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JAHRBUCH DER GEOLOGISCHEN BUNDESANSTALTSONDERBAND 1(IN 2 TEILEN)SERPENTIN- UND
CHROMERZ-GEOLOGIE DER
BALKANHALBINSEL
UND EINES TEILES VON KLEINASIEN
VON

DR. ING. GUSTAV HIESSLEITNERIN GRAZ
MITARBEITER DER GEOLOGISCHEN BUNDESANSTALT IN WIEN

MIT 149 ABBILDUNGEN IM TEXT,
10 ABBILDUNGEN UND KARTEN AUF TAFELN, 3 TABELLEN
UND 37 PHOTOS UND MIKROPHOTOS

1. und 2. TEIL*WIEN 1951/52
EIGENTÜMER, HERAUSGEBER UND VERLEGER: GEOLOGISCHE BUNDESANSTALT, WIEN III, RASUMOFSKYGASSE 23ÖSTERREICHISCHE STAATSDRUCKEREI©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

Der Autor ist für Inhalt und Form des Textes und der Beilagen verantwortlich.
Redaktion des Jahrbuches der G«<dogisclieri Bundesanstalt Dr. H . Küpper.

11.454 51

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Inhalt.
ZWEITER TEIL.
Seite

Die basischen Gesteinsfolgen und Chromerzvorkommen der Balkanhalbinsel und Kleinasiens in Beziehung zu den allgemeinen Fragenihrer Geologie und Bildungsweise.
(Die Inhaltsübersicht vom 1. und 2. Teil im einzelnen ist dem 1. Teil, erschienen
Frühjahr 1951, vorangestellt. Hier folgt die I n h a l t s a n g a b e für den 2. Teil indeutscher Sprache gekürzt, hingegen, am Schlüsse angefügt, in englischer
Sprache d e t a i l l i e r t als „Content" ( = Summary) und mit Seitenzahlen derEinzelabschnitte versehen.)

I. Der geologische Verband der Peridotitserpentine im allgemeinen
II. Bemerkungen zu Petrographie und Magmenkunde derbasischen Chromerz führenden Gesteinsgruppen
III. Chromit, Art und Entstehung der Chromitlagerstätten
IV. Innere Zonengliederung Chromerz führender Peri dotit massive
V. Intrusionsmeehanik und Raumformen, Kontaktmetamorphose und Altersfragen der Chromerz führenden Peridotitserpentine
VI. Peridotit und Chromerz in Tektonik und MetamorphoseVII. Oberflächennahe jüngere bis rezente Mineralum- und Neubildungen in Chromerz führenden Serpentinmassiven
VIII. Zusammenfassender Ausblick in einige Gesamtprobleme derirdischen und kosmischen Peridotit- und Chromerzgeologie...

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Anhang.
Erzvorräte und Entwicklungsaussichten des balkanischen Chromerzbergbaues
Verzeichnis der Textabbildungen, Tafeln und Tabellen des zweiten
TeilesFührer durch das Schrifttum (mit Nachträgen bis 1950)..
In englischer Sprache: Content ( = Summary of the Second P a r t ) . . .
Mineral- und Gesteinsverzeichnis zu den spezifischen Fragen derhier behandelten Serpentin- und Chromerzgeologie (zu2. Teil)
Ortsverzeichnis (zu 1. und 2. Teil)

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NACHTRAGZUR
SPENDERLISTE.
(Siehe 1. Teil.)Bundesministerium für Handel und Wiederaufbau, Oberste Bergbehörde.
Notring der wissenschaftlichen Verbände Österreichs, Wien.
Geologische Bundesanstalt Wien.
Vereinigung Oesterreichischer Industrieller, Wien.
Vereinigte Österreichische Eisen- und Stahlwerke A. G. in Linz a. d. Donau.
Eisenhütte Österreich, Leoben.
Montanwerke Brixlegg GmbH., Brixlegg.
Steirische Magnesit-Industrie A. G., Leoben-Wien.
Hartsteinwerke Preg, Steiermark.
Badische Wolframerz-GmbH., Söllingen.
Gesellschaft für Elektrometallurgie, Düsseldorf.
Rohstoffbetriebe der Vereinigten Stahlwerke in Düsseldorf.
Sieg-Lahn Bergbaugesellschaft mbH., Weilburg/Lahn.

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261

Verzeichnis der Abbildungen im Text, der Tafeln,Tabellen und Photoabbildungen.
(Fortsetzung vom 1. Teil.)
Zweiter Teil.
I.
Seite
109. Profile über den Vodnokamm u n d die untere Treskaschlucht bei Skoplje(Mazedonien)
270
110. Profil Kobilica-Crni Vrh im Schargebirge nördlich Tetovo (Mazedonien) . . 272
111. W-Seite des Korabgebirges (Albanien)272
112. Verrucano und Diabashornsteinschichten über Serpentin des Zlatibor, WestSerbien. (Nach W. H a m m e r )290113. Der Berg Bogoslovac bei Veles, Mazedonien
299
114. W-Hang des Deli J o v a n in Ostserbien
304
II.
115. Primärschollige Peridotitausbildung (Jaschince bei Eaduscha, Mazedonien)
116. Ellipsoidische Peridotitabsonderung (Wafdos auf der Chalkidike)III.
117. Lagerstättenstöcke Chromit im Querschnitt
118. Schlierenplatten Chromit
119. Besondere Erscheinungen an Erzplatten
120. „ E r z s t a u " an Pyroxenit
121. Bronzitit zerteilt und verdrängt noch nicht völlig erstarrte Chromitschliere.. .
122. „Leoparderz"-Texturen
123. Magmatische Chromerzbreccie
124. „Magmatischer Verwurf" aus der Zähflüssigkeitsphase der Chromit- und
Peridotiterstarrung
IV.
125. Zonenkärtchen des Chromerz führenden Peridotitmassivs von Raduscha(Mazedonien)
126. Der magmatische Schichtaufbau des Raduschamassivs im Profil Raduscha
reka — Ravniste (Mazedonien)
127. Ansichtsskizze vom Lagenbau des Raduschamassivs in Mazedonien
128. Der schichtige Aufbau des basischen Halditjokkomassivs in Nordfinnland(nach H a u s e n )129. Profile aus dem Stockwerksbau des Pt-führenden Nishni Tagil Dunitmassivs
im Ural (nach Z a v a r i t s k y und B e t e k h t i n )130. Profile durch den Great Dyke in Südrhodesien nach S t a p p e n b e c k und
Keep)131. Querprofil durch die Merdita in Nordalbanien (nach N o p c s a )132. Schematischer Querschnitt durch die basische Zone von Ormiglia (Chalkidike)133. Der morphologische Anblick der geschichteten Peridotit-Gabbro-Pyroxenitmassen von Wafdos auf der Chalkidike
134. Magmatische Schichtenstockwerke der basischen Gesteinszüge auf der Westchalkidike, mit Andeutung ihrer Synklinalen Bauform
135. Profil durch die Pt-führende Dunitröhre von Mooihoek im Bushveld, Südafrika (nach S c h n e i d e r h ö h n )

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V.
136. Serpentinkontakt-Mineralisationen von Schlaining im Burgenland (Österreich)137. Der basische Intrusivvulkanismus auf der Balkanhalbinsel in seiner Altersstellung zu den sonstigen magmatischen und orogenetischen Hauptgeschehensowie zur Kieselschiefer-Radiolaritformation daselbst
138. Versuch einer Tiefendeutung der Erdkruste im Bereich der Balkanhalbinsel
für die endpaläozoische Zeit,
VI.
139. Chromerzschliere und Schieferung (Fetiler, Ostbulgarien)
140. Metamorphose an kleingeschichteten Peridotitgesteinen von Hadziviran(Sinikli, Ostgriechenland)
141. Prätektonische Granatsprossung in Hüllgesteinen balkanischer Peridotitmassen
142. Aus der „Asbestwand" des Hochgrößen (Oppenberg, Steiermark)VII.
143. Paralleles Ganggeäder von dichtem Magnesit, intern durch Lösungsdruck
gefaltet. (Ormiglia, Chalkidike)144. Endigen einer Magnesitgangspalte in Serpentin nach oben: Kieselkalotte überBlumenkohlmagnesit. (Vouvari auf Mytilene, Griechenland)
145. Magnesitgang mit einseitiger Quellungstextur (Lojane, Mazedonien)
146. Serpentinmassiv mit Magnesit- u n d Limonit-Hornstein-Zone im Altflächenbereich (Veluce, Morawatal in Serbien),147. Verschwemmte, hiebei Erz-angereicherte
Serpentin-Verwitterungskruste(Nickelerztagbau Vlackopolos bei Larymna, Mittelgriechenland)
VIII.
148. Kurve der Schwerkraftanomalien, erklärt durch Niederbeugen der leichten
oberen Erdkruste (nach H . H . H e s s )149. Größenverhältnis Erde u n d Mond. Meerestiefen im Pazifik als fragliche
Siallöcher

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Verzeichnis der Tafeln (Fortsetzung).
I X . Der magrnatische Schichtaufbau der Peridotitmassive von Trout River(Neufundland), Bushveld (Südafrika) und Baduscha (Mazedonien). -— Vergleichende Querprofile.
X. Die bedeutenderen Serpentin- u n d Chromerzgebiete der Erde in ihren Lagebeziehungen innerhalb und außerhalb der kretazisch-tertiären Orogengürteln.
Verzeichnis der Tabellen im Text (Fortsetzung).
Nr. 2: Primäres Platin und seine fallweise Beziehung zu Chromit in basischen
Gesteinskomplexen
362/63
Nr. 3: Übersicht der Metamorphosen an Balkan-Peridotit
496/97
Photoabbildungen.
a) Geologische Landschaft (1—12, enthalten im 1. Teil).
b) Handstückstufen
669
13—18 Verschiedene Chromerztypen (Schlierenplatten-Sprenkelerz, Schlierenplatten-Streifenerz, Strähniges Erz, Leoparderz, negatives Leoparderz,
Chromitovoid mit zweiter Erzschale).
19 Magmatischer Verwurf (Kukes, Albanien).
20 Chromit-Aplitgranit-Breccie (Lojane, Mazedonien).
21 Drusendiopsid in Chromit (Lojane, Mazedonien).
22 Nemalith (Lojane, Mazedonien).
c) Mikrophotos
675
23—37 Dünnschliffbilder und 1 Anschliffbild aus dem Gesteinskreis vonSerpentin u n d Chromit.

