
Al2O3
20,208
15,855
16,581
Cr2O3
0,020
0,018
0,027
Fe2O3
12,769
10,389
11,350
SiO2
49,099
52,756
51,931
MnO
0,190
0,210
0,166
MgO
6,117
6,091
6,033
CaO
2,935
4,656
3,695
Na2O
1,700
2,636
2,863
K2O
0,340
0,951
0,677
P2O5
0,009
0,031
0,038
Glühverlust
5,307
4,600
5,141
SUMME
99,520
98,891
99,184
Tab. 2: Chemische Analysedaten basischer Tuff, Aufschluß 1
Der basische Charakter dieses Tuffs wird durch die geringen SiO2- und die hohen MgOGehalte belegt. Die hohen Al-Gehalte, speziell in der ersten (=obersten) Probe zeigen einen
deutlichen Gehalt an Tonmineralen an. Dies stimmt mit der röntgendiffraktometrischen
Beobachtung sehr gut überein. Na und Ca treten im Wesentlichen in den Plagioklasen auf, die
Variation des Na/Ca – Verhältnisses deutet daher auf eine geochemische Variation der
Vulkanite, aus welchen die Tuffe gebildet wurden, hin. Diese Verhältnisse sind in den ersten
beiden Proben (1005-4a und 4c) annähernd gleich, erst die unterste Probe (1005-4e) weicht in
Richtung höherer Na-Gehalte ab.
42
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4.2.4. Diskussion und Interpretation
Abbildung 28 zeigt die Lokalitäten der gefundenen Aufschlüsse des Tuffs. Aufschluß 1 ist mit
Nummer 1, Aufschluß 2 mit Punkt Nummer 2 gekennzeichnet.
10
0
eg
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T ro pe nstation L a G am b a
Q
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R a in fo rest Lo dge
20
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2
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30
0
N
M aß stab 1 :1 00 00
Abb. 28: Aufschlußlokalitäten basischer Tuff(e)
Der Mineralbestand dieser Tuffe führt zu dem Schluß, daß auch diese ursprünglich hohe
Anteile an vulkanischem Glas führten, welche postsedimentär in Smektit umgewandelt
wurden. Entsprechend dem basischen Charakter dieser Tuffe ist Plagioklas der einzige
Feldspattyp. Da in diesen Tuffen Ca und Na praktisch nur in den Plagioklasen auftreten, kann
die Zusammensetzung der Plagioklase abgeschätzt werden.
43
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Demnach liegt die Zusammensetzung der Feldspäte im Bereich An 0,8 Al 0,2 (1005-4a) bis
An
0,74
Al
0,26
(1005-4e), d.h. es handelt sich um Bytownit.
Ein Indikator der bereits
einsetzenden Verwitterung ist das Auftreten des Kaolinit-Smektitwechsellagerungsminerals,
welches in den bodennah entnommenen Proben durch einen hohen Anteil an
Kaolinitschichten gekennzeichnet ist.
Interessant ist das Auftreten des eisenreichen Talkminerals in den tieferen Bereichen der
Abfolge. Das Vorkommen dieses Minerals zeigt möglicherweise hydrothermale Aktivität an.
Auch das Fehlen dieses Minerals in den oberen Bereichen ist ein Anzeichen für die
einsetzende Verwitterung.
Der beobachtete Erosionskontakt zwischen diesen Tuffen und dem darunterliegenden grünen
Tuffit (Abb. 22 auf S.36) zeigt, daß die Grenze zwischen beiden Lithologien stratigraphischer
und nicht tektonischer Natur ist. Da in dem Fila Gamba Schichtglied nach DI MARCO (1994)
innerhalb der Folge der grünen Tuffite auch Lagen von “primären“ Pyroklastika vorkommen,
kann auch der hier beschriebene braune Tuff diesen von DI MARCO (1994) bereits erwähnten
Tuffen zugeordnet werden (Abb. 29).
Abb. 29: Stratigraphie des Fila Gamba Schichtgliedes (nach DI MARCO, 1994)
44
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4.3. Sedimentgesteinsabfolge
4.3.1. Makroskopische Beschreibung
Neben den vulkanoklastischen Sedimenten findet sich auch eine mehrere Zehnermeter
mächtige Abfolge von wenig verfestigten Sanden und tonig-siltigen Sedimenten. Aufgebaut
ist diese Abfolge aus einer Wechsellagerung von grauen tonigen Lagen mit braunen Sanden
und braunen Tonsteinen mit rotem Überzug an den Kluftflächen. Die Abbildungen 30 und 31
zeigen die Erscheinungsformen dieser Sedimente im Gelände (im einzigen gefundenen
Aufschluß, siehe Abb. 42).
Abb. 30: plastischer grauer Ton und roter Tonstein
Abb. 31: brauner Sand und grauer Ton
Die Wechsellagerung dieser Abfolge ist sehr ausgeprägt, da die Lithologien zum Teil
innerhalb relativ kurzer vertikaler Distanz häufig wechseln und kann wie folgt beschrieben
werden: An der Basis findet sich eine ca. ein Meter mächtige Lage aus hellgrauem siltig
erscheinendem Material. Überlagert wird diese von einer mehrere Meter mächtigen
hellbraunen sandigen Lage, in welche Zwischenlagen des grauen, feinkörnigen Materials
eingeschaltet sind. Über dieser Sandlage tritt eine geringmächtige, etwas dunklere und
gröbere, Sandschicht auf. Darüber folgt eine ca. ein Meter mächtige Schicht des festen,
braunen Tonsteins mit den roten Überzügen. Zwischen diesem Tonstein und dem
darüberfolgenden grauen Ton ist eine Karbonatlage blaugrauer Färbung mit einer Mächtigkeit
von etwa 10 cm eingeschaltet (Abb. 32, aufgrund der raschen Reaktion des Karbonates mit
verdünnter Salzsäure Hauptbestandteil vermutlich Kalzit). Der genannte graue Ton wird
wiederum von einer Sandabfolge überlagert.
45
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
In diesem, ca. 30 cm mächtigen Sandpaket konnte eine gradierte Schichtung beobachtet
werden. Die Gradierung beginnt mit grobem Material (Grobsand) an der Basis welches zur
Mitte hin feiner wird. Das Interessante ist, daß die Korngröße von der Mitte der Schicht nach
oben hin wieder zunimmt (inverse Gradierung). Über dem Sand folgt wieder eine ca. 50 cm
mächtige Schicht des braunen Tonsteins. An diesen anschließend findet sich wieder ein
Sandpaket nicht bestimmbarer Gesamtmächtigkeit mit cm-mächtigen Einschaltungen des
grauen Tones.
Intern erscheint diese Schichtfolge gestört, da die Schichtung der Karbonatlage (85° nach
Süden) deutlich vom Rest der Abfolge (flach nach WNW bis NW) abweicht.
Abb. 32: blaugrau gefärbte Karbonatlage innerhalb der Sedimentgesteinsabfolge
4.3.2. Mikroskopische Beschreibung
Von allen beschriebenen Lithologien dieser Abfolge wurde nur vom Karbonat ein
Dünnschliff hergestellt und einer Mikrofaziesanalyse unterzogen.
46
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Gemäß dem Gehalt an Bioklasten und dem Bindemittel, im vorliegenden Fall eine mikritische
Matrix, kann das Karbonat als Wackestone (bis Packstone) klassifiziert werden. Das Karbonat
zeigt außerdem eine Art Schichtung durch das Wechseln von Bereichen mit höherem
Matrixanteil und weniger Bioklasten und Bereichen in denen der Anteil an Bioklasten
überwiegt. Im vorliegenden Fall handelt es sich um distale Turbidite oder Konturite.
Radiolarien
Globigerine
Abb. 33+34: pelagischer Wackestone mit rekristallisierten Radiolarien und Globigerinen (Bildlänge:
1,3 mm, parallele Nicols)
Der Fossilgehalt dieses Karbonates setzt sich hauptsächlich aus Radiolarien (bereits
kalzitisiert) und Globigerinen zusammen (Abb. 33 und 34). Diese zur Ordnung der Rotaliida
gehörenden planktonischen Foraminiferen kommen ab der Oberkreide vor. Für die
Eingrenzung des Alters ist das vereinzelte Auftreten von Ammonitenresten von großer
Bedeutung (Abb. 35).
Abb. 35: pelagischer Wackestone mit Ammonitenrest
(Bildlänge: 1,3 mm, parallele Nicols)
47
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Weiters ist im Dünnschliff auch noch diagenetisch gebildeter Pyrit zu finden, welcher einen
Hinweis auf reduzierende Bedingungen im Sedimentstapel liefert.
4.3.3. Röntgendiffraktometrie
Der sedimentäre Charakter dieser Gesteine wird aus der röntgendiffraktometrischen
Phasenanalyse ersichtlich. Sechs Proben dieser Sedimentgesteinsabfolge wurden untersucht
und werden im nachfolgenden beschrieben.
Brauner Sand
Die mineralogische Zusammensetzung des Sandes variiert innerhalb der Abfolge. Die
Abbildungen 36 und 37 zeigen die Röntgendiffraktogramme der beiden Proben, wobei Abb.
36 die in der Abfolge tiefer liegende Probe repräsentiert.
Gemeinsamkeiten der beiden Proben bestehen im relativ hohen Quarz- und Smektitgehalt.
Ebenso konnte Feldspat in beiden Proben nachgewiesen werden, wobei der Feldspatgehalt des
höheren Sandes deutlich größer ist. Der dominierende Feldspat ist Plagioklas, wobei aufgrund
der breiten Peakform, speziell beim tiefer liegenden Sand, zwei Plagioklastypen vermutet
werden können. Die “tiefer“ liegende Probe führt zudem geringe Mengen eines KaolinitSmektit Wechsellagerungsminerals und weist deutlich höhere Quarzgehalte auf. Eine
Mineralphase, welche nur in dem höher liegenden Sand beobachtet werden kann, ist
Klinopyroxen. Zeolith tritt in beiden Proben auf, beim tiefer liegenden Sand allerdings nur in
Spuren.
48
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
c/ s
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Abb. 36: Diffraktogramme des tiefer liegenden Sandes
c/ s
2 00 0
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Abb. 37: Diffraktogramme des höher liegenden Sandes
49
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3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Wie bei der makroskopischen Beschreibung schon erwähnt gibt es Zwischenlagen von
grauem tonigem Material innerhalb der Sandpakete.
Graue, tonige Lagen im Sandpaket
Entsprechend der geringeren Korngröße dieses Sedimentes ist eine Anreicherung von
Tonmineralen festzustellen. Der Smektitgehalt dieser Probe ist deutlich höher als der des
Sandes. Auch ist das Kaolinit-Smektit Wechsellagerungsmineral in größerem Ausmaß
vertreten. Nach der 2-stündigen 350°C Behandlung zeigt sich die komplexe Tonmineralogie
dieses Tons (im Originaldiffraktogramm und weniger gut auch in der untenstehenden
Abbildung sind vier Banden im Bereich von 5 – 13 ° 2Θ zu erkennen). Der Quarzgehalt
dieser Probe ist geringer und auch Feldspat konnte nur mehr in sehr geringen Mengen
nachgewiesen werden. Die Diffraktogramme dieser Probe zeigt Abbildung 38.
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Abb. 38: Diffraktogramme einer tonigen Lage im Sandpaket
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3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Roter Tonstein
Die dominierende Mineralphase dieses Tonsteines sind Smektit und Quarz. In geringen
Mengen konnte auch Feldspat nachgewiesen werden. Die Form des Reflexes lässt darauf
schließen, daß vermutlich zwei Plagioklastypen vorkommen. Ebenso tritt mit geringen
Gehalten Kaolinit-Smektit auf. Abbildung 39 zeigt die Diffraktogramme dieser Probe.
c/ s
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Abb. 39: Diffraktogramme eines roten Tonsteins
Graues, toniges Material
Die an unterschiedlichen Stellen der Abfolge entnommenen Proben dieses feinkörnigen
Sedimentes zeigen innerhalb der Abfolge deutliche Unterschiede in der mineralogischen
Zusammensetzung.
Mineralogisch
gesehen
unterscheiden
sich
diese,
besonders
tonmineralreichen Tone, auch von den oben beschriebenen feinkörnigen Einschaltungen im
Sandpaket. Gemeinsam ist beiden Proben ein hoher Gehalt an Smektit und ein mittlerer bis
hoher Quarzgehalt. Ebenso konnte Feldspat in beiden Proben nachgewiesen werden, wobei
der Feldspatgehalt der im Hangenden entnommenen Probe deutlich größer ist. Daneben führt
der Hangende Ton auch relativ hohe Gehalte des schon beschriebenen Zeolithminerals (Abb.
40).
51
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
c/ s
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Abb. 40: Diffraktogramme des hangenden grauen Tons,
Bei der an der Basis der Abfolge entnommenen Probe sind die Reflexe beider Feldspattypen
(Kalifeldspat und Plagioklas) gut zu erkennen (Abb. 41). Ein weiteres in diesem Sediment
vorkommendes Tonmineral ist ein Illit-Smektit Wechsellagerungsmineral.
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Abb. 41: Diffraktogramme des grauen Tons an der Basis
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Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4.3.4. Diskussion und Interpretation
Die sedimentäre Abfolge wurde im gesamten Untersuchungsgebiet nur an einer Stelle
aufgeschlossen gefunden (Abb. 42).
10
0
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T ro pe nstation L a G am b a
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Abb. 42: Aufschlußlokalität Sedimentgesteinsabfolge (Pfeil)
Durch die mineralogische Zusammensetzung dieser Lockergesteine wird der sedimentäre
Charakter ersichtlich. Zusammenfassend kann man sie als quarzführende Sedimente
beschreiben, welche ursprünglich hohe Gehalte, jetzt zum größten Teil in Smektit
umgewandelte,
vulkanoklastischer
Komponenten
besaßen.
Auf
die
basische
Zusammensetzung der vulkanoklastischen Komponenten dieser Sedimente weisen die zum
Teil erheblichen Plagioklasgehalte sowie das vereinzelte Auftreten von Klinopyroxen hin.
53
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Für die grobe altersmäßige Einstufung dieser Abfolge kann der Fossilgehalt des Karbonates
herangezogen werden. Das Vorhandensein der Globigerinen engt den Zeitraum auf
Oberkreide oder jünger ein. Da im Karbonat auch Reste von Ammoniten vorhanden sind und
diese an der Kreide-Paläogen Grenze ausstarben, kann das Alter grob mit Oberkreide
angegeben werden.
Wie bereits erwähnt, konnten die beiden vorhergehenden Lithologien (grüner Tuffit und
brauner Tuff) dem Fila Gamba Schichtglied zugeordnet werden. Da für dieses Schichtglied
ein paläozänes Alter als wahrscheinlich gilt und das Karbonat definitiv älter ist
(Ammonitenrest), kann die Sedimentgesteinsabfolge nicht demselben Schichtglied zugeordnet
werden. Interessant ist, daß das Einfallen der Sedimente, mit Ausnahme des Bereiches
(Karbonat), der offensichtlich eine tektonische Sonderrolle spielt oder einen Bereich
synsedimentärer Deformationsvorgänge (submarine Rutschungen o.ä) darstellt, mit dem von
DI MARCO (1994) angegebenen Einfallen für das Fila Gamba Schichtglied nach Nordwest bis
NNW übereinstimmt. Die Frage ob die Sedimente den tieferen Teilen der Quebrada Achiote
Formation oder der Golfito Formation angehören ist allerdings noch offen.
54
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4.4. Basische Vulkanite und Vulkanitbrekzien
Neben den vulkanoklastischen und vulkanoklastisch beeinflussten klastischen Sedimenten
treten im Untersuchungsgebiet auch noch dunkel gefärbte basische Ergußgesteine sowie
Vulkanitbrekzien auf.
4.4.1. Makroskopische Beschreibung
Wie schon erwähnt gibt es zwei unterschiedliche Arten in denen die basischen Gesteine
auftreten, nämlich basaltähnliche Vulkanite und Vulkanitbrekzien (letztere weiter verbreitet).
Die Vulkanite zeichnen sich durch extreme Feinkörnigkeit ohne sichtbare Phänokristalle aus.
Diese homogenen, harten Gesteine sind dunkelgrau bis schwarz gefärbt. Zum Teil scheinen
die Vulkanite bereits in einen Umwandlungsprozeß eingebunden zu sein, da sie teilweise
relativ einfach zu zerbrechen sind.
Bei den Brekzien handelt es sich um dunkle, harte Gesteine die Klasten mit einer Größe im
Zentimeterbereich besitzen. Die Klasten selbst sind durch unterschiedliche Färbung
gekennzeichnet. So finden sich hauptsächlich graue, schwarze aber auch rötliche Klasten.
Umgeben sind diese von einer feinkörnigen, dunklen Matrix.
4.4.2. Mikroskopische Beschreibung
a) Vulkanite (Aufschluß 1 in Abb. 57)
Die Vulkanite zeigen ein für vulkanische Gesteine typisches hypokristallines Gefüge, d.h. sie
bestehen aus Phänokristallen, welche in einer Grundmasse aus feinkörnigem Material, bei
welchem die Identifizierung der beteiligten Mineralphasen mikroskopisch nicht mehr möglich
ist, eingebettet sind. Der Großteil der erwähnten Phänokristalle besteht aus leistenförmig
ausgebildeten Plagioklaskristallen. Vereinzelt sind auch noch Kristalle mit relativ hoher
Doppelbrechung, nämlich Olivin, zu finden. Abbildung 43 zeigt eine Dünnschliffaufnahme
des Vulkanits von Aufschluß 1 unter gekreuzten Polarisatoren. Auf diesem Bild sind sowohl
der durch seine bunten Interferenzfarben gekennzeichnete Olivin, als auch die relativ niedrig
doppelbrechenden Plagioklas-Leisten mit hellgrauer bis hellgelber Interferenzfarbe gut zu
erkennen.
55
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Plagioklas
Olivin
Abb. 43: Dünnschliffaufnahme des Vulkanits von Aufschluß 1 (leistenförmige Plagioklase und
Olivin), bei der strukturlosen Masse handelt es sich um das Einbettharz (Ausbruch des Gesteins
vermutlich präparativ bedingt in Bereichen starker Verwitterung) (Bildlänge: 2,67 mm, gekreuzte
Nicols)
b) Vulkanitbrekzien (Aufschluß 2 in Abb. 57)
Die Klasten der Vulkanitbrekzien sind schon durch ihre Färbung voneinander unterscheidbar
(siehe makroskopische Beschreibung). Im Mikroskop können mehrere Klasttypen
voneinander unterschieden werden. Ein Klasttyp (bräunlicher Färbung) entspricht von Gefüge
und Mineralbestand der Zusammensetzung der vorhin beschriebenen Vulkanite.
Weiters finden sich grün gefärbte Klasten die ebenfalls eindeutig als Vulkanitbruchstücke
identifiziert werden können. Diese Klasten führen neben farblosen, hoch doppelbrechenden
Körnern (vermutlich Olivin) und opaken Mineralphasen auch noch deutliche Anteile an
vulkanischem Glas (grün gefärbt, strukturlos). In einem dieser Klasten konnte auch noch ein
Quarzkorn identifiziert werden (Abb. 44).
Neben der Vulkanitbrekzie von Aufschluß 2 (karbonatfrei) wurden in der Nähe in einem
kleinen Seitenarm des Quebrada Negra Gerölle einer karbonathaltigen Vulkanitbrekzie
gefunden (Aufschlußpunkte in der Nähe von Aufschluß 2, Abb. 57, Bereich 3).
56
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
?Olivin
Quarz
vulkanisches Glas
Abb. 44: Vulkanitklast der Vulkanitbrekzie (Aufschluß 2) mit Quarzkorn (Bildlänge: 2,67 mm,
parallele Nicols)
Relativ häufig treten auch Klasten aus relativ gut kristallisiertem Material auf. Der
Mineralbestand dieser Klasten setzt sich aus Olivin, Klinopyroxen und Plagioklas zusammen
(Abb. 45).
Abb. 45: Vulkanitklast der Vulkanitbrekzie (Aufschluß 2) mit Plagioklas, Olivin und Klinopyroxen
(Bildlänge: 2,67 mm, gekreuzte Nicols)
57
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Neben den vorhin beschriebenen Klasten treten verbreitet auch noch vulkanische
Glasfragmente als Komponenten dieser Vulkanitbrekzien auf. Der Großteil dieser Fragmente
ist von grüner Farbe (bereits beginnende Chloritisierung?) obwohl auch farblose
Glaskomponenten beobachtet werden konnten. Auch bei diesen ist eine teilweise
Umwandlung bereits erkennbar. Das strahlige Gefüge weist auf eine rasche Abkühlung des
Glases hin (Abb. 46). Dies wiederum ist ein Anzeichen für eine Abkühlung in Wasser, d.h. es
handelt sich hier vermutlich um submarine Bildungen.
Abb. 46: strahlige Mineralneubildungen (Zeolith?) einer Glaskomponente in Vulkanitbrekzie von
Aufschluß 2 (Bildlänge: 2,67 mm, gekreuzte Nicols)
Die Matrix der Brekzien wird von kleineren Vertretern der vorhin beschriebenen Klasten,
Glaskomponenten sowie einzelnen Mineralphasen, die ihrerseits wiederum in einer sehr
feinkörnigen dunklen Grundmasse sitzen, gebildet.
58
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Einige, jedoch nicht alle, untersuchten Dünnschliffe der Gerölle in der Nähe von Aufschluß 2
(Bereich 3, Abb. 57) führen zudem auch noch Karbonat, genauer gesagt Kalzit. Dieser tritt
weit verbreitet in Form von Zement und untergeordnet auch noch als Gangfüllung auf.
Aufgrund des Lumineszenzverhaltens von Kalzit ist dieser bei Verwendung der
Kathodenlumineszenz(KL)mikroskopie anhand seiner auffallenden orangen KL-Farben
relativ einfach und deutlich zu identifizieren.
Die
folgenden
Abbildungen
(47+48)
zeigen
die
typische
Erscheinungsform des
Karbonat(Kalzit)zementes und zwar unter parallelen Polarisatoren sowie als KL-Aufnahme.
Bei den Vulkanitklasten handelt es sich um Vertreter der bereits oben beschriebenen Typen.
Abb. 47+48: Karbonatzement in karbonathältiger Vulkanitbrekzie (Bildlänge: 6,85 mm; links:
parallele Nicols, rechts: KL-Aufnahme)
Neben solchen großflächigen, spätigen Zementen ist weiter verbreitet auch noch eine
Karbonatisierung mit sehr feinen Strukturen zu finden (Abb. 49+50). Bei dem Karbonat in
Abbildung 50 fällt auf, daß es mindestens zwei Arten von Kalzit, welche sich hinsichtlich
ihrer KL-Intensität deutlich unterscheiden, handelt. Dies führt zu dem Schluß, daß es sich
hierbei um mindestens zwei Generationen von Karbonatzement, also um eine komplexe
Zementationsgeschichte handelt. Unklar ist jedoch, ob der (in der KL-Aufnahme) dunklere
oder hellere Zement der ältere ist.