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263

ZWEITER TEIL.
Unter den folgenden Abschnitten werden die in den Einzeldarstellungen des ersten
Teiles geschilderten balkanisch-kleinasiatischen Serpentin- u n d Chromerzgebieten n u n
in ihren allgemeinen geologischen Bedingnissen, in ihren gegenseitigen Beziehungen undin Gesamtheit überblickt. Der Portschritt in der Erkenntnis, aber auch die Fülle
verbleibender Fragestellung und Unsicherheit geologischer Beantwortung in der
Serpentinfrage sollen damit hervortreten; zugleich wird versucht, Anschluß zu gewinnen
a n die gleichartigen Probleme der großen Nachbarräume sowie an solche der Serpentinund Chromerzgeologie in weltweiter Betrachtung.
Die Abgrenzung dieser Kapitel untereinander konnte naturgemäß keine allzuscharfe
sein, die Abschnitte sollen nur Rahmen abgeben für besseres Klarstellen der vielfach
verflochtenen Probleme, wobei fallweise leichte Wiederholungen in der Darstellung
besonders in Beziehung zum 1. Teil nicht immer vermeidbar waren.

I. Der geologische Verband der Peridotitserpentine
im allgemeinen.
(Siehe hiezu Tafel VIII.)Die Beobachtungen am p r i m ä r e n geologischen Verband der basischen
Intrusiva des Balkans und Kleinasiens sind von besonderer Bedeutung vor
allem für die Fragen nach Intrusionsalter und Intrusionsmechanik. In derRegel fehlen bei den ultrabasischen Gesteinen jegliche der Feldbeobachtung
unmittelbar zugängliche Kontakterscheinungen. Die tektonische Überarbeitung gerade der Ränder von Peridotitmassen ist häufig eine bedeutende.
Beides erschwert die Schlüsse von dieser Seite her.
Der Verband der Serpentine mit Gesteinen der J u r a - bzw. K r e i d e formation und der noch jüngeren Formationen soll hier im einzelnen nicht
weiter interessieren, es sind zweifelsfrei sekundäre Kontakte, Auflagerung
jüngerer Gesteine auf Serpentin, der durch Abtrag entblößt, diesen Unterlage darbot.
K r e i d e , zumeist fossilführende Oberkreide, breitet sich transgressiv
über Abtragsflächen des Serpentins aus, seine Geröllmassen bereits in ihre
basalen Konglomerate aufnehmend. Das transgressive Auflagern der
Kreide über Serpentin war eine der frühest gewonnenen Feststellungen im
zentralen Balkanraum und ist seit KOSSMAT unbestritten geblieben. Die
Altersgrenze des Serpentins nach oben war damit eingeengt, „ S e r p e n t i n
ä l t e r als K r e i d e " hat aber nicht nur für den zentralen Balkanraum
Gültigkeit, sondern auch, meiner Einsicht und Auffassung nach für d i e
g e s a m t e B a l k a n h a l b i n s e l , und darüber hinaus wohl ebenso für die
Inseln der Ägäis und für Kleinasien. P r i m ä r e r Verband des Serpentins
mit Jura oder Kreide, echte Durchbruchserscheinungen, kommen nachmeiner Einsicht nirgends in Frage.
Was als sogenannte „Apophysen" von Serpentin in jüngere Gesteine,
etwa auch aus dem Eozän Albaniens (NOWACK) [230] beschrieben wurde,haben sich wohl immer wieder als tektonische Einschübe herausgestellt,
die dank der enormen Gleitfähigkeit des Serpentins als oft selbständige©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

264

Späne, nackt, vom ursprünglichen Hüllgestein befreit, bis in jüngste Formationen durchdrangen. Auch in Anatolien gibt es nach meiner Kenntnis
keinen eozänen Serpentin. Was FRECH [319] dort noch als solchen
schildert, weil Serpentine in Flyschgesteinen mit Nummulitenkalk zusammen auftreten, sind zweifellos tektonische Vermengungen. Es ist
bezeichnend, wie in neuerer Zeit v. SEIDLITZ [716], CREUTZBURG [262]
u. a. den Verdacht aussprechen, daß in Serpentin beherbergenden, teilweise
metamorphen Flyschserien auf Rhodos, Cypern, Kreta sehr wahrscheinlichauch paläozoische Elemente Anteil haben.
Auch sogenannte Serpentingänge in nachpaläozoischem Granit z. B.
um Lojane, erwiesen sich als von jüngerem Granit hochgeförderte, von ihm
umschlossene Schollen älteren Serpentins. Im übrigen habe ich bei meinen
langjährigen Aufnahmsarbeiten in Serpentingebieten kaum je echte
Peridotit- bzw. Serpentin, ; gänge" wahrgenommen.
Am Z l a t i b o r in Westserbien (AMPFERER und HAMMER [25]) steigt die Transgression der Kreideschichten bis auf Unterkreide herab, es liegen örtlich Aptychenschichten des Barremien über Serpentin. Requienienkalk der neritischen Unterkreidefacies transgrediert über Serpentin und paläozoische Schichten bei V a l j e v o in Mittelserbien (LOCZY [93, 94]). Am Pastrik bei Prizren in Mazedonien schiebt sich zwischen
Serpentin und den hochaufgetürmten, doch verhältnismäßig ruhig gelagerten KreideKalkbänken und -Mergelbänken nach NOWACK [236] örtlich transgressiv J u r a ein;jurassische Kieselschiefer sind am westlichen O c h r i d s e e u f e r über Serpentin gebreitet.
Die Kreideablagerungen über Peridotit an der b o s n i s c h - w e s t s e r b i s c h e n Grenzesind noch dahin bemerkenswert, daß sie sich neben basalen bunten Konglomeraten mit
reichlich Eisenkiesel, Bohnerzlagen, auch aus eisenreichen Mergeln u n d r o t e n kieseligen
Schiefern zusammensetzen. Die T e n d e n z z u r K i e s e l s c h i e f e r b i l d u n g , schon im
Paläozoikum der Balkanhalbinsel vorhanden, dann in der Serie der mehr oder weniger
tief unter Kreide liegenden Sandstein-Hornstein-Diabas-Gesteine aufs höchste ausgebildet,
erlebt also im J u r a und auch noch in der Kreide eine Wiederkehr.

Die Lagerungsbeziehungen des Peridotits zu T r i a s sind, zumindest im
westserbischem Räume, nicht mehr überall mit voller Sicherheit und klarer
Eindeutigkeit erkennbar. Für m i t t e l t r i a d i s c h e , zumindest aber füro b e r t r i a d i s c h e Kalke, dort als helle fossilführende Riffkalkmassen gekennzeichnet, meist massig und nicht kristallin, ist aus den Lagerungsverhältnissen in der Regel transgressiver oder jüngerer, tektonischer Verband abzuleiten. Das flache Aufruhen solcher Triaskalkschollen unmittelbarüber Serpentin des Zlatibor (AMPFERER [25]), ohne besonders ausgeprägte
Bewegungsspuren, aber auch-ohne zu erwartende Transgressionsanzeichen,wie es Basalkonglomerate bei Vorhandensein von Schichtlücken wären,bietet immerhin ein auffälliges Bild. Beobachtungen an anderen Stellen
wieder lassen an den tektonischen Aufschub solcher Schollen keinen Zweifel,
wie auch t e k t o n i s c h e s U n t e r s c h i e b e n von Trias u n t e r Serpentin im
Triasrahmen des Zlatibormassivs genugsam bekannt ist.
Das Deuten der Lagerungsbeziehungen des Peridotitserpentins zur
u n t e r e n T r i a s — und teilweise vielleicht auch noch zur Mitteltrias, wo
auch für diese die Entwicklung in der Fazies der Sandstein-Hör nsteinFormation angenommen wird—stößt meist auf ungleich größere Schwierigkeiten. Diese bestehen weniger im mazedonischen Raum, wo die Peridotitserpentine fast überall nur in sicher paläozoischen oder noch älteren Gesteinsverbänden auftreten, die sich von Untertrias klar abheben. Anders aber ist
es in Westserbien, Bosnien, Albanien und in den westlichen, Serpentin
führenden Zonen Griechenlands, wo durch die Verbreitung und die Besonderheiten der Sandstein-Diabas-Hornstein-Schichten vermehrte Unsicher-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at265
heit im Feststellen primären Lagerungsverbandes des Serpentins hineingebracht wird.
Schon die F r a g e , welche g e o l o g i s c h e n F e l d b e o b a c h t u n g e n
ü b e r h a u p t z u g u n s t e n des p r i m ä r e n L a g e r u n g s v e r b a n d e s der
S e r p e n t i n e s p r e c h e n , ist vermöge der Eigenart des m a g m a t i s c h e nVerhaltens ultrabasischer Gesteine, aber auch zufolge der Eigenart desspäter daraus e r k a l t e t e n Gesteins, sich bei tektonischer Beanspruchungunschwer so metamorph präparieren zu können, daß eine große tekt o n i s c h e B e w e g l i c h k e i t e r r e i c h t wird, nicht immer leicht und einwandfrei zu beantworten! Das gilt nicht nur für die Serpentine des Balkans
und Kleinasiens. Die Klage ist alt, wohl alle Beobachter, die sich eingehender mit Serpentinfragen beschäftigten, sahen sich vor diese Schwierigkeiten gestellt, KOSSMAT hat sie in seiner Arbeit über den „ophiolithischen
Magmagürtel in den Kettengebirgen des mediterranen Systems" ausdrücklich
hervorgehoben.
Aus der magmatischen Eigenart der Peridotite resultiert der fast völlige
Mangel an Kontaktmetamorphose. Wie spärlich die Kriterien der exogenen
Kontaktmetamorphose bei Ultrabasiten in Erscheinung treten, ist bekannt.
Auch für Balkanserpentine können nur in seltenen Fällen und nicht gerade
immer überzeugend Beobachtungen und Schlüsse dieser Art namhaft
gemacht werden. In einem späteren Abschnitt wird darauf eingegangen; essind vornehmlich Si02-Anhäufungen in der Nachbarschaft der Kontakte,
vielleicht auch Phänomene der Natronmetasomatose und andere. Was als
echte „Frittung" angesehen wird, ist es in den meisten Fällen wohl nicht,
sondern wird mit jüngeren sekundären Erscheinungen verwechselt.
Wird als p r i m ä r e r L a g e r u n g s v e r b a n d eines m a g m a t i s c h e n
G e s t e i n s die Beziehung zu jenen Hüllschichten verstanden, die das flüssige
Gestein während seines Erkaltungsprozesses umgeben haben, so ist auchdann nicht immer volles eindeutiges Feststellen dieser Verbandsverhältnisse
zu erwarten, wenn die Intrusion w ä h r e n d tektonischer Vorgänge stattgefunden hat und das Magma während seiner Erkaltung den Platz wechselt.
Die Größenordnung der basischen Eruptivkörper wird unter diesen
Umständen auch eine Rolle spielen, wie weit endogene und exogene Erscheinungen petrographischer und allgemein geologischer Art für primärenoder annähernd primären Lagerungsverband und für sekundären, tektonischzustande gekommenen Lagerungsverband in Anspruch genommen werden
können. Kleinvorkommen von Ultrabasiten in Form schmaler Gänge oder
Linsen mit frischem Gesteinscharakter, nicht mylonitisiert, selbst wenn die
angrenzenden Schiefer schwächere Bewegungsspuren zeigen sollten, sprecheneher zugunsten von primärem, autochthonem oder relativ primärem Verfestigungsort des Gesteins. Anders können sich die Fragen bei großen, in
Kubikkilometern messenden Gesteinskörpern stellen, die trotz oder dank
tektonisch mitgenommener und metamorphosierter Außenränder im Innern
noch ziemlich frische unversehrte Gesteins- und Mineralgefüge bewahrten.
Bei bedeutendem Ausmaß tektonischer Beanspruchung sind aber wohlauch hier Einfluß auf Gefüge und Mineralisation im Innern der Peridotitmassen nicht ganz ausgebheben und im Dünnschliffbild fallweise ablesbar.
Ein weiteres Hilfsmittel, welches gestatten kann, die Frage der Beziehung von Peridotitmassen zum Hüllgestein zugunsten eines primärenoder relativ primären, wenig ortsveränderten Verbandes des Peridotits zu©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at266

entscheiden, ist die Feststellung des noch intakten magmatischen Innenbauesdesselben, magmatischer Großschichtung, zusammen mit den Erscheinungenvon Kristallisationsdifferentiation sowie Erzsaigerung, mit einem Worte
des N a c h w e i s e s i n n e r e r Z o n e n g l i e d e r u n g . Auch die Ausbildung
einer Amphibolithülle als Glied solcher Erscheinungen reiht sich hier ein.
Das nicht seltene Vorhandensein dieser m a g m a t i s c h e n B a u g e s e t z l i c h k e i t e n der Chromerz führenden basischen Massive haben die vorangehenden Einzeldarstellungen gezeigt, im späteren Abschnitt IV wird übersichtlich nochmals darauf eingegangen. Die C h r o m e r z l a g e r s t ä t t e n
innerhalb eines solchen magmatischen Zonenbaues sind B e s t a n d t e i l e
d i e s e r B a u g e s e t z l i c h k e i t e n . Hier soll nur hervorgehoben werden, daßstärkere tektonische Beanspruchung oder gar Deckenbewegung zur Zerreißung eines magmatisch verschieden aufgegliederten basischen Massivs
durch seine Festigkeitseigenschaften als h e t e r o g e n e s Gebilde führen kann,wie dies in extremer Ausbildung etwa für die Gulemanzone im armenischen
Taurus zutrifft. Anderseits aber bei Intaktsein, Geschlossenheit eines
differenziert aufgebauten basischen Stockwerks eher auf primären oderzumindest annähernd primären Lagerungsverband zu schließen sein wird.
Bei der großen Zahl von Einzeluntersuchungen an Chromitlagerstätten
und Serpentinvorkommen des Balkans zeigte sich mir, daß gerade Peridotitserpentine im Verband mit wahrscheinlich paläozoischen und noch älteren
Serien trotz beträchtlicher tektonischer Einwirkung fast stets etwa vorhanden gewesene Züge innerer magmatischer Zonengliederung noch aufgeprägt tragen; ja auch Andeutungen von eventuellen exogenen Kontaktwirkungen sind am ehesten hier vorzufinden, wie reichliche Quarzdurchtränkung, Quarzdurchaderung der Hüllgesteine, Aufsprossen von Natronhornblende in den Hüllschiefern usw. Im Bereich großer geschlossener
Serpentinmassen, die in der Regel auch tektonisch geringer hergenommen
sind, prägen sich Zeugen dieser Vorgänge meist deutlicher ab als bei Kleinvorkommen; in den als rein tektonische Einschübe zu kennzeichnenden
Serpentinvorkommen fehlen sie gänzlich. Die folgende zusammenfassende Ü b e r s i c h t über die V e r b a n d s v e r h ä l t n i s s e der B a l k a n s e r p e n t i n e , wobei die im wesentlichen fürprimär erachteten herausgestellt werden, befaßt sich zuerst mit dem Verband
zu mäßig kristallinen, in der Hauptsache wohl p a l ä o z o i s c h e n Serien,
zeigt Übergänge p,uf, die einerseits zur Sandstein-Diabas-Hornstein-Serie,anderseits zu Kristallinverbänden führen, läßt die Kennzeichnung des Verbandes zur S a n d s t e i n - D i a b a s - H o r n s t e i n - S e r i e folgen, einschließlich
einer kurzen Betrachtung über die Kieselmassen als solche in Serpentinnähe,
darauf jene des H o c h k r i s t a l l in Verbandes; jeweils sind Bemerke zu denvielen verbleibenden, wichtigen Fragestellungen eingefügt.
Der Serpentinverband mit mäßig kristallinen, z. gr. T. als paläozoisch anzusehenden Cesteinsfolgen.
In den ersten Jahren meiner Beschäftigung mit den basischen Chromerz
führenden Massiven des Balkans bin ich über die mazedonischen und altserbischen Gebiete nicht viel hinausgekommen und solange war ich auchüber ursprünglichen Verband und über Altersstellung der Serpentine wenig
von Zweifel erfüllt. Fast überall sah ich mich bei der Untersuchung der©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at267

Lagerungsverhältnisse dem Verband der Serpentine mit älteren mäßig
kristallinen Gesteinsserien gegenüber, für welche seit den Arbeiten von
F. KOSSMAT [10] paläozoisches Alter wahrscheinlich gemacht und seither
auch durch Fossilfunde da und dort gestützt wurde.
Schon in meiner ersten Studie über die Chromerzführung des Raduschaserpentins (HIESSLEITNER 1931 [63]) habe ich der Auffassung vom Eindringen dieses Peridotits in paläozoische Hüllgesteine und von seinempaläozoischem Alter Raum gegeben und mich auf ähnliche Vorstellungenberufen, welche AMPFERER und HAMMER [25] für den Zlatiborserpentin
gewonnen hatten. Diese Auffassung habe ich zuletzt 1937 [6] wiederholt
und steht mir auch heute am nächsten, wo sich für mich seither ein nochviel weiteres Rund von Chromerz- und Serpentinvorkommen in der eigenen
Beobachtung erschlossen hat.
Die klassischen Untersuchungen von F. KOSSMAT in Mazedonien
haben erstmalig in größerem Überblick Aufklärung über B e s t a n d u n d
V e r b r e i t u n g der a l t e n G e s t e i n s s e r i e n gebracht und die Ähnlichkeit
mit den paläozoischen meist etwas mindermetamorphen Gesteinsgruppen
der Ostalpen hervorgehoben.
Es ist die K a c a n i k - V e l e s s e r i e Mittelmazedoniens, kurz V e l e s s e r i e
von F. KOSSMAT benannt, welche in unmittelbare Nachbarschaft zu den
Serpentinen gerückt ist; ihre mehr minder marmorartigen Kalke undphyllitischen Schiefer als Hauptgestein sind ständige Begleiter vieler
Serpentinmassive. F. v. NOPCSAs Schichtserie des Schar dagh [232, 234]
bei Prizren, bunte seidenglänzende Schiefer und ausgewalzte Porphyroide
einbegreifend, gehört hieher. Die Velesserie, paläozoische bzw. a l t p a l ä o z o i s c h e Gesteine umfassend, ist auf der geologischen Übersichtskarte vonF. KOSSMAT auch als „Schiefer-, Grauwacken-, Marmorserie mit Grünschiefer" bezeichnet worden; sie ist von der ihr unterlagernden höhermetamorphen Glimmerschiefer-Marmorserie, der T r o j a c i s e r i e (KOSSMAT)
nicht immer scharf zu trennen, sondern zeigt Übergänge sowohl in der
stratigraphischen Gliederung als auch in der Metamorphose.
Die V e l e s s e r i e wird von KOSSMAT als älter wie Karbon betrachtet,
von Karbon durch etwas höhere Metamorphose unterschieden. In der Hauptsache wären in ihr Silur und Devon zu vermuten. Zu den Hauptgesteinen,
wechselnd kristallinen, massig bis bankigen Kalken und höher- wie minderphyllitischen Schiefern, vielfach manganfleckig, treten hinzu: Granat und
Albit führende Phyllite, violette Tonschiefer, Quarzphyllite, Serizitquarzite,
Sandstein und Kieselschiefer, gneisartige Arkosen mit groben Glimmerflatschen, ferner Grünschiefer (Plagioklas- und Zoisit-Epidotschiefer),
Quarzporphyre; mit den Marmorzügen, bis mehrere hundert Meter mächtig,
sind auch die Kalkglimmerschiefer, Kalkphyllite und kieselstreifigen
kristallinen Kalke verbunden.
Dem Silur würden vorwiegend Tonschiefer, Quarzite, Grünschiefer,
Porphyroide, Bänderkalke, dem D e v o n Marmor mit wechsellagernden
Phylliten entsprechen (KOSSMAT [86]).
Seit den Arbeiten KOSSMATs ist eine Reihe von F o s s i l f u n d e n aus den der Velesserie zugehörigen oder ihr nahestehenden Gesteinen gemacht worden. I n einem Kalk
der altpaläozoischen T r e p c a - S e r i e am Südrand des Kopaonik, hat Prof. A. BRAMALLLondon (cit. G. WILSON und FORGAN) durch F u n d einer bestimmbaren Koralle S i l u r(Ordovicium) nachgewiesen. G. WILSON [169] hat am Westrand des K o p a o n i k eine©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at268
frühpaläozoische Serie (Duboka- und Suva Rudi ste-Serie: Kalke, Tonschiefer, Phyllite,
unreine Kalke mit Grünschiefer) und eine etwas jüngere paläozoische (tonig und mit
Korallen- u n d Orthocerenkalk sowie konglomeratischen Kalken) unterschieden. I nletztere Serie intrudieren die Serpentine. Crinoidenmarmor inmitten der Phyllitregion
B o s n i e n s sind von F . KATZER [79] erwähnt, Trochitenmarmor vom K o r a b
SW Gostivar h a t G R I P P [52] angeführt. Vom Crni Vrh in der S c h a r p l a n i n a h a t
F. H E R I T S C H [60] Orthoceren u n d Korallen beschrieben und hiefür ein Alter von Siluroder Devon wahrscheinlich gemacht. Ich selbst habe orthocerenverdächtige Querschnittein einem rötlichen Kalk an der Basis der Schedenkalkmasse nächst des Bergbaues Ninika
bei Strpce im oberen Lepenactal, Mazedonien, aufgesammelt. — Es ist bemerkenswert undfür rasche Schlüsse gefährlich, daß auch in der Trias des H a n Bulogtypus Bosniens
Orthoceren- und Crinoidenkalke nicht selten sind, z. B. hellgraue und rote flasrige Orthoceren-Kalke bei Dervent, Südrand des Zlatibor ( A M P F E R E R [25]).