59
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Abb. 49+50: Karbonatisierung mit sehr feinen Stukturen in Vulkanitbrekzie (Bildlänge: 6,85 mm;
links: gekreuzte Nicols, rechts: KL-Aufnahme)
Die Karbonatisierung dieser Gesteine ist ein weiteres Anzeichen dafür, daß es sich hierbei um
marine Bildungen handelt. Obwohl es Karbonatisierung auch im kontinentalen Bereich gibt,
ist eine solche im tropischen Verwitterungsmilieu hochgradig unwahrscheinlich.
Von den Vulkanitbrekzien gibt es auch Vertreter, welche keine Karbonatisierung aufweisen.
Dies ist deutlich am Fehlen des orange lumineszierenden Kalzitzementes zu erkennen. Das
Erscheinungsbild dieser karbonatfreien Brekzien ist in den Abbildungen 51+52 dargestellt.
Bei den grün lumineszierenden Körnern könnte es sich um Anatas handeln.
Abb. 51+52: karbonatfreie Vulkanitbrekzie (Bildlänge: 6,85 mm; links: gekreuzte Nicols, rechts: KLAufnahme)
60
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4.4.3. Röntgendiffraktometrie
Neben den Dünnschliffen belegen auch die Diffraktogramme dieser Vulkanite bzw.
Vulkanitbrekzien eindeutig den basischen Charakter dieser Gesteine. Dementsprechend ist
Quarz praktisch in keiner der untersuchten Proben nachzuweisen. Im Nachfolgenden werden
drei Proben dieser Gesteine beschrieben.
Probe 1 (Vulkanit, Dünnschliff Abb. 43)
Diese Probe repräsentiert die Vulkanite, welche sich bereits in einem beginnenden Stadium
der Umwandlung befinden. Von allen untersuchten Vulkaniten ist diese Probe bzw. in
weiterer Folge die Proben, welche in der Nähe genommen wurden, die einzige in welcher das
schon im Kapitel 4.2. beschriebene Talkmineral nachgewiesen werden konnte. Der
Basisreflex dieses Talkminerals liegt wie bei dem Talkmineral des basischen Tuffs bei 9,42Å.
Plagioklas ist die dominante röntgenkristalline Mineralphase dieser Probe. Das einzige
vorkommende Tonmineral ist Smektit, wobei das Verhalten bei der thermischen Behandlung
(keine
vollständige
Kontraktion
bei
350°C)
darauf
schließen
lässt,
daß
der
Zwischenschichtraum teilweise chloritisiert wurde.
Weiters führt dieser Vulkanit auch noch Pyroxen. Deutlich erkennbar sind die Reflexe von
Klinopyroxen, während Orthopyroxen nicht mit Sicherheit nachgewiesen werden konnte, da
dessen Hauptreflex mit höheren Reflexen des Talkminerals und Feldspat zusammenfällt. In
geringen Mengen konnte auch noch Olivin festgestellt werden, wobei die Reflexe dieses
Olivins deutlich näher an jenen von Fayalit liegen, d.h. es handelt sich um einen sehr
eisenreichen Vertreter. Wie auch schon in basischen Tuffen (Kap. 4.2.2.) beobachtet, führt
auch diese Probe geringe Mengen an Tieftridymit. Die Diffraktogramme dieser Probe sind in
Abbildung 53 zusammengestellt.
61
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
c/ s
2 00 0
P lag iok la s
1 60 0
1 20 0
C h lo ritisierter Z w isc he nsc hic htra um
8 00
O rthop yrox en
4 00
T rid ym it
S m e ktit
K lino py ro xen
O livin
F e -Talk
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
2 -T he ta
Abb. 53: Diffraktogramme Probe 1 (Vulkanit)
Probe 2 (karbonatfreie Vulkanitbrekzie, Dünnschliff Abb. 44-46 und 50-51)
Verglichen mit der vorhin beschriebenen Vulkanitprobe zeigen sich bei dieser hier einige
Unterschiede in der mineralogischen Zusammensetzung. In erster Linie ist dies das Fehlen
des eisenreichen Talkminerals. Desweiteren führt diese Brekzie ein Amphibolmineral. Die
Reflexe bei 8,4 und 2,7Å stimmen recht gut mit jenen von Riebeckit überein. Der restliche
Mineralbestand stimmt mit jenem von Probe 1 überein, d.h. dominant ist Plagioklas, daneben
treten auch teilweise chloritisierter Smektit als einziges Tonmineral sowie Klinopyroxen und
Olivin auf. Durch das Fehlen des Talkminerals kann in dieser Probe auch Orthopyroxen mit
Sicherheit nachgewiesen werden. Weiters tritt ein Reflex bei 35,7° 2Θ auf, bei welchem es
sich
wahrscheinlich
um
Magnetit/Maghemit
Diffraktogramme dieser Probe.
62
handelt.
Abbildung
54
zeigt
die
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
c/ s
2 00 0
P lag iok la s
1 60 0
1 20 0
M a gne tit/M ag hem it
8 00
O rthop yrox en
4 00
K lino py ro xen
O livin
A m p hibo l
S m e ktit
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
2 -T he ta
Abb. 54: Diffraktogramme Probe 2 (karbonatfreie Vulkanitbrekzie)
Die weiteren untersuchten Proben der Vulkanitbrekzien ähneln im Wesentlichen der gerade
beschriebenen, d.h. der Mineralbestand setzt sich aus Plagioklas, Klinopyroxen,
Orthopyroxen, Olivin sowie teilweise chloritisiertem Smektit zusammen.
Probe 3 (karbonathaltige Vulkanitbrekzie, Dünnschliff Abb. 47-50)
Neben den schon beschriebenen Mineralphasen treten in dieser Probe zwei bis dato noch nie
beobachtete Reflexe bei 15,85° / 5,5865Å und 26,05° / 3,417Å auf. Bei diesen Reflexen
handelt es sich um jene von Analcim, ein Zeolithmineral welches in basischen Magmatiten
vorkommt. Der Chloritgehalt dieser Probe ist so hoch, daß man von einem Chlorit-Smektit
Wechsellagerungsmineral sprechen kann, bei welchem die Chloritschichten mit 82% die
Smektitschichten (12%) sogar überwiegen. In dieser Brekzie finden sich zudem auch noch
geringe Mengen an Kalzit (siehe auch mikroskopische Beschreibung). Dargestellt sind die
Diffraktogramme dieser Probe in Abbildung 55.
63
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
c/ s
2 00 0
1 60 0
P lag iok la s
A n alcim
K a lz it
1 20 0
8 00
4 00
K lino py ro xen M a gne tit/M ag hem it
O livin
C h lo rit-S m ek tit W e ch se lla gerun g
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
2 -T he ta
Abb. 55: Diffraktogramme Probe 3 (karbonathaltige Vulkanitbrekzie)
4.4.4. Chemische Analyse
TiO2
1105-4d
Probe 1
1,275
Von den röntgendiffraktometrisch beschriebenen Proben wurde
Al2O3
18,670
nur der Vulkanit (Probe 1) chemisch analysiert. Auch die
Cr2O3
0,037
chemische Analyse unterstreicht eindeutig den basischen
Fe2O3
10,300
Charakter dieser Gesteine (Tab. 3). Der wahrscheinliche
SiO2
48,680
hydrothermale Einfluß (eisenreiches Talkmineral) hat die
MnO
0,229
MgO
3,725
CaO
6,085
Na2O
2,260
K2O
0,810
P2O5
0,130
Glühverlust
7,700
SUMME
99,901
Chemie
chemische
der
Vulkanite
möglicherweise
Zusammensetzung
dieser
verändert.
Vulkanite
Die
bzw.
Vulkanitbrekzien ist der Zusammensetzung der basischen Tuffe
(siehe Kapitel 4.2.3.) relativ ähnlich.
Tab. 3: chem. Analysedaten Vulkanit
64
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Überträgt man den SiO2 und den Na2O+K2O Gehalt dieser Vulkanite in ein x-y Diagramm
nach LE BAS et al in LE MAITRE (1989) so liegt der Schnittpunkt der beiden Werte mitten im
Basaltfeld, d.h. die auftretenden Vulkanite sind basaltischer Natur (Abb. 56). Dies ist
wahrscheinlich auch auf die Vulkanitbrekzien zutreffend, obwohl es von diesen keine
chemische Analyse gibt.
Abb. 56: Klassifikation der Vulkanite (aus MATTHES, 2001) und Position der Vulkanitprobe (Probe 1)
Die weitere Eingrenzung des chemischen Charakters erfolgt durch den Gehalt an Alkalien
(Na2O und K2O) und Al2O3 sowie SiO2 mit Hilfe von Diagrammen aus WILSON (1989) (nach
MIDDLEMOST, 1975). Demnach entspricht die Zusammensetzung dem eines subalkalischen
Basaltes mit kalkalkalinem Charakter.
Die für einen Basalt untypisch hohen Fe-Gehalte lassen sich durch das Vorkommen des
eisenreichen Talkminerals erklären. Die eher niedrigen MgO Gehalte sind möglicherweise ein
Anzeichen dafür, daß die Pyroxene und der Olivin eisenreiche Vertreter sind. Dies deckt sich
beim Olivin mit den Beobachtungen aus den Röntgendiffraktogrammen.
65
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
4.4.5. Diskussion und Interpretation
Die Verbreitung dieser Basalte und basaltischen Brekzien ist in Abbildung 57 dargestellt.
Probe 1 wurde bei Punkt 1, die Probe 2 bei Punkt 2 und Probe 3 im Bereich 3 genommen. Im
Bereich 1 wurden nur Vulkanite und keine Vulkanitbrekzien gefunden, im Gegensatz dazu
konnten im Bereich 2 und 3 nur Vulkanitbrekzien, aber keine Vulkanite, kartiert werden. Dies
führt zu dem Schluß, daß diese beiden Gesteine nicht zusammengehören sondern voneinander
unabhängige Gesteinstypen sind.
10
0
eg
ra
T ro pe nstation L a G am b a
Q
ue
br
ad
a
N
E s qu in as
R a in fo rest Lo dge
20
0
2
3
N
30
0
M aß stab 1 :1 00 00
1
Abb. 57: Aufschlüsse Vulkanite (Bereich 1) und Vulkanitbrekzien (Bereich 2 und 3)
66
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Das Vorkommen solcher basaltischen Brekzien wird von DI MARCO (1994) aus der Quebrada
Achiote Formation (Oberkreide – Paläozän) und sehr untergordnet auch aus der Golfito
Formation beschrieben (siehe Abb. 8 auf S. 16). Im Zusammenhang mit den in Kapitel 4.3.
beschriebenen Sedimenten und der Tatsache, daß die Vulkanite topographisch (und wohl auch
stratigraphisch) über den Sedimenten folgen ist eine Zugehörigkeit der Vulkanitbrekzien zur
Quebrada Achiote Formation wahrscheinlicher. Schwieriger ist die Zuordnung der Basalte. In
der Quebrada Achiote Formation kommen Basalte laut DI MARCO (1994) nur im Fila Gamba
Schichtglied vor. Weit verbreitet sind sie dagegen in der Golfito Formation.
Der marine Ablagerungs-/Bildungsraum dieser Gesteine wird zum einen durch die
Karbonatisierung einiger Vulkanitbrekzien und zum anderen durch das strahlige Gefüge
einiger vulkanischer Glaskomponenten (weist auf rasche Abkühlung hin) belegt.