Der Velesserie KOSSMATs entspricht die P h y l l i t s e r i e vonK. OSSWALD [292] auf seinen Kartenblättern Griechisch-Nordmazedoniens.
OSSWALDs Mächtigkeitsangaben sind hoch: die Grünschiefer und die
Quarzit-Phyllitschieferabteilung dieser Serie, dem Devon zugerechnet, wird
mit 3-0 km, die eigentliche Phyllit-Grauwackenabteilung (Devon und ?
Silur) mit 3-5—4 km, die Marmorabteilung mit Phylliten, Silur und
Devon umschließend, mit 08—2-5 km bezeichnet. Somit würde die gesamte S c h i c h t s t ä r k e der a l t p a l ä o z o i s c h e n G e o s y n k l i n a l e 7-8
bis 9 km betragen.
Die nordgriechische P a i k o n s e r i e K. OSSWALDs, im Paikongebirge SO
des Dudicegebirgskammes vertreten, wird ebenfalls als Paläozoikum
betrachtet; sie gleicht mit ihren mächtigen (1000 m) massigen, weißen
Marmoren an der Basis und darüber liegenden Phylliten, Knotenphylliten
und Grünschiefern in einigem dem Schedenkalk des mittleren Vardar und den
darüber befindlichen, unter den Raduschaserpentin tauchenden Phylliten,
Grünschiefern und kristallinen Kalken.
Der metamorphe Charakter des Altpaläozoikums im zentralen Teil der
Balkanhalbinsel bringt es mit sich, daß Fossilfunde spärlich zuwachsen und
die Serienzugehörigkeit auch in Zukunft weitgehend sich auf petrographischstratigraphischen Analogien stützen muß.
Wird Umschau gehalten nach paläontologisch besser fundiertem Altpaläozoikum der unmittelbaren Nachbarräume — auf die Vergleichs möglichkeit mit den östlichen Zentralalpen wurde bereits von KOSSMAT [86]hingewiesen — so gewinnt unter anderen der Vergleich mit dem seit langem
bekannten A l t p a l ä o z o i k u m des B o s p o r u s g e b i e t e s Interesse, dennauch dort dringen, im engen örtlichen Bereich, zwar nicht ultrabasische
Gesteine doch eine größere Anzahl h o c h b a s i s c h e r Diabasgänge hoch.
Gestützt auf eine Reihe älterer Arbeiten lassen die neueren Untersuchungen vonW. PAECKELMANN 1938 [342] eine geschlossene stratigraphisohe Gliederung vonObersilur bis Oberdevon überblicken. Eine kalkige Fazies besteht neben einer sandigschiefrig-kieselig-quarzitisehen Fazies. O b e r s i l u r und u n t e r e s U n t e r d e v o n sind in
Bithynienz. T. in einer mächtigen Quarzitfolge abgelagertem oberen Unterdevon greift die
Kalkfazies z. T. auch auf die Grauwacken-Schiefer-Gesteine über; im M i t t e l - u n d O b e r d e v o n gehen K i e s e l s c h i e f e r mit Kalken, Plattenkalk und Nierenkalk, zusammen; nachoben alles in Grauwacken, Grauwackensohiefer, Tonschiefer und Konglomerate derThrazischen Serie mündend. — Die d i a b a s a r t i g e n Gänge, von H . U D L U F T [256] imbesonderen untersucht, durchbrechen die silurischen Quarzite u n d werden für jungmitteldevonisch oder oberdsvonisch gehalten.
Vergleichend ist bemerkenswert, daß auch in Mazedonien die K i e s e l s c h i e f e r d e r
V e l e s s e r i e einer verhältnismäßig hohen Abteilung des Altpaläozoikum3 anzugehören

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scheinen. Echte Verzahnung kalkig-schiefriger Fazies ist etwa im Profil von Orasje (Abb. 5)
trotz stärkerer Metamorphose und Tektonik einwandfrei erkennbar; anderseits scheinender Bosporusserie die l a g e r a r t i g e n Grünsehiefer-Zwischenpackungen zu fehlen.

A l t p a l ä o z o i k u m in B u l g a r i e n ist seit langem fossilführend aus dem
westlichen Abschnitt der Balkankette im N von Sofia bekannt, dochkommt es mit basischen Gesteinen kaum in Berührung. Im paläozoischen
Kern der Balkankette östlich des Iskerdurchbruches findet sich auf dergeologischen Übersichtskarte von St. BONCHEFF [201 b] inmitten paläozoischer Ausscheidungen ein einziges Mal die Signatur für Serpentin oder
Grünschiefer.
E . H A B E R F E L N E R , der 1930 über die paläozoischen Schichten NW-Bulgariens
eine Zusammenfassung [205] unter ausgiebigem Hinweis auf die ältere, besonders
bulgarische Literatur brachte u n d damit letztere auch dem deutschsprachigem Lesernäherrückte, sieht sich im Paläozoikum des zentralen Balkangebirges N W Sofia nirgends
basischen Durchbruchsgesteinen gegenüber. Die Schichtfolge wird von ihm angegeben:
U n t e r s i l u r (Caradoe) vermutet, nicht paläontologisch belegt, als gelbbraune tonigmergelige Sedimente. O b e r s i l u r als graptolithenführende Kieselschiefer, gebänderte
Lydite und kieselige Tonschiefer in leicht phyllitischer Metamorphose, stark gestört.
Darüber U n t e r k a r b o n fossilleer, als schwärzliche Schiefer, Sandsteine und Kalke.
O b e r k a r b o n in der unteren Abteilung unproduktiv, schwarze Schiefer, Sandsteine undKalke; in der oberen Abteilung schwarze Schiefer und helle Sandsteine, Konglomerate
und Anthrazitflöze. Die P e r m o t r i a s konkordant! mit Karbon — ähnlich wie in Serbien
und Mazedonien — helle Quarzite, Quarzsandsteine, Quarzkonglomerat, darüber rote
Quarzsandsteine, grob, mit Kreuzschichtung, schließlich nach oben feinkörniger und infossilführende z. T. kalkige Obere Werfener Schichten übergehend.

Hier sei der Platz, um die K a l k m a s s e n n a c h T y p u s des S c h e d e n k a l k e s bei R a d u s c h a in Mazedonien auch in den Kreis der allgemeinen
Betrachtung zu rücken: diese Kalke haben in der Serpentingeologie Mazedoniens als Stockwerk unter Serpentin, von paläozoischen Schiefern begleitet,eine bedeutsame Rolle inne. Die Probleme dieser Kalkbildungen weisenauch noch weit über diesen Raum hinaus, vor allem nach S und 0 , woähnliche Kalkbildungen sich wiederholen.
Die Kalke des Schedengebirges bei Raduscha (Abb. 2) fanden in derEinzeldarstellung des Raduscharevieres eine vorläufige Erörterung; es sindmeist einförmige, helle mittelkörnige, massig kristalline, undeutlich odernicht gebankte Kalke, selten dolomitisch, am Scheden selbst wohl in ziemlich flacher Lagerung, aus der eine Mächtigkeit von mindestens 1000 bis
1500 m abgeleitet werden kann.
Schieferzwischenlagen sind im Innern der Kalkmasse höchst selten,
erst in Annäherung an das Hangend mehren sich Schiefereinschlüsse. Die
Kalke und dolomitischen Kalke der Kernmasse selbst sind rein, meist frei
von Ton- und Kieselbeimengungen, wie sie den Außenrändern und besonders
Kalken der Velesserie häufiger eigen sind. Die Schedenkalke tauchen, wenngleich unter Anzeichen von Störungen, u n t e r die Serpentine des Raduschamassivs; zwischen Serpentin und Schedenkalk schiebt sich eine verhältnismäßig schmale Zone von massig bis schiefrigen, oft etwas kieselstreifigen
Kalken, Phylliten, Sandsteinen, Grünschiefern und vereinzelt Quarzporphyren ein, die Velesserie ausmachend. Hangend der Schedenkalke undLiegend der Velesserie weisen auf stratigraphische Verknüpfung der beiden
hin. In dem klassischen Profil von P. KOSSMAT [10] kommen die grundsätzlichen Lagerungsverhältnisse bei Raduscha bereits in Klarheit zum
Ausdruck.

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270
Nord

V

SäfS.

ca 1000m^

Süd

Abb. 109. Profil über den Vodnokamm und die untere Treskaschlucht (Stausee) bei Skoplje.
Alter, voralpidisch-dinarischer Faltenbau mit O-W-Achse in der tieferen Velesserie(Übergang Trojaciserie).
K = massige bis bänderige kristalline Kalke, hell und dunkel, auch rötlich, z. T. mit
Kalkspatsprossung, häufig Glimmer auf den Sehiohtfläehen; wo mäßiger kristallin dem
Sehedentyp ähnlich; GIK = Glimmerkalk, seh = ehloritische und serizitische Kalkschiefer, z. T. auch phyllitische und quarzitische Schiefer, in Wechselverband mit Kalk,
Chi = Albitchloritschiefer (Grünschiefer), Te = Jungteriäre Beckenfüllung.

Die steil niedersetzende N - F l a n k e des OW-streichenden Gewölbes der
kristallinen K a l k e mit Schieferzwischenlagen a m Ausgang der Treskaschlucht bei Skoplje würde zu den in der Tiefe begrabenen Serpentinmassen
des eingebrochenen Skopljer Beckens etwa dieselbe Lage einnehmen, wie
der Schedenkalk gegenüber dem Raduschaserpentin.
F . KOSSMAT h a t für die Kalkmassen nach Schedentypus Triasalter verm u t e t , sie schließlich auch als m e t a m o r p h e Trias in seine so ausgezeichnete
geologische Übersichtskarte von Innermazedonien [10] eingezeichnet. Z u m
Schedentypus gerechnet werden von ihm auch die Kalkmassen des Ljuboten,
die kristallinen Kalkberge bei Prizren, gegen S u n d SO von R a d u s c h a die
Kalke u n d Marmore der J a k u p i c a , Suha gora, des K o r a b u n d andere.
Eine objektive Stütze k o n n t e KOSSMAT für seine Triasauffassung allerdings
nicht erbringen. Sein geniales K o n z e p t vom geologischen Aufbau Mazedoniens lockte ihn wohl, versucht durch seinen Spürsinn als gewiegter Alpentektoniker, auf diese F ä h r t e . Ungeachtet der Stellung zur Altersfrage, die
bei nachfolgenden Geologen mehr Widerspruch als Zustimmung begegnet,
war aber die richtige Zusammenfassung aller dieser Kalkmassen zu einem
einheitlichen geologischen Gebilde ein bedeutsamer Fortschritt.
I n der T a t scheinen fürs erste diese Kalkmassen in ihrer inneren Geschlossenheit u n d bei dem relativ mäßigen Grad von Metamorphose als
etwas Besonderes zwischen den Schiefer-Kalkmassen der mehr bewegten
Veleszone u n d den B ä n d e r m a r m o r e n in der Hochkristallinserie des pelagonischen Kernmassivs zu stehen. Schon im H a n d s t ü c k aus dem Gebietevon Raduscha, noch besser im Dünnschliff, zeigt sich der Unterschied im
Gefüge: hier nahezu richtungslos mittelkörniges Calzitgefüge des Schedenkalkes, nach erfolgter Kristallisation von Durchbewegung k a u m mehrb e r ü h r t ; auf der anderen Seite meist striemige, streifige, feinkörnige K a l k e
der Velesserie, im Dünnschliffbild Durchbewegung, zumindest paratektonische Kristallisation verratend. Freilich bestehen auch Ü b e r g ä n g e ,wie ü b e r h a u p t für die Velesserie u n d die ihr verwandten Schichtglieder eine
„fluktuierende Metamorphose", dort stärkere, d a schwächere Durchbewegung u n d Umbildung, überaus bezeichnend sein kann, auch von
KOSSMAT a n e r k a n n t wird.

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271
Bereits NOPCSA h a t die Auffassung K o s s m a t s v o m Triasalter der
Schedenkalke nicht geteilt und diese Kalke ins Paläozoikum verwiesen. Auchjugoslavische Geologen, L U K O V I Ö , TUCAN, MALACHOV u. a. schlössen
sich der Auffassung Kossmats nicht an, sondern sehen in den Schedenkalkenviel ältere Absatzgesteine. Ich selbst h a b e mich in allen früheren Arbeiten
für ein paläozoisches Alter der Schedenkalke ausgesprochen u n d fand michdarin später durch F u n d e orthocerenverdächtiger
Querschnitte inmarmorisierten rötlichen Kalken nächst Bergbau Ninika bei Strpc? imoberen Lepenactal b e s t ä r k t ; diese Kalke liegen an der Basis des Schedenkalkzuges, der v o m Gipfel des Ljuboten in die Kalk-Marmormassen bei
Prizren einstreicht, u n d unterteufen die Serpentinschollen von Jezerina.
Angesichts der Schedenkalke stand mir eine gewisse Ähnlichkeit, sowohl in stratigraphischer als auch in tektonischer Stellung mit dem devonen Sehöekelkalk des Grazer
Paläozoikums oft vor Augen; allerdings ist S e h ö e k e l k a l k vorwiegend Bänderkalk,nicht Massenkalk, Riffkalk, wie jener des Scheden, der überdies die Neigung besitzt
zur Ausbildung dolomitischer Abarten, was für Sehöekelkalk nur ausnahmsweise zutrifft.
Aber auch Kalktypen der Velesserie kommen an Schöckelkalktypus heran.

Vom Scheden ziehen die kristallinen Kalkmassen, den Vardar nach Nüberschreitend u n d das Serpentinmassiv von Raduscha an seinem W - R a n dumfassend, gegen den Gipfel des Ljuboten (2496); von hier mit kurzer
Unterbrechung durch Erosion ins obere Lepenactal, wo sie sich mit den
Kalkmarmorbergen im 0 von Prizren vereinen.
Südlich von Prizren sind auf der KOSSMATschen Übersichtskarte vonInnermazedonien die kristallinen K a l k e n a c h Schedentypus mit den Kalkzügen des Hochgebirges K o r i t n i k u n d G a l i c a L u m e s a n der albanischmazedonischen Grenze zusammengezogen. Dies ist gewiß irrtümlich u n dwohl nur dem damals noch unzureichenden Begehungsnetz zuzuschreiben,
von E. N O W A C K [243] später richtiggestellt. Der Koritnik ist sicheres,
wenig metamorphes Triasgebirge. Nirgends befällt Zweifel, daß m a n sichdort in Triaskalken befindet, sind auch nicht immer gleich Fossilien zur
H a n d . W e n n m a n von Kukes in Nordalbanien durch die Lumesschlucht indieses Gebirge eintritt, wird die kalkige Triasschichtfolge in nicht höher
metamorpher Fazies, als etwa den albanisch-montenegrinischen Kalkalpen eigen, durchquert. Diese sichere Trias des Koritnik, im 0 mittels
Verrucanokonglomeraten auf Kristallin aufruhend, grenzt a m W - R a n d
mit bedeutender Störung, dem D r i m b r u c h nach NOPCSA, a n die vonpaläozoischen Gesteinen begleiteten nordalbanischen Serpentinmassen.
Derselbe paläozoische Aufbruch t r e n n t aber auch die Trias des Koritnik
von den kristallinen Kalkmassen des Berglandes östlich Prizren.
Dem B a u d e s S c h a r g e b i r g e s zwischen Ljuboten u n d K o r a b , das den Raduschaserpentin vom Jezermaserpentin tektonisch trennt, scheinen in reichem Maße Strukturlinien
der v o r m e s o z o i s c h e n O r o g e n e s e zugrunde zu liegen. Für die Entzifferung des Baues
reichen meine eigenen kleinen Kartierungsausschnitte, die noch dazu am Rande des Gebirges
liegen, nicht aus. Von den geplanten Begehungen konnten letzten Endes nur ein geringer
Teil derselben ausgeführt werden. Über den A u f b a u v o n L j u b o t e n und K o b i l i c awurden im Abschnitt über das Raduschamassiv Angaben gemacht, Profile sind in Abb. 10
und 110 vorgelegt. I m Bereich der Kobilioa ließ sich eine bedeutsame Überschiebung
feststellen, die eine grobkörnige Gneismasse mit aufliegender metamorpher Schiefer Sandstein-Kalkserie von paläozoischem Habitus über den Gipfelkalk der Kobilica schob.
Der helle massige Gipfelkalk ist solcher nach Schedentyp. Dem hangenden Teil dermetamorphen Serie gehören zwischen Crni Vrh (2584) und Konjunska (2481) jene dunkelgrauen bis blaugrauen kristallinen Kalke an, mit erhaltenen Orthoceren und Korallen^
die zufolge der Fossiluntersuchung von F . H E R I T S C H [59] sicher altpaläozoisch, dem©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at272
Silur oder Devon zuzurechnen sind, sie liegen durch Sandsteinschiefer getrennt, übereinem schmalen Zug von hellem massigem Kalk nach Schedentyp, der bei Vejce in dermetamorphen Schiefer-Sandsteinserie steckt. Fossilien wurden in diesem Kalkzug, dersich mäßig kristallin erweist, trotz eifrigen Suchens nicht gefunden.
SW
Kobilla 252t>mNO.
Crni Vrh 258tm

Abb. 110. Profile aus dem Gebirge Scharplanina nördlich Tetovo (Mazedonien).
K1 ( = K%'!) = Kobilicakalk, graublau, feinkristallin, etwas sehjefrig, Gn = Orthogneis;
Ki = Kieselkalk; E — Epidotfels; ph = phyllitische Schiefer, sei = sandig, qu = quarzitisch, cht — chloritisch; Sph = Serizitphyllit, ph gl = phyllitische Glimmerschiefer;
KK = Kristalline Kalke i. a., K% = Kalk von Vejce (altpaläoz. ?), M = Marmor,
Grü = Grünschiefer; Qu = verquarzte Porphyre des Crni Vrh.
Dem paläozoischen Bauglied des Crni Vrh im Scharkamm folgt weiter nach NO,über die Jezerskospitze (2406) hinaus, wieder ein altkristalliner Abschnitt mit Paragneisen,
eingelagerten Schiefermarmoren und Amphibolit, chloritischen und anderen Schiefern,welche Serie bis an die Schedenkalkmasse des Ljubotengipfels heranreicht.
F ü r den Abschnitt im Scharkamm von der Kobilica nach SW bis zum Korab fallen
die Einzelangaben noch dürftiger aus. I m Aufstieg über die Popova Schapka West
Tetovo zum Hochgebirgskamm werden phyllitische Schiefer, Grünschiefer und kristalline
Marmorbänke gequert, sie gehören wohl zur Serie des Kobilicakalkes. Weitere geschlossene
Kalkmassen nehmen gegen S den Gipfelkamm ein.