Bemerkenswert ist noch, daß die Vulkanite im Bereich 1 das eisenreiche Talkmineral führen
während jene im Bereich 2 frei von diesem Mineral sind. Dasselbe Phänomen konnte beim
basischen Tuff beobachtet werden. In Tuffen, welche im Bereich von 1 entnommen wurden,
konnte das Talkmineral nachgewiesen werden, während Tuffe anderer Positionen frei von
diesem Mineral sind (siehe auch Kapitel 4.2.). Diese Beobachtungen könnten auf eine
regionale hydrothermale Aktivität im Bereich 1 hinweisen.
67
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
5. Verwitterungsbildungen
Entsprechend der geographischen Lage des Untersuchungsgebietes und des dort
vorherrschenden Klimas wird der Großteil des kartierten Gebietes von mächtigen, rot
gefärbten Verwitterungsbildungen eingenommen. Solche, als Laterite bezeichnete Bildungen
sind innerhalb von Gebieten mit intensiver tropischer Verwitterung weit verbreitet (Abb. 57 ).
Abb. 57: Verbreitung lateritischer Verwitterungsbildungen (aus TARDY, 1997)
Als Laterite werden gemäß SCHELLMANN (1983 und 1986) Verwitterungsbildungen
bezeichnet, welche das Produkt von intensiver meteorischer Alteration darstellen, und durch
eine Mineralvergesellschaftung von Goethit, Hämatit, Aluminiumhydroxiden, Kaolinit und
Quarz gekennzeichnet sind. Das SiO2/(Fe2O3+Al2O3) Verhältnis sollte, verglichen mit dem
des Ausgangsgesteins, nicht mehr SiO2 enthalten als im übriggebliebenen Quarz vorhanden
ist und für die Bildung von Kaolinit benötigt wird.
Neben den oben erwähnten reinen Mineralphasen kommen auch Mischkristallbildungen aus
diesen Phasen vor. Die wichtigsten hierbei sind Al-hältiger Goethit aus Goethit und Diaspor
(AlOOH), Al-Hämatit aus Hämatit und Korund sowie auch Fe-hältiger Kaolinit (TARDY,
1997).
68
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
In Costa Rica stellen die reaktionsfreudigen und leicht umwandelbaren meist glasreichen
Vulkano- und Pyroklastika sowie Vulkanite ein hervorragendes Ausgangsmaterial für die
Bildung solcher Laterite dar. Von VORTISCH (1990) durchgeführte Untersuchungen in
verschiedenen Gebieten Costa Ricas lieferte Ergebnisse, welche, das sei an dieser Stelle
bereits erwähnt, mit den im Laufe dieser Arbeit gefundenen Resultaten zum Teil relativ gut
übereinstimmen.
Dieses Kapitel ist nun der Beschreibung dieser Verwitterungsbildungen gewidmet, wobei
diese nach den beteiligten Primärlithologien unterschieden sind. Entsprechend der weiten
Verbreitung der grünen Tuffite sind auch deren Verwitterungsbildungen am weitesten
verbreitet. Anhand der Verwitterungsbildungen nicht oder nur mehr sehr schwer
unterscheidbar sind die Laterite über dem basischen Tuff und den Vulkaniten bzw.
Vulkanitbrekzien. Von den klastischen Sedimenten konnten im Untersuchungsgebiet keine
Verwitterungsbildungen nachgewiesen werden.
69
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
5.1. Verwitterungsbildungen des grünen Tuffites
Die lateritischen Bildungen über den grünen Tuffiten sind durchwegs rot bis zum Teil auch
rotbraun gefärbt und relativ stark vertont. Sie können im Gelände aufgrund des
Komponentengehaltes in den tieferen Teilen der Profile als Bildungen der Tuffite erkannt
werden. Diese, je nach Verwitterungsstadium unterschiedlich großen Komponenten,
entsprechen lithologisch und hinsichtlich ihrer grünen Farbe den grünen Tuffiten. Somit
können für diese Bildungen die Tuffite als Ausgangsgestein angesehen werden. Die
Abbildungen 59 und 60 zeigen das Erscheinungsbild dieser Laterite im Gelände. Die am
stärksten verwitterten Bereiche sind durch eine intensiv rote Farbe gekennzeichnet (Abb. 59).
Im unteren Bereich der in Abbildung 60 gezeigten Bohrprobe sind die für die weniger
verwitterten Bereiche charakteristischen grünen Komponenten bzw. “Flecken“ gut zu
erkennen.
Abb. 59+60: typ. Erscheinungsformen der Tuffit-Laterite im Gelände (Aufschlüsse 1 und 2, Abb. 72)
5.1.1. Beschreibung der unterschiedlichen Verwitterungsstadien
Aufgrund der Mächtigkeit lateritischer Verwitterungsbildungen, die im Bereich von mehreren
Zehnermetern liegen können, war es nicht möglich in einem Profil von den stark verwitterten
Rotlehmen zum relativ unverwitterten Ausgangsgestein zu gelangen. In den nachfolgenden
Profilen sind nun die unterschiedlichen Stadien der Verwitterung dargestellt.
70
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Profil 1
Profil 1 (Lage siehe Abb. 72) repräsentiert den am stärksten verwitterten Rotlehm. Die
Profilaufnahme reicht von der Geländeoberkante bis in eine Tiefe von 2,5 m. Von der
mineralogischen Zusammensetzung her betrachtet entspricht dieser Rotlehm am Besten der
Definition eines Laterites.
Entsprechend dem mineralogischen Aufbau der grünen Tuffite ist Quarz die dominante
Nichttonmineralphase.
Als
dominante
Mineralphase
tritt
ein
Kaolinit-Smektit
Wechsellagerungsmineral auf, wobei der Anteil der Kaolinitschichten deutlich höher als der
der Smektitschichten ist. Der Anteil an Kaolinitschichten nimmt erwartungsgemäß mit
abnehmendem Verwitterungsstadium, d.h. mit zunehmender Tiefe, ab. In den oberen
Bereichen des Profiles liegt der Reflex dieses Wechsellagerungsminerals nach der
Ethylenglycolbehandlung bei 7,43 Å. Dies entspricht einem Anteil von ca. 90 %
Kaolinitschichten bei 10 % Smektitanteil. In der tiefsten entnommenen Probe dieses Profiles
liegt der Reflex bei 7,55 Å, was einem Anteil von 85% Kaolinit- und 15 % Smektitschichten
entspricht. Dieses Wechsellagerungsmineral ist ein Verwitterungsprodukt von basischen
Gesteinen welches in tropischen und subtropischen Gebieten als “Zwischenprodukt“ der
Umwandlung von Smektit zu Kaolinit gebildet wird (VINGIANI et al., 2004).
Ein in den Tropen häufig vorkommendes hydratisiertes Zweischichtsilikat ist der Halloysit.
Dieser wird unter anderem von VORTISCH (1990) und KAUTZ & RYAN (2003) in Costa Rica
beschrieben. Allerdings konnte im gesamten Untersuchungsgebiet in keiner der lateritischen
Bildungen dieses Tonmineral mit Sicherheit nachgewiesen werden. Dies ist mit großer
Wahrscheinlichkeit auf das wechselfeuchte Klima der Region zurückzuführen. Halloysit kann
nämlich nur unter dauerfeuchten Bedingungen gebildet werden bzw. erhalten bleiben.
Weiters sind am Aufbau dieses Rotlehmes auch noch die beiden farbgebenden Minerale
Goethit und Hämatit beteiligt. Die Gehalte dieser Eisenverbindungen sind allerdings sehr
gering. Die breite Reflexform dieser Minerale lässt darauf schließen, daß beide in
niedrigkristalliner Form vorliegen. Die Lage der Goethitpeaks bei 4,158 bzw. 2,684 Å führt
zu dem Schluß, daß der Goethit geringe Gehalte von Aluminium führt. Hämatit und Goethit
sind weit verbreitete Eisenverbindungen in tropischen Böden und für die charakteristische
rote Farbgebung verantwortlich. Zu erwähnen wäre noch, daß höhere Temperaturen,
niedrigere Wassergehalte und niedrigere Corg Gehalte die Bildung von Hämatit gegenüber
Goethit ermöglichen.
71
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Zudem könnten auch noch Spuren von Magnetit/Maghemit in allen Proben vorhanden sein
(Reflex bei 35,7 °).
Ein Zeichen für die besonders intensive Verwitterung ist das Vorhandensein des
Aluminiumhydroxides Gibbsit. Die höchsten Gibbsitgehalte wurden in den oberflächennah
entnommenen Proben festgestellt. Erwartungsgemäß wird der Gehalt an Gibbsit mit der Tiefe
geringer und ab einer Tiefe von ca. 160 cm ist er praktisch nicht mehr nachzuweisen. Gebildet
wird Gibbsit durch langsame chemische Verwitterung von Al-hältigen Silikaten.
Voraussetzung für dessen Bildung ist eine Si-Konzentration von weniger als 0,5 mg Si pro
Liter (SCHEFFER & SCHACHTSCHABEL, 2002). Bei höheren Si-Gehalten wird die Bildung von
Kaolinit bevorzugt.
Wie auch schon von PAMPERL (2001a) beschrieben, wurde in den obersten Bodenschichten,
genauer gesagt bis in eine Tiefe von etwa 30 cm, dieser Rotlehme ein Amphibolmineral
gefunden.
Diese wurden äolisch von den noch aktiven Vulkanen im Landesinneren
eingebracht. Die Größe dieser Amphibole kann bis zu 100 µm betragen, sie sind daher auch
im Dünnschliff deutlich zu erkennen (Abb. 61).
angelöstes Quarzkorn
Amphibol
Abb. 61+62: Dünnschliffaufnahme Tuffit-Laterit (links: Amphibol, rechts: angelöstes Quarzkorn)
(Bildlänge: 650 µm, parallele Nicols)
Entsprechend des hohen Verwitterungsgrades konnten viele Mineralphasen, welche am
Aufbau der grünen Tuffite beteiligt waren, in diesem Profil nicht mehr nachgewiesen werden.
Dies gilt bei diesem Rotlehm im speziellen für Feldspat. Aufgrund der intensiven tropischen
Verwitterung sind auch an den Quarzkörnern dieser Laterite bereits Verwitterungs- und
Lösungsspuren zu finden (Abb. 62).
72
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Auf den nachfolgenden Seiten (Abb. 63-65) sind ausgewählte Diffraktogramme dieses
Profils, und zwar von Proben welche aus einer Tiefe von 30, 140 und 230 cm unter GOK
entnommen wurden, dargestellt.
c/ s
2 00 0
Q u arz
1 60 0
Q
Am p hibo l
1 20 0
8 00
4 00
K a olinit-S m ektit W ec hs ellage ru ng
G ibb sit
G o ethit
H ä m atit + G oe th it
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 -T he ta
Abb. 63: Diffraktogramme Profil 1, Probe 30 cm unter GOK
73
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
c/ s
2 00 0
Q u arz
1 60 0
Q
1 20 0
8 00
G o ethit
4 00
K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung
H ä m atit + G oe th it
G ibb sit
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
2 -T he ta
Abb. 64: Diffraktogramme Profil 1, Probe 140 cm unter GOK
c/ s
2 00 0
Q u arz
Q
1 60 0
1 20 0
8 00
4 00
K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung
H äm a tit
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
2 -T he ta
Abb. 65: Diffraktogramme Profil 1, Probe 230 cm unter GOK
Die Daten der chemischen Analyse ausgewählter Proben dieses Profils sind in Tabelle 4
dargestellt.