Abb. 111. Die Westseite des Korabgebirges (2700 m), an der albanisch-mazedonischen
Grenze. Gesehen von Serroy bei Kukes nach SO.
Marmor kieselstreifig, Dolomit, Schiefer und Kieselschiefer, Serpentin; flache bis steile
Lagerung.
Über den K o r a b h a t K. G R I P P [52] Angaben veröffentlicht; eine Auflösung desnach G R I P P s Meinung dort herrschenden komplizierten Gebirgsbaues konnte dereinmalige Besuch freilich nicht erbringen. Am Gebirgsaufbau nehmen Serpentin, Radiolarien führende Kieselschiefer, Kalkphyllite von flasriger Beschaffenheit, graue Schiefer,©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at273
Tuffe und häufige Diabaszwischenschaltungen teil. Der Gipfel des Korab (2660 m) wird
aus verhältnismäßig flachgelagertem kieselschiefrigem Marmor und Dolomit sowie
dunklen Schiefern gebildet. I m großen und ganzen scheint sich das Bild der Velesserie
in Hochgebirgslage zu wiederholen. Ob die Kieselschiefer zu dieser oder zur eigentlichen
Diabas-Hornstein-Serie zu rechnen sind, bedarf wohl noch der Prüfung. Ein von G R I P P
erwähntes Konglomerat mit Diabas- und Tuff brocken ließe allerdings, sofern es sich nicht
doch u m eine Durchbruchsbreccie handelt, eher auf Diabas-Hornstein-Serie schließen,
brauchte aber auch der Velesserie nicht fremd zu sein. (Leider wurde bisher vernachlässigt, die Kieselschiefer und Lydite auch der paläozoischen Serie der Balkanhalbinsel
nach Radiolarieninhalt zu untersuchen.)Aufschlüsse von Trochitenmarmor, mit Phylliten verknüpft, in den Schieferbergenöstlich des Korab, die von der Radikaschlucht durchschnitten werden, haben G R I P P an
starke Beteiligung von Permokarbon gemahnt, in Analogie zu permokarbonen Crinoidenkalken Bosniens (KATZER) und Nordalbaniens (NOPCSA).

Di 3 Fortsetzung der Kalkmassen des Schedengebirges gegen S stößt
an die .Kalkmarmor-Schiefer-Antiklinale, welche im OW-Streichen vom
Vodno bei Skoplje über die Treska den N-Rand des Jakupica-SuhagoraBerglandes einnimmt. Eine Trennung der Schedenkalkmarmore von jenen
derSuha gora, die an der Paßhöhe zwischen Skoplj er und Tetovoer Becken
aneinander stoßen, ist schon nach den Beobachtungen von GRIPP nicht
ersichtlich. Die geologische Kartenaufnahme des Porecgebietes durch
A. MALACHOW [102] hat erneut dargetan, daß es sich bei Scheden,
Jakupica und Suha gora um ein einheitliches großes Kalkmassiv handelt.
A. MALACHOW hat in seiner Arbeit gezeigt, daß die kalkigen und dolomitischen
Marmormassen der Jakupiea-Suha gora-Berge entweder unmittelbar auf Gneis aufruhen
oder vermittels prasinitischer Grünschiefer und phyllitischer Gesteine Gneis überlagern;vereinzelt erscheinen auch Schiefer gleicher Art inmitten der Kalkmassen. Allerdings
möchte MALACHOW die Prasinite zum Altkristallin, bzw. Hochkristallin, die phyllitischen
Schiefer, Chloritschiefer, Albitphyllite, dunkelgrauen Schiefer, wohl aber auch noch
Glimmerschiefer usw. zusammen mit den mächtigen kristallinen Kalken und Dolomiten
einer altpaläozoischen Serie einreihen. E s ist nun auffallend, daß die MALACHOWschen
Aufnahmen häufig eine starke Mylonitisierung des Gneises an seiner Grenze zu den
Schiefer- und Kalkgesteinen feststellen und auch kartenmäßig zum Ausdruck bringen.
Demnach wäre dies als Anzeichen stärkerer Differentialbewegung zwischen höher undgeringer metamorphen Kristallinserie zu deuten ? Anderseits beobachtet F . TU CAN[163, 166] an der Ostseite der Jakupica richtige Übergänge des Kristallins zu Marmor
bppw. Übergänge von Epidotgneis in Kalkmarmorschiefer; auch Calzitamphibolit ist
bemerkenswert.
Nach eigener Einsicht erscheint es mir wahrscheinlicher, daß die Prasinite, zu welcher
Serie wohl auch die Glaukophanschiefer zu rechnen sind, noch zur phyllitischen Schiefer^und Marmorserie zu stellen sind. Gerade die G l a u k o p h a n s c h i e f e r , einem höheren
Niveau innerhalb der Serie eigen, sind weit verbreitet. Zu dem schon lange bekannten
Vorkommen von Glaukophangesteinen am Vodno bei Skoplje, geologisch von KOSSMAT,
mineralogisch als Crossit zuletzt von N I K I T I N und K L E M E N [112] beschrieben, sindneue Fundorte hinzugekommen. K. G R I P P [52] h a t Glaukophanschiefer in der Schieferunterlage der Suha gora-Marmore O-Gostivar festgestellt. Inmitten der Sehedenkalke
am rechten Vardarufer bei der Station Orasje nächst Raduscha fand ich eigenartige
metamorphe Sandsteinschiefer mit blauer Hornblende. (S. a. MACHATSCHKI, [101].)

Für die Schieferserie der Suhagora-Jakupica gibt A. MALACHOW die
Mächtigkeit von mindest 1000 m an, er betont die ununterbrochene Sedimentationsfolge der Schiefer- und Kalkserie (zu der meines Erachtens auchnoch die Prasinite gehören). Konkordanz, sedimentäre Wechsellagerung,
Einschlüsse von Gesteinen der Schieferserie in Marmore und umgekehrt
sind hiefür Beweise.
In der Serie der Schiefer und Marmore nach Schedentyp, auch die
Trojaciserie darin zum Teil vertretend, steht wohl die metamorphe Schichtfolge der zeitlich und räumlich gewaltig ausgedehnten a l g o n k i s c h - f r ü h -©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at274
p a l ä o z o i s c h e n G e o s y n k l i n a l e vor Augen, von der mittel- bis spätpaläozoischen Velesserie anscheinend durch keine einschneidende Diskordanz
getrennt. Auch die Metamorphose weist von den tieferen Abteilungen nachoben im allgemeinen keinen H i a t u s , häufig Übergänge auf, Meso- u n d
Epizone nähern sich überdies in der Grünschieferfazies.
Die Einzelgliederung dieser alten Schiefer-Marmorserie steckt freilich
noch in den Anfängen, verspricht aber durch weitere Detailaufnahmentrotz Abwesenheit eines bestimmbaren Fossilinhaltes wesentlichen Fortschritt in der Erkenntnis der Sedimentation u n d des Gebirgsbaues. Schon
A. M A L A C H O W h a t versucht, eine Trennung nach Marmor- u n d Dolomitmassen vorzunehmen. F . TUÖAN [166] h a t petrographische u n d chemische
Einzelheiten über die Karbonatgesteine der J a k u p i c a gebracht, die Dolomite
halten nach seinen Analysen bis 3 5 % M g C 0 3 ; Kalksteine zeichnen sich durch
weiße F a r b e u n d grobes Korn, Dolomite durch aschgraue F a r b e unti feines
bis dichtes Korngefüge aus.
Vermutlich bildet sich in den so großartig ausgedehnten Schiefer- und Marmormassen
ein primär-stratigraphischer Stockwerksbau ab, der durch die spätere tektonische
Zerstückelung in eigenbewegte Blöcke und Schollen nicht mehr in raschem Überblickdurchsichtig hervortritt, so daß die kristallinen Schedenkalke doch einer etwas höheren
Abteilung entsprechen könnten als die dem kristallinen Grundgebirge unmittelbar auflagernden Jakupica-Marmore oder die bunten Schiefermarmore von Gostivar. Albitphyllitzonen, Glaukophanschieferschichten können u. a. für eine Stockwerkshorizontierung
dienen. Überdies sind unter den Marmoren und Dolomitmarmoren solche verschiedenen
Gefüges und verschiedener Farben herauszuschälen, brecciöse und konglomeratische
Schichthorizonte unter ihnen werden öfters genannt und können für interne Diskordanzen
und Schiohthorizontierung herangezogen werden. Auf brecciöse Marmorbildungen
Mazedoniens macht L. MARIO [106] aus der Gegend von Prilep aufmerksam. O. W E L T E R[902] aus dem Gebiet der Cerna; H I E S S L E I T N E R [6] fand einen Brecciengneiszug an
Basis der Kalkphyllite und Kalkmarmore von Alchar-Rozden.