74
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
1105-5a
(10 cm)
1105-5b
(30 cm)
1105-5d
(80 cm)
1105-5f
(180 cm)
TiO2
1,361
1,690
1,954
1,050
Al2O3
21,875
24,381
28,509
21,503
Cr2O3
0,015
0,017
0,014
0,015
Fe2O3
15,424
17,317
18,486
11,688
SiO2
48,027
46,317
46,840
56,344
MnO
0,200
0,144
0,212
0,203
MgO
1,123
0,987
1,037
1,502
CaO
0,276
0,208
0,019
0,056
Na2O
<<<
<<<
<<<
<<<
K2O
0,258
0,140
0,068
0,104
P2O5
0,090
0,075
0,094
0,068
Glühverlust
10,897
9,431
3,063
7,314
SUMME
99,546
100,708
100,298
99,846
Tab. 4: chemische Analysedaten von Rotlehmen des Profils 1
Durch das Auftreten von Quarz führen diese Laterite, verglichen mit jenen über den basischen
Tuffen/Vulkaniten (siehe nächstes Kapitel) etwas höhere Gehalte an SiO2. Der basische
Charakter der Ausgangsgesteine wird durch relativ hohe Chromgehalte (im Bereich von 100 –
125 ppm) belegt. Cr ist ein, unter Verwitterungsbedingungen, wenig mobiles Element. Zum
Na2O Gehalt sei noch vermerkt, daß die Gehalte dieses Elementes unter der Nachweisgrenze
des verwendeten Analysegerätes lagen.
Der “normale“ geochemische Verwitterungstrend, d.h. Abnahme von Si, Alkalien und
Erdalkalien sowie Zunahme von Al und Fe von unten nach oben (siehe z.B. MEIJER et al.,
2003) kann in diesem Profil nur teilweise nachvollzogen werden. Einen gewissen Beitrag
hierzu könnte der äolisch eingebrachte Amphibol in den oberen Bodenschichten leisten.
Dieser bringt nämlich vor allem zusätzliche Gehalte an Alkalien und Erdalkalien (K2O und
CaO) sowie auch Si in die Proben der obersten Bodenschichten.
Betrachtet man die tiefer entnommenen Proben (1105-5d und 1105-5f), welche frei von
diesen Amphibolen sind, ist dieser Trend jedoch deutlich zu erkennen. Bei Vergleich der
Proben, aus einer Tiefe von 80 cm (1105-5d) und 180 cm (1105-5f) unter GOK entnommen,
zeigt sich eine deutliche Zunahme an Si, Alkalien und Erdalkalien sowie eine ebenso
deutliche Abnahme von Fe und Al mit zunehmender Tiefe.
75
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Die weiteren aufgenommenen Profile dieser aus den Tuffiten entstandenen Rotlehme
repräsentieren weniger fortgeschrittene Stadien der Verwitterung. Im Nachfolgenden werden
nun noch zwei Profile dieser Rotlehme, welche sich durch Besonderheiten im Mineralbestand
auszeichnen, beschrieben. Die Lage weiterer untersuchter Profile, welche hier aber nicht
näher beschrieben werden, ist in Abbildung 72 (ohne Numerierung) dargestellt.
Profil 2 (Lage siehe Abb. 72)
Auch in diesen Bildungen ist Quarz deutlich nachweisbar.
Teilweise ist der Mineralbestand dieser Bildung mit dem des vorherigen Profils identisch.
Dies bezieht sich auf das Vorhandensein von niedrig kristallinem Goethit und Hämatit,
Gibbsit in den obersten Bereichen und dem Kaolinit-Smektit Wechsellagerungsmineral.
Gibbsit ist bis in eine Tiefe von ca. 30 cm nachzuweisen. Verglichen mit der Gibbsitführung
der Proben des ersten Profiles ist dies ein erster Beweis für ein weniger weit fortgeschrittenes
Stadium der Verwitterung. Auch könnten wiederum Spuren von Magnetit/Maghemit (bei 35,7
° 2Θ) vorhanden sein (besonders bei den Proben 220 und 380 cm unter GOK).
Weitere Anhaltspunkte liefert das Auftreten von bestimmten Mineralphasen welche bei
intensiverer Verwitterung, wie im Bereich von Profil 1, umgewandelt bzw. “zerstört“ werden
würden. In allen Proben dieses Profils konnten nämlich wechselnde Gehalte an Smektit sowie
geringe Mengen an Illit nachgewiesen werden.
Ebenfalls konnte, in schwankenden aber stets beobachtbaren Mengen, Anatas in allen Proben
beobachtet werden. Das Vorkommen von Anatas in diesen Proben kann auf zwei Arten
erklärt werden. Erstens wurde in einigen der Tuffitproben (siehe Kapitel 4.1.3.) Anatas
nachgewiesen, zweitens ist Anatas ein häufiges Mineral welches bei der Verwitterung von Tireichen Silikaten entsteht.
Interessant ist die Tatsache, daß der Smektitgehalt der obersten Probe am höchsten ist. Auch
weist dieser chloritisierte Anteile auf.
Der im ersten Profil in den obersten Bodenschichten nachgewiesene, äolisch eingebrachte,
Amphibol konnte hier nicht beobachtet werden.
Die nachfolgenden Abbildungen (66-68) zeigen drei ausgewählte Diffraktogramme dieses
Profils. Die Proben hierzu wurden bei einer Tiefe von 10, 220 und 380 cm unter GOK
entnommen.
76
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
c/ s
2 00 0
Q u arz
1 60 0
Q
A n atas
1 20 0
C h lo ritisierte A n te ile
8 00
4 00
S m e ktit
Illit K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung
G ibb sit
H ä m atit (+ G o ethit)
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
2 -T he ta
Abb. 66: Diffraktogramme Profil 2, Probe 10 cm unter GOK
c/ s
2 00 0
Q u arz
1 60 0
Q
A n atas
1 20 0
8 00
4 00
S m e ktit
Illit
K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung
H ä m atit (+ G o ethit)
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 -T he ta
Abb. 67: Diffraktogramme Profil 2, Probe 220 cm unter GOK
77
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
c/ s
2 00 0
Q u arz
1 60 0
Q
A n atas
1 20 0
8 00
? M a gne tit/M ag he m it
4 00
S m e ktit
Illit K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung
H ä m atit (+ G o ethit)
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
2 -T he ta
Abb. 68: Diffraktogramme Profil 2, Probe 380 cm unter GOK
Aus den Diffraktogrammen eindeutig erkennbar ist ein Abnehmen des Gehaltes an Smektit
mit zunehmender Tiefe. Das würde bedeuten, daß die tieferen Bereiche stärker verwittert sind
als die weiter oben liegenden. Dem widerspricht der Anteil der Kaolinitschichten im KaolinitSmektit Wechsellagerungsmineral. Dieser liegt nämlich bei 94% in der obersten Probe, bei
92% in der mittleren und bei 85% in der untersten Probe. Dies widerspiegelt einen
“normalen“ Verwitterungstrend, da der Anteil der Kaolinitschichten mit zunehmendem
Verwitterungsgrad ebenfalls zunimmt.
Eine Möglichkeit diese Abnahme an Smektit zu erklären wäre, daß in den oberen Bereichen
junger äolischer Eintrag vulkanischer Aschen stattgefunden hat. Allerdings konnten keine
weiteren Mineralphasen die diese These unterstützen würden, wie z.B. Amphibol,
nachgewiesen werden. Ebenfalls könnten auch Massenbewegungen zu diesem Effekt geführt
haben.
78
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Aus Tabelle 5 ist die chemische Zusammensetzung einiger Proben dieses Profils ersichtlich.
Die analysierten Proben sind jene von welchen auch die Diffraktogramme beschrieben
wurden.
0405-2b
(10 cm)
2605-1a
(220 cm)
2605-1d
(380 cm)
TiO2
1,212
0,856
0,811
Al2O3
22,353
26,236
25,419
Cr2O3
0,007
0,009
0,009
Fe2O3
10,484
10,888
10,734
SiO2
51,466
48,788
50,592
MnO
0,047
0,074
0,121
MgO
1,148
1,441
1,637
CaO
0,053
0,013
0,009
Na2O
<<<
<<<
<<<
K2O
0,555
0,491
0,557
P2O5
0,012
0,005
0,004
Glühverlust
12,339
11,334
10,811
SUMME
99,677
100,137
100,703
Tab. 5: chemische Analysedaten von Rotlehmen des Profils 2
Die chemische Zusammensetzung der Proben dieses Profils ähnelt im Großen und Ganzen der
des ersten Profils. Die Proben dieses Profils wurden bei einer Tiefe von 20 (0405-2b), 220
(2605-1a) und 380 (2605-1d) cm unter GOK entnommen. Auch in diesem Profil ist kein
Verwitterungstrend herauslesbar, da in den oberen Bereichen vermutlich junger, äolischer
Eintrag von vulkanischem Material stattgefunden hat, welcher zu einer Anreicherung
bestimmter Elemente führte. Einzig das Element Ti zeigt einen normalen Verlauf, wie er für
Verwitterungsprofile typisch ist. Ti gehört nämlich wie Al und Fe zu den, unter
Verwitterungsbedingungen
weitgehend,
immobilen
Kationen,
welche
sich
in
den
“Rückständen“, also den am stärksten verwitterten Bereichen, relativ anreichern. Obwohl aus
der chemischen Analyse nicht eindeutig ableitbar ist anzunehmen, daß der vorkommende
Smektit eisenreich ist (siehe auch Kap. 4.1.4.). Solche Nontronite bzw. Fe-Beidellite sind
nämlich in Böden über basischen Gesteinen weit verbreitet (WILSON, 1987). Bei weiter
fortschreitender Verwitterung (wird hier von Profil 1 repräsentiert) wird Fe-Smektit zu
Kaolinit (bzw. Kaolinit-Smektit Wechsellagerung) und Fe-Oxiden umgewandelt (CRAIG &
LOUGHNAN (1964); DELVAUX et al. (1989)).
79
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Profil 3 (Lage siehe Abb. 72)
Wie auch schon in den beiden vorangegangenen Profilen ist auch hier Quarz die dominante
Nichttonmineralphase. Ebenso führen alle Proben dieses Profils das Kaolinit-Smektit
Wechsellagerungsmineral. Unmittelbar unter GOK liegt der Anteil der Kaolinitschichten
hierbei bei 84% und sinkt bis zur am tiefsten liegenden Probe auf 77%.
Die zuoberst entnommene Probe führt zudem Spuren von Illit, der in den anderen Proben
nicht mehr beobachtet werden konnte.
Interessant ist die Feldspatführung dieses Profils. Die oberste Probe (äolischer Eintrag?) und
die Proben ab einer Tiefe von 80 cm führen Feldspat, während in den Proben dazwischen,
Tiefenbereich 10 – 70 cm, kein Feldspat nachgewiesen werden konnte.
Auch ist das Vorhandensein von Smektit an die oberen Proben dieses Profils gebunden. Wie
schon öfter beobachtet, ist auch hier der Zwischenschichtraum des Smektits teilweise
chloritisiert. Unter einer Tiefe von 30 cm ist er praktisch nicht mehr nachweisbar, dafür kann
ein anderes Dreischichttonmineral, der Vermikulit beobachtet werden. Die Behandlung mit
Ethylenglycol zeigte, daß es sich bei dem Vermikulit um einen nicht quellfähigen Vertreter
handelt, d.h. daß sich der Reflex nicht hin zu höheren d-Werten (kleineren 2Θ Werten)
verschiebt. Das Ausgangsmineral für Vermikulit ist meist Biotit, wobei es durch die
Verwitterung zu einer Oxidation des in der Oktaederschicht gebundenen Eisens kommt. Der
damit verbundene Anstieg der positiven Ladung führt zu einer Abnahme der negativen
Schichtladung und in weiterer Folge zur Aufweitung des Minerals (SCHEFFER &
SCHACHTSCHABEL, 2002). Deutlich beobachtbar ist ein Anstieg des Vermikulitgehaltes mit
zunehmender Tiefe. Neben “reinem“ Vermikulit tritt vermutlich auch noch ein nicht
quellfähiges Wechsellagerungsmineral auf.