Nicht überall ist in den bisherigen Arbeiten schon ersichtlich, wie weit
die Scheidung der in den Paragneisen des Hochkristallins eingeschlossenen
hochmarmorisierten Kalken von jener etwas jüngeren algonkischfrüh-paläozoischen
Marmorserie durchgeführt u n d durchführbar
ist.
K. OSSWALDs Aufnahmen in Griechisch-Nordmazedonien ziehen dte
Grenzen schon schärfer; der ältesten kristallinen Serie, Basalserie E nach
OSSWALD mit B r e c c i e n g n e i s e n u n d Marmoren liegt die eigentliche
M a r m o r s e r i e F auf, in der Moglena 1-5 km, in Ostmazedonien 5-5—7 fem,
mächtig, unter Einschaltung von Marmorglimmerschiefern,
QuarzSerizit-Phyllit, G e r ö l l m a r m o r e n und wenig oder keinen Amphibolit. N u r
in Ostmazedonien liegen über der Marmorserie F , diese normal überlagernd,
die Glimmerschiefer-Amphibolitgruppe G u n d Schiefer-Marmorserie H ,beide von OSSWALD als mögliches K a m b r i u m betrachtet.
Noch weiter nach S u n d O nehmen die Sedimente der algonkisch-frühpaläozoischen Geosynklinale vor allem in F o r m gewaltig aufgetürmter
Marmormassen breiten R a u m ein. I n Griechenland u n d auf den Inseln derÄgäis wurde zwar seit N E U M A Y E R , überwältigt von den damals neuerstandenen Erkenntnissen metamorpher Gesteinsumprägungen im Gefolge
der Tektonik, allzu ausgiebig Marmor und kristalline K a l k e als metamorphes
Mesozoikum ausgegeben u n d erst allmählich vollzieht sich die Rückführung
auf das richtige Maß. I n der Regel sind es doch nur die nicht oder schwach
kristallinen Kalke, welche sich, besonders durch die Bemühungen von
R E N Z , als sicheres Mesozoikum, noch fossilführend erwiesen. Die höher©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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m e t a m o r p h e n Kalkmassen bleiben in ihrer Altersstellung weiterhin fraglich,
es sei denn, d a ß nach K O B E R s Vorgang in A t t i k a eine rein großtektonische
Betrachtungsweise Platz greift u n d solche Gesteine fallweise den „Metam o r p h i d e n " oder tief begrabenen „penninischen Decken", zugeordnet
werden, wobei mehr weniger mesozoisches Alter unterlegt wurde.
E s scheint mir aber doch aus eigenen Einsichten — dies gilt insbesonderea u c h für Mazedonien u n d den Fragenkomplex der Schedenmarmore — als
ob Anzeichen für einen weitgespannten mesozoischen Deckenbau mit großen
Schubweiten in viel geringerem Maße in diesen R ä u m e n vertreten wären
als jene Anzeichen, die, aus einer Vielfalt von Beobachtungen, Vergleichenu n d Schlüssen verschiedener Beobachter zusammengetragen, für eine stratigraphisch alte, ziemlich autochthone Serie sprechen. Dies gilt auch in Übereinstimmung mit den von OSSWALD dargestellten Erkenntnissen fürGriechenland, wohl auch weiter für den B a u der Marmorgebirge desRhodopeabfalles in Thrazien u n d Bulgarien u n d über die Inseln weiter nach
Kleinasien. Überall befinden sich diese Marmormassen n a h e zu einem alten
kristallinen Grundgebirgshorizont u n d h a b e n paläozoische Gesteinsseriennicht weit von ihrem Dach.
W. PETRASCHECK [880] glaubt allerdings im Grundgebirge der O s t r h o d o p e ,an welchem Leptite (feinkörnige metamorphe Gesteine meist vulkanischen Ursprungs)
reichlich Anteil haben, einen großtektonischen Deckenbau, eine überschobene „Marmordecke" zu erkennen.

Mit der ausführlichen E r ö r t e r u n g der Schedenkalkmasse u n d ihrer
Begleitgesteine wurde bereits ein Vorgriff gemacht auf jene Gesteinsserie,
die KOSSMAT als T r o j a c i - S e r i e bezeichnet h a t , nach den guten Aufschlüssen bei Trojaci näher zum 0 - R a n d des pelagonischen Massivs als
Veles, das ungefähr im gleichen Querprofil liegt. Die Kalke nach Schedent y p nehmen eine vermittelnde Stellung zwischen paläozoischer Velesserie
u n d Trojaciserie ein, teils gehen sie in der Trojaciserie u n t e r .
Bereits KOSSMAT sieht die Trojaciserie als vorpaläozoisch, algonkischa n ; sie stellt jene hochkristalline Sedimentserie dar, die z. T. schon aus
den Verbandsverhältnissen des Schedenkalkes geschildert w u r d e : Glimmerschiefer, Amphibolite, Glaukophanschiefer, Cippolinlagen, Kalkphyllite,
Kalkglimmerschiefer und Marmormassen.
Quarzitische Gesteine sind.ihr im allgemeinen fremd. Die Trojaciserie n i m m t gewissermaßen den
Platz der äußeren Schieferhülle für den paläozoischen Prilepgranit ein.
Die Serpentine der Umgebung von Trojaci halten sich nach M A R l C[106] ungefähr an der Grenze zwischen Trojaciserie u n d Velesserie.
I n tektonischer Hinsicht verhält sich die Trojaciserie vermöge, ihrer
tieferen raumbeengteren Lage u n d der versteifenden dicken Marmortafeln sperriger als die Velesserie, Block- u n d Schollenbildung bevorzugend.
Anders die Velesserie, deren Schief er anteil u n d geringer mächtige Kalklagen eine größere Bewegung u n d Durchbewegung begünstigten.
J u n g p a l ä o z o i k u m . Diskordanz des K a r b o n s zu den älteren Serien
ist nicht immer ausgeprägt; m a n c h m a l bestehen nur unsichere Atideutungeneiner solchen. Häufig h e b t sich K a r b o n durch eine geringere Metamorphosevon den altpaläozoischen Serien ab, doch können Unterschiede solcher
Art auch völlig verwischt sein.

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In Mazedonien hat Jungpaläozoikum vor allem westlich des pelagonischen
Massivs Verbreitung. „Dunkle, oft sametschwarze, bei Verwitterungausbleichende, dünnspaltende Tonschiefer mit feinglimmerigen Schichtflächen, graue, glimmerige Quarzsandsteine und Quarzite sind die tonangebenden Gesteine. Einlagerungen von harten, oft stark gepreßten
Quarzkonglomeraten lassen sich häufig feststellen ( K o s s m a t ) " .
Vermutlich ist aber da und dann auch in der Velesserie, unter etwas
höherer Metamorphose verdeckt, Karbon verborgen. Graphitische Schiefer,z. T. auch Konglomerathorizonte innerhalb breiter, oft sandiger Phyllitentwicklung wären solche Anzeichen. Durchbrüche von Porphyr, Quarzkeratophyr dürften beiden Serien zukommen.
Aber auch wenig metamorphes Karbon am O-Rand des pelagonischen
Massivs ist verzeichnet: K. OSSWALD führt einen Karbonschieferstreifen
westlich des D o i r a n s e e s bei Bogdanci an, Glimmer führende Tonschiefer
und bunte Sandsteine mit einem Steinkohlenflöz innerhalb fast nicht mehr
metamorpher Mergelschiefer. Die dort mit Kreideschichten zum Verwechseln ähnliche mergelige Ausbildung des Karbons wird von K. OSSWALD
hervorgehoben, der auch für die Kalkschiefergruppe bei E d e s s a in
Griechisch-Nordmazedonien Karbon vermutet. Serpentine sind beiden
Gebieten nicht fremd.
In Westserbien, auch in Ostmontenegro ist K a r b o n fossilführend
entwickelt in Gesteinsserien, die ebenfalls mit Serpentin fallweise in
Berührung stehen.
U n t e r k a r b o n e n dunklen Sandsteinen, Tonschiefern und Kalken
folgen in B o s n i e n und W e s t s e r b i e n nach KITTL [82], LOCZY [93, 94]
u n d S I M I C [148, 152] grauschwarze Fusulinenkalke, graue Dolomitkalke
und Tonschiefer des O b e r k a r b o n , auch Crinoiden- und dolithkalkesind vertreten. Die Tonschiefer sind stellenweise mergelig, schließen
Pflanzenreste und ein Anthrazitflözehen ein, erinnern so an das vorerwähnte
Karbon bei Bogdanci in der Vardarfurche Südserbiens.
V. SIMIC unterscheidet im Jungpaläozoikum Westserbiens die J a d a r f a z i e s im NO
der Gebirgskette Boranja entwickelt, als Folge von minderkristallinen Sandsteinen,
Tonschiefern, Kalksteinen und, seltener, Konglomeraten; ferner die D r i n a f a z i e ssüdwestlich davon und in Ostbosnien, etwas stärker kristallin, mit Phylliten, Sandsteinen,
seltener Kalksteinen und nach oben Konglomeraten, die Pflanzenreste führen.
Bei Mojkovacs, W-Seite des Taratales, O s t m o n t e n e g r o , fand ich in dunklem
Phyllit, der einer ziemlich ruhig gelagerten, als Karbon anzusprechenden Schichtfolge*
von sandig-phyllitischen Tonschiefern und dunklen Crinoidenkalken angehört, ein mäßig
gut erhaltenes Farnblatt; eine Bestimmung, um die ich Prof. JONGMANS, Heerlen b a t ,ist noch ausgeblieben. Die Schieferserie hängt zusammen mit den paläozoischen Schiefern,die bei Prijepolje in Südbosnien Serpentinstöcke umhüllen.
I m . Taratal südlich von Mojkovacs hat V. SIMIö jungpaläozoische Gastropodenund Fusulinenkalke entdeckt.

Die p a l ä o z o i s c h e n Schiefer im allgemeinen, welche die Umrahmung
des Z l a t i b o r und z. T. auch der Z l a t a r p l a n i n a in Südwestserbien
bestreiten sowie den bosnischen Serpentinzug an seinem SO-Rand umgeben, sind in der Hauptsache eine mächtige Folge von Sandsteinen,
Konglomeraten, Quarziten und Phylliten, in wechselndem Grade metamorph;auch kristalline Kalke sind vertreten und werden zusammen mit Granatphyllit bei Zvornik schon von KISPATlC [81] als die eigentlichen Verbandsgesteine des bosnischen Serpentins bezeichnet. Wahrscheinlich sind außer
Karbon und Perm, deren Grenzen unter sich nicht immer scharf gezogen©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at277

werden können (MILOVANOVIC [110]), auch noch älter paläozoische
Elemente (der Velesserie?) zugegen.
Von N o r d a l b a n i e n führt Baron NOPCSA [234] näher zu gliederndes
Paläozoikum aus der Unterlage der nordalbanischen Triaskalktafel an:
dunkle Schiefer und Kalke, schmutzig weiße Quarzite werden teils dem
Perm, teils dem Karbon zugerechnet. Perm wie Karbon sind kalkig undtonig entwickelt: o b e r e s P e r m als kalkige Tonschiefer, schwarze Schiefer,
Sandstein und Konglomerat, darunter Neoschwagerinen-Kalk und dunkle
Tonschiefer; K a r b o n als Produkten- und Fusulinenkalk, die nach unten
in mächtige Tonschiefer, Quarzsandsteine und Quarzite übergehen.
Bei Plav an der m o n t e n e g r i n i s c h - a l b a n i s c h e n G r e n z e hebt
ROTH v. TELEGD [246] den einförmigen F l y s c h c h a r a k t e r des dort
entwickelten Paläozoikums hervor. Dieses Paläozoikum, Sandsteine,
Quarzige, Crinoidenkalkeinlagerungen usw. umfassend, steht zweifellos
im Zusammenhang mit den Aufschlüssen paläozoischer Gesteine im Valbonatal in Nordalbanien, welche dort die Merditaserpentine im N begrenzen.
In' G r i e c h e n l a n d , Attika und auf den Inseln H y d r a und A m o r g o s
gilt O b e r k a r b o n nach RENZ [300] als gesichert; es sind dunkle Schiefer
und Grauwacken, Fusulinen-Schwagerinen-Crinoiden-Kalke, mergelige
glimmerhaltige Sandsteine. Die Basis des Oberkarbons ist durch ein Quarzkonglomerat bezeichnet. Auf der Insel Amorgos tritt noch violetter Tonschiefer, Grauwacke und ein oberkarbonischer Dolomit hinzu. In jüngster
Zusammenfassung haben C. RENZ und M. REICHEL [307] die Übersichtdes fossilführenden Jungpaläozoikums im O-Mediterran erweitert (Chios,
Cypern usw.); von Cypern werden Foraminiferen führende Karbonund Permkalke genannt, als Klippenkalke im tertiären Flysch! Frühkarbone Konglomerate (ohne Serpentin als Geröll) werden von Attika
erwähnt.
Auch in Griechenland sind Serpentine räumlich dem gesicherten Paläozoikum nahegerückt; unbestimmtes Paläozoikum, vermutlich auch Glieder der Velesserie, haben
zweifellos an der unmittelbaren Einfassung der Serpentinmassen häufigen Anteil. Fossilführendes Paläozoikum erwähnt R E N Z aus dem Peleponnes; auch aus diesem Bereichsind noch Serpentine erwähnt.