Wie schon in Profil 1 beobachtet, führen auch die bodennahen Proben dieses Profils äolisch
eingetragenen Amphibol.
Ebenso konnten sehr geringe Mengen an Gibbsit in der obersten Probe dieses Profils
nachgewiesen werden.
Ebenfalls sehr gering ist der Gehalt an Goethit und Hämatit. Auch dieses Profil führt
vermutlich wieder Magnetit/Maghemit.
In den nachfolgenden Abbildungen (69-71) sind die Diffraktogramme dieses Profils
dargestellt, und zwar von Proben aus einer Tiefe von 10, 70 und 190 cm unter GOK.
80
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
c/ s
2 00 0
Q u arz
Q
1 60 0
A m p hibo l
1 20 0
ev tl. ch lo r. A n te ile
8 00
4 00
S m e ktit
Illit K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung
F e ldsp at
G ibb sit
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
2 -T he ta
Abb. 69: Diffraktogramme Profil 3, Probe 10 cm unter GOK
c/ s
2 00 0
Q u arz
Q
1 60 0
1 20 0
8 00
4 00
Ve rm ik ulit
K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung
W L-T M
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 -T he ta
Abb. 70: Diffraktogramme Profil 3, Probe 70 cm unter GOK
81
2 3. 00
2 6. 50
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
c/ s
2 00 0
Q u arz
1 60 0
Q
1 20 0
8 00
4 00
Ve rm ik ulit
K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung (e vtl. m eh rere Typ en )
G o ethit
F e ldsp at
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
2 -T he ta
Abb. 71: Diffraktogramme Profil 3, Probe 200 cm unter GOK
Die nächste Abbildung (72) zeigt die Lokalitäten der untersuchten Profile, numeriert mit eins
bis drei, sowie auch weitere untersuchte Laterite des grünen Tuffits. Die Diffraktogramme der
in diesem Abschnitt nicht beschriebenen Profile unterscheiden sich praktisch nicht von den
hier beschriebenen.
Aus der Lage der untersuchten Profile lässt sich auf die weite Verbreitung dieser lateritischen
Bildungen über den grünen Tuffiten schließen.
82
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
10
0
2
eg
ra
T ro pe nstation L a G am b a
Q
ue
br
ad
a
N
E s qu in as
R a in fo rest Lo dge
20
0
3
N
30
0
M aß stab 1 :1 00 00
1
Abb. 72: Lokalitäten der beschriebenen Laterite über den grünen Tuffiten sowie weitere
aufgenommene Profile (ohne Numerierung)
83
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
5.2. Verwitterungsbildungen des basischen Tuffs bzw. der Vulkanite
Der primäre Mineralbestand des basischen Tuffs und der Vulkanite bzw. der
Vulkanitbrekzien ist, wie im vorigen Kapitel beschrieben, im Großen und Ganzen relativ
ähnlich. Beide besitzen deutlich basischen Charakter und sind im Wesentlichen quarzfrei. Es
gibt nur geringe, z.T. durch sekundäre Prozesse bedingte, mineralogische Unterschiede wie
z.B. das Auftreten diverser Tonminerale (v.a. des durch Verwitterung gebildeten Kaolinit –
Smektit Wechsellagerungsminerals) oder eines vermutlich hydrothermal gebildeten
eisenreichen Talkvertreters. Durch diese Ähnlichkeit können die nun im Folgenden
beschriebenen Verwitterungsbildungen nicht mehr eindeutig einer Lithologie, d.h. entweder
dem basischen Tuff oder den Vulkaniten/Vulkanitbrekzien zugeordnet werden.
Die lateritischen Bildungen über den basischen Tuffen bzw. Vulkaniten sind im Gelände von
den Tuffit-Lateriten nur sehr schwer zu unterscheiden. Geringe Unterschiede sind in der
Färbung der Verwitterungsbildungen zu finden. Im Gegensatz zu den z.T. intensiv rot
gefärbten Tuffit-Lateriten zeigen die Böden über den basischen Gesteinen eher rotbraune bis
dunkelrotbraune Färbung. Auffallend ist, daß auch in den tieferen Bereichen der Profile keine
Komponenten in den Böden beobachtet werden konnten. Die Geländebeobachtungen zeigen
außerdem, daß diese Bildungen im allgemeinen stärker vertont sind als die Laterite über den
Tuffiten. Auch die Unterschiede in der Quarzführung mit Quarz in den Lateriten über den
Tuffiten (im Fein- bis Mittelsandbereich) können die Unterscheidung unterstützen. Die
Erscheinungsform dieser Böden ist als Aufnahme einer Profilgrube in Abbildung 73
dargestellt.
Abb. 73: Laterit über basischem Tuff/Vulkanit (Aufschluß 2, Abb. 85)
84
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Deutlich sind die Unterschiede zwischen den beiden Lateriten jedoch bei den
röntgendiffraktometrischen Phasenanalysen zu erkennen. Deutliche Unterschiede sind mit
dieser Methode nicht nur bezüglich des Quarzgehaltes erkennbar, sondern auch mit einem
deutlichen Reflex bei etwa 35,7° 2Θ (=2,51 Å) erkennbarer Maghemit- oder
Magnetitführung. (Ein schwacher Reflex bei 30,3° 2Θ (=2,95 Å) spricht eher für Maghemit.)
Das
Auftreten
ferromagnetischer
Mineralkörner
konnte
mit
dem
Handmagneten
nachgewiesen werden. Diese ferromagnetische Mineralphase wurde in den Lateriten über den
basischen Vulkaniten und Tuffen stets beobachtet, während sie in den Lateriten über den
Tuffiten nur sehr untergeordnet bzw. nicht mit Sicherheit nachgewiesen werden konnte.
Dem basischen Charakter der Ausgangsgesteine entsprechend führen alle untersuchten Profile
über den basischen Vulkaniten und Tuffen überhaupt keinen oder nur sehr geringe Mengen an
Quarz.
85
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Profil 1 (Lage siehe Abb. 85)
Das “beste“ Profil (Gesamthöhe GOK bis unverwittertes Gestein ca. 2 m) eines solchen
Laterites, im Nachfolgenden nun beschrieben, umfaßt den gesamten Bereich vom stark
verwitterten Rotlehm bis hin zum mehr oder weniger unverwitterten Ausgangsgestein, in
diesem Fall ein feinkörniger Vulkanit. Zu diesem Profil sei allerdings angemerkt, daß der
Aufbau vermutlich nicht ungestört ist, da der Abstand zwischen dem Ausgangsgestein und
dem stark verwitterten Rotlehm an diesem Hanganschnitt nur einige Meter beträgt.
Die zuoberst entnommene Probe (20 cm unter GOK), durch deutliche Rotfärbung
gekennzeichnet, zeigt alle mineralogischen Kennzeichen eines Laterites. Neben Spuren an
Quarz sind Gibbsit, geringe Mengen an Goethit und Hämatit, beide in niedrig kristalliner
Form, sowie Magnetit/Maghemit zu finden. Das einzig sicher nachweisbare Tonmineral ist
stark fehlgeordneter Kaolinit, ein typischer Verwitterungskaolinit, der nach der 550°C
Behandlung nicht mehr nachzuweisen ist. Daneben tritt mit sehr geringen Anteilen vermutlich
Kaolinit-Smektit auf. Die nach der 550°C-Behandlung im Bereich von ca. 6-8° 2Θ
auftretende schwache Bande weist auf ein gewisses Maß an Chloritisierung einer
smektitischen Komponente hin. Die Diffraktogramme dieser Probe sind in Abbildung 74
dargestellt.
c/ s
2 00 0
1 60 0
1 20 0
8 00
M a gne tit/M ag hem it
4 00
K a olinit
G ibb sit
Q u arz
H ä m atit (+ G oe th it)
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 -T he ta
Abb. 74: Diffraktogramme Profil 1, Probe 20 cm unter GOK
86
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Die zweite Probe dieses Profils (60 cm unter GOK), hellrotbraun gefärbt, ist durch das Fehlen
von Quarz gekennzeichnet. Ebenso ist der Kaolinit dieser Probe nicht mehr “rein“, vielmehr
handelt es sich um das bereits mehrfach erwähnte Kaolinit-Smektit Wechsellagerungsmineral,
mit deutlicher Dominanz an Kaolinitschichten. Erkennbar ist dies an der geringen
Verlagerung des Reflexes zu höheren d-Werten bei der Ethylenglycolbehandlung. Neben
diesem Tonmineral sind vermutlich auch geringe Mengen eines quellfähigen Tonminerals,
d.h. Smektit oder Illit-Smektit(?) vorhanden. Eine Gemeinsamkeit zur vorigen Probe besteht
im Vorhandensein von Gibbsit, wobei der Gehalt erwartungsgemäß unter jenem der ersten
Probe liegt. Goethit ist nur in geringen Mengen, Hämatit praktisch nicht mehr nachweisbar.
Ebenfalls sind auch wieder Magnetit/Maghemit vorhanden. Abbildung 75 zeigt die
Diffraktogramme dieser Probe.
c/ s
2 00 0
1 60 0
1 20 0
8 00
4 00
S m e ktit
M a gne tit/M ag hem it
K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung
G ibb sit
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
2 -T he ta
Abb. 75: Diffraktogramme Profil 1, Probe 60 cm unter GOK
Probe drei dieses Profils (160 cm unter GOK) ist durch braune Färbung mit zahlreichen
dunklen Komponenten charakterisiert. Auch in der mineralogischen Zusammensetzung
weicht sie deutlich von den beiden oberen Proben dieses Profils ab. In relativ großen Mengen
sind Feldspat, genauer gesagt Plagioklas, und ein chloritähnliches Mineral nachzuweisen. Bei
letzterem handelt es sich um thermisch nicht stabilen Bodenchlorit, der nach der 550°C
Behandlung nicht mehr nachweisbar ist.
87
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Die Form des Reflexes nach der Ethylenglycolbehandlung lässt darauf schließen, daß auch
noch geringe Mengen an Smektit bzw. Chlorit-Smektit vorhanden sind. Auch die Menge des
Kaolinit-Smektit Wechsellagerungsminerals ist deutlich geringer als in der vorigen Probe.
Wie auch schon im Kapitel 4.4. beschrieben führen die Vulkanite zum Teil ein eisenreiches
Talkmineral, welches auch hier nachgewiesen werden konnte. Gibbsit sowie Goethit und
Hämatit sind praktisch nicht vorhanden. Der optische Eindruck und auch die mineralogische
Zusammensetzung dieser Probe lassen darauf schließen, daß die Verwitterung hier bereits
deutlich weniger weit fortgeschritten ist. Die Diffraktogramme dieser Probe sind in
Abbildung 76 dargestellt.
c/ s
2 00 0
1 60 0
W ec hse lla ge ru ng C h lorit/D reisc hich ts ilik ate (n ah e 1:1)
1 20 0
8 00
C h lo rit-S m ek tit
4 00
B o de nch lorit
F e ldsp at
K a olinit-S m ektit W ec hs ellag erung
F e -Talk
M a gne tit/M ag hem it
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
2 -T he ta
Abb. 76: Diffraktogramme Profil 1, Probe 160 cm unter GOK
Probe vier dieses Profiles repräsentiert das relativ wenig verwitterte Ausgangsgestein,
welches aus Plagioklas, Klinopyroxen, Olivin, Smektit, dem eisenreichen Talkmineral sowie
Tieftridymit aufgebaut ist. Auch diese Probe führt vermutlich Magnetit/Maghemit, obwohl in
diesem Bereich auch höhere Reflexe von Olivin zu liegen kommen (Abb. 77).
88
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
c/ s
2 00 0
P lag iok la s
1 60 0
1 20 0
C h lo ritisierter Z w isc he nsc hic htra um
8 00
O rthop yrox en
M a gne tit/M ag hem it
4 00
T rid ym it
S m e ktit
K lino py ro xen
O livin
F e -Talk
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
2 -T he ta
Abb. 77: Diffraktogramme Profil 1, Probe 220 cm unter GOK
Die Daten der chemischen Analyse dieses Profils sind in Tabelle 6 dargestellt. Die Probe
1104-4a entspricht der ersten, 4b der zweiten, 4c der dritten und 4d der vierten Probe.
1105-4a
(20 cm)
1105-4b
(60 cm)
1104-4c
(160 cm)
1105-4d
(220 cm)
TiO2
2,305
2,580
1,882
1,275
Al2O3
25,283
23,526
19,890
18,670
Cr2O3
0,070
0,121
0,063
0,037
Fe2O3
24,104
25,704
19,336
10,300
SiO2
32,138
32,266
40,706
48,680
MnO
0,329
0,337
0,261
0,229
MgO
1,449
2,090
4,401
3,725
CaO
0,004
0,001
2,057
6,085
Na2O
<<<
<<<
0,621
2,260
K2O
0,003
0,055
0,050
0,810
P2O5
0,082
0,113
0,074
0,103
Glühverlust
13,989
12,913
10,546
7,700
SUMME
99,758
99,708
99,887
99,874
Tab. 6: Analysedaten basischer Laterit, Profil 1
89
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Obwohl der Aufbau dieses Profils nicht ungestört ist, lässt sich hier sehr gut das Verhalten
verschiedener Elemente bei der Verwitterung darstellen. Dieses Verhalten zeigt die für
humide Tropen typischen Tendenzen. Die Abbildungen 78 und 79 zeigen die graphische
Darstellung dieses Verhaltens.
Geochemischer Trend bei der Verwitterung (Si, Fe, Al)
60,000
Gew. %
50,000
Al2O3
40,000
Fe2O3
30,000
SiO2
20,000
Glühverlust
10,000
0,000
1105-4a
1105-4b
1104-4c
1105-4d
Probenbezeichnung
Abb. 78: geochemisches Verhalten von Si, Fe, Al, Glühverlust (Profil 1)
Geochemischer Trend bei der Verwitterung (Ti, Mg, Ca, Na, K)
7,000
6,000
TiO2
Gew. %
5,000
MgO
4,000
CaO
3,000
Na2O
2,000
K2O
1,000
0,000
1105-4a
1105-4b
1104-4c
Probenbezeichnung
Abb. 79: geochemisches Verhalten von Ti, Mg, Ca, Na, K (Profil 1)
90
1105-4d
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Deutlich erkennbar ist das Verhalten der sogenannten “mobilen“ Elemente, also jener
Elemente die im oxidierenden warm-humiden Verwitterungsmilieu rasch und leicht in Lösung
gehen. Zu diesen Elementen gehören (in abnehmender Reihenfolge, SCHEFFER &
SCHACHTSCHABEL (2002)) Na > Ca > Mg > K. Dementsprechend ist eine Abnahme dieser
Elemente vom Ausgangsgestein (1105-4d) zu der am stärksten verwitterten Probe (1105-4a)
festzustellen. Besonders deutlich erkennbar ist dies bei CaO und Na2O (siehe Abb. 79).
Bei starker chemischer (tropischer) Verwitterung kann auch eine erkennbare Abnahme von Si
festgestellt werden. Dies ist durch die neugebildeten Minerale dieses Verwitterungsgrades zu
erklären, da diese (z. B. Kaolinit) geringere SiO2–Gehalte haben als die Minerale in weniger
verwitterten Bereichen (z.B. Smektit oder Illit) bzw. die Minerale des Ausgangsgesteins (hier
z.B. Plagioklas).
Je weiter die Verwitterung fortgeschritten ist desto stärker reichern sich gewisse “immobile“
Elemente, das sind jene die nicht in die Verwitterungslösungen gehen, an. Zu diesen
Elementen gehören Al, Fe und auch Ti. Auch dieser Trend ist bei dem vorliegenden Profil gut
zu erkennen (Abb. 78 und 79).
Da sich die lateritischen Bildungen über den basischen Tuffen bzw. Vulkaniten
mineralogisch nur sehr wenig voneinander unterscheiden wird an dieser Stelle nur mehr ein
weiteres Profil dieser Laterite beschrieben. Die Lage aller untersuchten basischen LateritProfile ist in Abbildung 85, Seite 97 dargestellt.
Alle weiteren Profile der basischen Vulkanite/Tuffe sind größtenteils durch sehr geringe oder
fehlende Quarzgehalte gekennzeichnet. Im Großen und Ganzen ist stark fehlgeordneter
Kaolinit das einzig auftretende Tonmineral. Ein Teil der Kaolinit-Assoziation kann zudem mit
sehr geringen Anteilen von Smektitschichten wechselgelagert sein, wie geringe Änderungen
des Kaolinit 001-Reflexes (Bande) bei Ethylenglycol- und thermischer Behandlung bei 350°C
zeigen. Weiters sind, wie bereits erwähnt, in allen untersuchten Profilen Magnetit/Maghemit
nachzuweisen. In einem Profil sind außerdem auch noch Spuren eines 14 Å Minerals zu
finden. Die Ethylenglycol- und die thermische Behandlung lassen darauf schließen, daß es
sich hierbei um Bodenchlorit handeln könnte (Abb. 80). Auch in diesen Lateriten konnte in
den oberflächennahen Bereichen der äolisch eingebrachte Amphibol zum Teil nachgewiesen
werden.
91
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Interessant ist, daß die Gehalte an Amphibol in den obersten Bodenbereichen geringer sind als
in den etwas tiefer liegenden. Dies ist vermutlich ein Anzeichen dafür, daß in den obersten
Bodenschichten die Zersetzung der Amphibole bereits eingesetzt hat (Abb. 80 und 81).
c/ s
2 00 0
1 60 0
1 20 0
8 00
M a gne tit/M ag hem it
4 00
K a olinit
?B od enc hlorit
A m p hibo l
G ibb sit
G o ethit
H ä m atit + G oe th it
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
3 3. 50
3 7. 00
2 -T he ta
Abb. 80: Diffraktogramme Laterit über basischem Vulkanit/Tuff, Probe 15 cm unter GOK
c/ s
2 00 0
1 60 0
1 20 0
8 00
4 00
A m p hibo l
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
2 -T he ta
Abb. 81: Diffraktogramme Laterit über basischen Vulkanit/Tuff, Probe 40 cm unter GOK
92
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Der hohe Verwitterungsgrad wird durch das Auftreten von Gibbsit belegt, welcher
ausnahmslos in allen Profilen (zumindest in den oberen Bereichen) dieser Laterite
nachgewiesen werden konnte. Der Gehalt nimmt im Allgemeinen von oben nach unten ab.
Als farbgebende Komponenten treten wieder Goethit und Hämatit auf. Verglichen mit den
Lateriten über den grünen Tuffiten sind die Mengen an diesen beiden Mineralen generell
höher, was vermutlich im höheren Eisengehalt der basischen Ausgangsgesteine begründet
liegt. Der Hauptreflex von Goethit liegt bei ca. 4.16 Å, was darauf schließen lässt, daß es sich
um einen aluminiumhältigen Vertreter handelt.
Aus den Röntgendiffraktogrammen lässt sich schließen, daß neben den eben beschriebenen
Mineralphasen auch noch andere beteiligt sind. Diese sind im Röntgendiffraktogramm nicht
erkennbar, da es sich um sogenannte röntgenamorphe Minerale, also um solche ohne
Gitterstruktur, handelt. Diese Beobachtung deckt sich mit jener von VORTISCH (1990),
welcher in jungen, aus vulkanischen Aschen entwickelten Böden ähnliche Anteile an
röntgenamorphen Mineralphasen beschreibt. Auch KAUTZ & RYAN (2003) beschreibt solche
Phasen, nämlich Allophane und amorphe Al-Hydroxide, in pleistozänen Terrassenböden in
Costa Rica. Diese Mineralgruppen bilden vermutlich auch hier den Großteil des
Mineralbestandes.
93
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Profil 2 (Lage siehe Abb. 85)
Die nachfolgenden Abbildungen (82-84) zeigen die Diffraktogramme von Proben eines
Profils, aus einer Tiefe von 30, 70 und 120 cm unter GOK entnommen. Wie aus diesen
erkennbar ändert sich die mineralogische Zusammensetzung mit der Tiefe nur geringfügig,
d.h. die Verwitterungsintensität ist bis in diese Tiefe mehr oder weniger konstant. Eine
Variation ist bezüglich Gibbsit (fehlt in der mittleren Probe) und Quarz (sehr geringe Mengen
in der obersten Probe; evtl. äolischer Eintrag?) erkennbar. Im übrigen entspricht die
Mineralogie jener des obersten Teils von Profil 1 (siehe Profil 1, 20 cm unter GOK).
c/ s
2 00 0
1 60 0
1 20 0
8 00
M a gne tit/M ag hem it
4 00
K a olinit
G ibb sit
G o ethit
Q u arz
H ä m atit + G oe th it
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 -T he ta
Abb. 82: Diffraktogramme Profil 2, Probe 30 cm unter GOK
94
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
c/ s
2 00 0
1 60 0
1 20 0
M a gne tit/M ag hem it
8 00
4 00
K a olinit
G o ethit
H ä m atit + G oe th it
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
2 -T he ta
Abb. 83: Diffraktogramme Profil 2, Probe 70 cm unter GOK
c/ s
2 00 0
1 60 0
1 20 0
8 00
4 00
K a olinit
G ibb sit
M a gne tit/M ag hem it
G o ethit
H ä m atit + G oe th it
0
2 .0 0
5 .5 0
9 .0 0
1 2. 50
1 6. 00
1 9. 50
2 -T he ta
Abb. 84: Diffraktogramme Profil 2, Probe 120 cm unter GOK
95
2 3. 00
2 6. 50
3 0. 00
3 3. 50
3 7. 00
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
In Tabelle 7 sind die chemischen Analysedaten der drei Proben von Profil 2 dargestellt.
2405-4a
(30 cm)
2405-4c
(70 cm)
2405-4e
(120 cm)
TiO2
1,254
1,179
1,200
Al2O3
28,228
28,797
29,160
Cr2O3
0,024
0,027
0,030
Fe2O3
19,014
19,010
19,207
SiO2
35,575
35,390
35,774
MnO
0,123
0,082
0,198
MgO
1,067
0,875
1,000
CaO
0,008
0,008
0,009
Na2O
<<<
<<<
<<<
K2O
0,147
0,069
0,082
P2O5
0,102
0,128
0,101
Glühverlust
15,307
15,041
14,561
SUMME
100,850
100,606
101,321
Tab. 7: Analysedaten basischer Tuff, Profil 2
Die chemische Zusammensetzung der drei Proben differiert praktisch nicht, d.h. es kann hier
kein Verwitterungstrend abgeleitet werden. Somit kann man sagen, daß sich alle im gleichen
Stadium der Verwitterung befinden. Dies deckt sich mit den Beobachtungen aus den
Röntgendiffraktogrammen. Dies spricht dafür, daß die Gesamtmächtigkeit dieses Laterits
groß ist, d.h. der Abstand des unverwitterten Untergrundes zum beprobten Teil dieses Laterits
ist vermutlich groß.
96
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Die nachfolgende Abbildung (85) zeigt die Lage der untersuchten Profile, nummeriert mit 1
für Profil 1 und mit 2 für Profil 2. Die unnumerierten Profile sind mineralogisch mit den
Proben des Profils 2 identisch.
10
0
eg
ra
T ro pe nstation L a G am ba
Q
ue
br
ad
a
N
E s qu in as
R a in forest Lo dge
20
0
N
30
0
M a ß stab 1 :1 00 00
1
2
Abb. 85: Lokalitäten der beschriebenen Laterite (Profil 1 und 2) über den basischen Gesteinen sowie
weitere aufgenommene Profile (ohne Numerierung)
97
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
6. Zusammenfassung und Schlußfolgerungen
Zusammenfassend können im Untersuchungsgebiet fünf Primärlithologien voneinander
unterschieden werden. Die sedimentären Bildungen umfassen die grünen Tuffite, die echten
basischen Tuffe sowie die klastischen Sedimente. Bei all diesen Gesteinen ist der Anteil an
vulkanoklastischen
Komponenten
erwärtungsgemäß
sehr
hoch.
Die
diagenetischen
Umwandlungsprodukte dieser Komponenten sind eisenreicher Smektit und Zeolith. Während
alle sedimentären Bildungen Smektit führen ist der Zeolith weniger weit verbreitet. Dieser
beschränkt sich nämlich auf einige Vertreter der grünen Tuffite sowie der klastischen
Sedimente. Die Quarzführung dieser Sedimente ist recht unterschiedlich. Die grünen Tuffite
und die klastischen Sedimente führen zum Teil relativ hohe Gehalte an Quarz. Dieser
repräsentiert eine klastische Komponente, welche im Zuge von Umlagerungsprozessen dem
vulkanoklastischen Material hinzugemischt wurde. Demgegenüber stehen die im Großen und
Ganzen quarzfreien basischen Tuffe. Der basische Charakter aller genannten Bildungen wird
neben dem Fehlen von Quarz, in jenen, welche nicht von Umlagerungsprozessen betroffen
waren, auch durch das Auftreten basischer Mineralphasen (Plagioklas und Pyroxen) belegt.
Der marine Ablagerungsraum dieser Bildungen kann als gesichert angesehen werden. Die
Beweise dafür liefern Glaukonit und Radiolarien in den grünen Tuffiten, sowie das pelagische
Karbonatgestein innerhalb der klastischen Sedimentfolge. Zwischen den grünen Tuffiten und
den basischen Tuffen konnte an einem Aufschluß ein erosiver Kontakt beobachtet werden, bei
welchem die basischen Tuffe diskordant die grünen Tuffite überlagern.
Die Einordnung dieser sedimentären Bildungen in das, für das Untersuchungsgebiet
maßgebliche, Golfito Terrane wurde wie folgt vorgenommen: Die grünen Tuffite und, durch
den bebachteten Kontakt, auch die basischen Tuffe können dem Fila Gamba-Schichtglied (=
hangendste Einheit der Quebrada Achiote Formation) zugeordnet werden. Weniger eindeutig
ist die Zuordnung der klastischen Sedimente. Als unwahrscheinlich gilt eine Zugehörigkeit
zum Fila Gamba-Schichtglied. Dieses ist nämlich altersmäßig ins Paläozän zu stellen,
während
das
Alter
der
klastischen
Sedimente
aufgrund
des
Fossilgehaltes
des
Karbonatgesteins grob mit Oberkreide angegeben werden kann. Nicht mit Sicherheit kann
gesagt werden, ob die Sedimente noch zu den liegenden Teilen der Quebrada Achiote
Formation oder zur darunterliegenden Golfito Formation gehören.
98
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Neben diesen sedimentären Bildungen wurden auch noch zwei Typen von vulkanischen
Festgesteinen, nämlich feinkörnige Basalte und basaltische Vulkanitbrekzien gefunden.
Aufgrund der Karbonatisierung der Vulkanitbrekzien können auch diese als marine Bildungen
angesehen werden. Die Vulkanitbrekzien können relativ eindeutig der Quebrada Achiote
Formation zugeordnet werden. Schwieriger ist die Einordung der Basalte. Basalte treten
nämlich sowohl in der Golfito Formation als auch im Fila Gamba-Schichtglied der Quebrada
Achiote Formation (nur dort) auf. Die Verbreitung dieser beiden Gesteine ist an
topographische Hochlagen (Rücken) gebunden (siehe Karte, Abb. 86).
Aufgrund des tropischen Klimas und der damit verbundenen intensiven chemischen
Verwitterung
ist
der
Großteil
des
Untersuchungsgebietes
von
mächtigen
Verwitterungsbildungen bedeckt. Zum großen Teil können diese Verwitterungsbildungen als
Laterite angesprochen werden. Bei diesen Lateriten können zwei Gruppen unterschieden
werden:
Der häufigere Typ sind rote, quarzführende (bis quarzreiche) Laterite. Der Gehalt an
feinkörnigen, grünen Komponenten in den weniger verwitterten (tieferen) Bereichen
identifiziert diese als Bildungen der grünen Tuffite. Die dominante Mineralphase dieser
Bildungen ist ein Kaolinit-Smektit Wechsellagerungsmineral. Für die Farbgebung sind die
beiden Eisenverbindungen Goethit und Hämatit verantwortlich. Die am stärksten verwitterten
Profile führen zudem auch noch geringe Mengen an Gibbsit.
Neben diesen quarzführenden Lateriten treten auch noch praktisch quarzfreie rotbraun
gefärbte Bildungen auf. Röntgendiffraktometrisch ist neben dem Fehlen von Quarz auch noch
das stets beobachtbare Auftreten eines ferromagnetischen Minerals (Magnetit/Maghemit) zu
erwähnen. Dieses tritt in den Tuffit-Lateriten, wenn überhaupt, nur sehr untergeordnet auf.
Auch diese Bildungen führen Kaolinit-Smektit (zum Teil auch “reiner“ Kaolinit, welcher in
den quarzführenden Lateriten nicht auftritt) sowie Goethit und Hämatit. Gibbsit konnte hier in
allen untersuchten Profilen nachgewiesen werden. Quantitativ wichtige Mineralgruppen
dieser Laterite sind vermutlich Allophane und amorphe Al-hydroxide. Da die hier
beschriebenen lateritischen Bildungen auch in den tieferen Profilbereichen keine
Komponenten führen, ist eine eindeutige Identifizierung des Ausgangsgesteins schwierig.
99
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Als mögliche Ausgangsgesteine kommen nämlich sowohl die quarzfreien basischen Tuffe als
auch die ebenfalls quarzfreien basaltischen Vulkanite bzw. Vulkanitbrekzien in Frage.
Die bei der Verwitterung entstandenen Mineralphasen in diesen Bildungen decken sich sehr
gut mit jenen von VORTISCH (1990) beschriebenen, durch Verwitterung gebildeten, Mineralen
in der Nähe von San Isidro, ca. 80 km NW des Untersuchungsgebietes. Auch er beschreibt
Kaolinit, Gibbsit sowie Goethit und Hämatit in seinen Profilen. Ein vergleichbares Ergebnis
(mit Ausnahme des Halloysites) brachten auch die Untersuchungen von KAUTZ & RYAN
(2003).
Aufgrund der Unterschiede zwischen den beiden Lateritgruppen kann somit teilweise auf das
Ausgangsgestein (grüne Tuffite, basische vulkanische Gesteine) geschlossen werden. Daraus
ergibt sich eine teilweise Kartierbarkeit des Untergrundes anhand der daraus entstandenen
Verwitterungsbildungen.
In beiden Lateritgruppen konnten in den oberen Bereichen der untersuchten Profile Indizien
für einen jungen äolischen Einfluß gefunden werden. Dies bezieht sich vor allem auf das
Auftreten von Amphibol in den oberflächennahen Bereichen einiger Profile. In den
quarzfreien Lateriten konnte in den obersten Bereichen (und nur dort) zum Teil Quarz
nachgewiesen werden. Auch dieser könnte äolischer Natur sein. Ein Profil des Tuffit-Laterites
zeichnet sich durch besonders hohe Smektitgehalte in den obersten Bereichen, welche nach
unten hin abnehmen (!), aus. Auch dies wäre durch den jungen Einfluß äolisch eingebrachter
vulkanischer Aschen zu erklären.
Bei der Intensität der Verwitterung konnte eine Beziehung zur Topographie beobachtet
werden. Die am stärksten verwitterten Profile wurden in den topograpisch am höchsten
liegenden Bereichen aufgenommen. In Schluchten und steilem Gelände hingegen wurden die
oberen Bodenschichten erodiert und abgetragen, sodaß dort weniger verwitterte Bereiche an
der Oberfläche zu finden sind (PAMPERL, 2001b).
100
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
Neben
der
Bedeutung
für
die
Kartierung
des
Untergrundes
können
die
Verwitterungsbildungen auch für Schlußfolgerungen über die Tektonik des Gebietes
herangezogen
werden.
Durch
Hebung
einzelner
Bereiche
(Blöcke)
werden
die
Verwitterungsbildungen erodiert, wodurch weniger stark verwitterte Bereiche bzw. sogar das
Ausgangsgestein an die Oberfläche gelangen.
Dies ist im Untersuchungsgebiet mit großer Wahrscheinlichkeit im Bereich der
Sedimentgesteinsabfolge und dem topographisch oberhalb folgenden Basaltrücken der Fall,
da in diesem Bereich keine bzw. nur sehr geringmächtige Verwitterungsbildungen beobachtet
werden. Auch das Auftreten des eisenreichen Talkminerals (in den Vulkaniten und im
basischen Tuff dieses Bereichs), als Anzeichen für hydrothermale Aktivität, ist an diese
vermutliche Hochzone gebunden.
Neben den Verwitterungsbildungen sind weitere Anzeichen für die Tektonik des Gebietes nur
sehr schwer zu erkennen. Im Gelände konnte keine einzige Störungszone identifiziert werden.
Anzeichen für mögliche/wahrscheinliche Störungen können aus der Topographie abgeleitet
werden. Mit ziemlicher Sicherheit folgt der Quebrada Negra einer, durch eine Störung,
vorgeprägten Erosionsrinne. Diese hier angenommene NNE-SSW Störungsrichtung ist in der
Golfo Dulce Region häufig anzutreffen (MALZER, 2001).
Neben dieser Störungsrichtung konnte anhand der Topographie auch noch eine zweite mehr
oder weniger ENE-WSW streichende Richtung ausgemacht werden (siehe Karte, Abb. 86).
101
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
10
0
eg
ra
T ro pe nstation L a G am ba
Q
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br
ad
a
N
E s qu in as
R a in forest Lo dg e
20
0
N
30
0
M a ß stab 1 :1 00 00
Abb. 86: Gesamtkarte des Untersuchungsgebietes
Legende:
grüner Tuffit (sicher/wahrscheinlich)
basischer Tuff
Sedimente
Basalte
Vulkanitbrekzien
Verwitterungsbildungen der grünen Tuffite (untersuchte/nicht untersuchte Profile)
Verwitterungsbildungen der basischen Tuffe/Vulkanite (untersucht/nicht untersucht)
Störung (vermutet)
102
Geologischer Aufbau im Regenwald der Österreicher
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