Das P e r m ist in M a z e d o n i e n bisher nur in k l a s t i s c h e r Ausbildung
bekannt. Der Verrucano-artige Konglomerathorizont ist nicht überall* vorhanden und wohl auch nicht immer mit einer in die Augen springenden
Diskordanz verbunden. Vielfach müssen für Permokarbon gehaltene
Sedimente bei der Feldkartierung zusammengezogen werden, um so mehrals auch im Karbon ähnliche Konglomeratlagen nicht fehlen.
Von Wesenheit ist, daß in den permokarbonen Konglomeraten
P e r i d o t i t g e r ö l l e n i c h t nachgewiesen werden können. Dies besagt
freilich noch nicht, daß auch die Intrusion der Ophiolithe postpermischstattgefunden haben muß, sondern ist, abgesehen davon, daß in erster
Linie eine Hartgesteinsauslese stattfand, auch erklärlich, wenn der Abtragin permischer Zeit nicht bis auf das tiefliegende ophiolithische Intrusionsniveau abgestiegen war.
Die groben, vermutlich permischen Konglomerate, die im Anschluß an die Velesserie
bei Godene westlich P r i s t i n a felsbildend auftreten (Abb. 32), bestehen hauptsächlich aus
Quarz und wenig KristallingeröUen, Gneis und Glanzschiefer, klein bis faustgroß. I n der
Vardarschlucht, nördlich Veles und i n d e m einmündenden P c i n j a t a l , Serpentinen engst

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benachbart, beobachtete KOSSMAT einen Zug von Konglomeraten mit Verrucanohabitus unter untertriadisohen Kalkschiefern. Gepreßte Quarzkonglomerate des Permwerden im Profil G r a d s k o zur B a b u n a gequert.

Im S Serbisch-Mazedoniens und in Griechisch-Nordmazedonien wurden
von OSSWALD den permischen Ablagerungen besondere Beachtung
geschenkt; sie fehlen östlich der Vardarzone und sind westlich derselben
als grobes, meist rotes Quarzkonglomerat, roter Sandstein, roter Glimmersandstein und rote, grüne Tonschiefer ausgebildet, deren Gesamtmächtigkeit
auf 3 km veranschlagt wird. Auch das „Dubkonglomerat" bei V a l a n d o v owird ins Perm gestellt. Die gemischt kalkig-sandige Ausbildung der
Schichten von Eleotherochorion, an 2 km mächtig, wird zu Perm gerechnet.
Die vielhundert Meter mächtigen Gipsschichten und verrucanoartigen
Gebilde (von KOSSMAT [10] noch in Werfener einbezogen) nördlich
des O c h r i d s e e s gehören nach OSSWALD ebenfalls ins Perm.
,Über dem schon erwähnten Karbonprofil von Mojkovacs in O s t m o n t e n e g r o findet
sich unter den basalen Kalkbreccien, der Werfener ein eisenreicher silifizierter Dolomit,
der möglicherweise Perm darstellen könnte, Fossiliensuehe blieb bisher ohne Erfolg;
in der Kalkbreocie sind wohl vereinzelt stark zersetzte Grüngesteine doch keine sicheren
Peridotitabkömmlinge zu finden.

Dem flyschartig entwickelten Paläozoikum von Plav an der a l b a n i s c h m o n t e n e g r i n i s c h e n Grenze liegt (ROTH v. TELEGD [246]) ein
mächtiger Breccienhorizont des Perm auf, dort einen 2000 m hohen Bergrücken aufbauend, aus dem Geröllbestand werden keine Peridotite gemeldet,
gleichwohl sind dem tieferen Paläozoikum gepreßte gabbroide Gesteine
eingelagert.
Im albanisch-mazedonischen Grenzraum östlich von De b r a sind nach
KOSSMAT permische Konglomerate entblößt, die in Faustgröße Quarzund Tonschiefergerölle enthalten; östlich Debra, in der Radikaschlucht
sind Perm-Quarzite und Perm-Quarzkonglomerate mit faustgroßem Gerolle
anzutreffen.
In W e s t s e r b i e n bestehen ähnlich wie zur Karbonzeit auch im Perm
kalkige und klastische Fazies nachbarlich nebeneinander. Bei S v e t i
P e t a r am N-Rand des Zlatibormassivs „kommt unter dem Verrucano,in mehreren Aufbrüchen Serpentin und Gabbro zutage". (AMPFERER
und HAMMER [25].) Abb. 112.
Ähnlich dem N-Rand des Zlatibor bei Sveti Petar, greift in den Südkarpathen, bei Orsova an der Donau Permkonglomerat unmittelbar überGabbro und Serpentin hinweg. Nach STRECKEISEN [197] wären die
Basalschichten des Perm erfüllt vom Zerfallsprodukt der basischen Gesteine,
CORDARCEA [176] vermag indes sichere Peridotitgerölle nur in einer
dem Alter nach fraglichen brecciösen Gesteinsbildung zu erkennen.
Wie weit quarzporhpyrische Gesteine der Schieferserien, P o r p h y r o i d e , dem Perm
und nicht auch älterem Paläozoikum zuzurechnen sind, steht wohl nicht fest. R E N Z[300, 307] reiht die Porphyroide M i t t e l g r i e c h e n l a n d s in fragliches Devon ein. Die
stark veränderten Quarzporphyre am Festungsberg von Prizren in M a z e d o n i e n durchbrechen karbonisohe oder ältere Gesteine. Durchbruch von alten Quarzporphyren in
Peridotitmassen sind nirgends bekannt geworden.

M a r i n e s P e r m bleibt in Mazedonien bislang unbekannt. Die Oberpermvorkommen W e s t s e r b i e n s wurden in jüngster Zeit durch V. SIMIC[148] bearbeitet: es sind Produktenkalke ähnlich dem Bellerophonkalk
Südostbosniens, Sloveniens und Südtirols, während etwa im Velebit und©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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Süddalmatien jungpaläozoische Bildungen durch Dolomit vertreten sind.
Die kalkige Ausbildung des P e r m in Westserbien entspricht der Jadarfazies
SIMIÖ', während sich Konglomerate in der benachbarten Drinafazies
gebildet haben, in Fortsetzung der Faziesdifferentiation seit der Karbonzeit.
Auch aus O s t m o n t e n e g r o berichtet SIMIÖ [Vesnik Geol. Inst. Kralj.
Jugosl. 1938] von fossilführendem Perm.
R E N Z h a t aus G r i e c h e n l a n d gesichertes P e r m als Lyttonienkalke
von der Insel H y d r a b e k a n n t gemacht. I n der vorhin erwähnten Zusammenfassung von C. R E N Z u n d M. R E I C H E L [307] sind permische Foraminiferenkalke als Klippenkalke im Flysch von Cypern hervorgehoben; zugleich
wird auf ähnliche Foraminiferenkalke im Taurus (Mersina) hingewiesen(siehe auch K. METZ [336]).
Hiemit sei die gedrängte Übersicht paläozoischer Bildungen auf derBalkanhalbinsel abgeschlossen; mit Absicht wurden sie, die Ergebnisse
zahlreicher Forscher zusammenfassend, in etwas breiterem Überblickherausgestellt, wobei jeweils noch Beziehungen zu den basischen Gesteinsvorkommen angedeutet erscheinen. Denn wer immer sich mit den basischen,ultrabasischen Gesteinsvorkommen des Balkans zu beschäftigen h a t , wird
in den weitaus meisten Fällen einen paläozoischen R a h m e n für dieselben,
einen Verband mit Paläozoikum, sei er allseitig oder teilseitig, vorfinden.
Die gegebene Übersicht der paläozoischen Bildungen soll daher aucherleichtern, zu den Fragen p r i m ä r e n Verbandes solcher Serpentine mit
paläozoischen Gesteinen rascher Klarheit zu gewinnen und Vergleiche
hiefür heranzuziehen.
Wie sehr die Beziehung der Serpentine zu den paläozoischen Gesteinsserien bisher wenig Beachtung fand, zeigt sich vor allem in den Berichtenüber Lagerungsverhältnisse u n d Altersbeziehungen der Peridotitserpentine
aus südlichen Teilen der Balkanhalbinsel, von den Inseln der Ägäis u n d
aus Kleinasien.
Die schon fest eingesessene Vorstellung jungen, nach S immer jüngeren,j a eozänen Alters der Peridotitintrusionen, hervorgerufen durch das häufige
Verbundensein von Serpentin m i t Flyschserien — freilich immer dort;
wo stärkste tektonische Bewegungen nachweisbar sind — h a t oft dazu
geführt, sich mit der Frage nach wirklich p r i m ä r e m Verband der Serpentine
gar nicht mehr viel zu beschäftigen. Zwar t a u c h t gerade in Arbeiten desletztvergangenen J a h r z e h n t s immer mehr Verdacht auf, wie weit nicht
doch in metamorphen Anteilen der Flyschserie auch noch richtiges
Paläozoikum verborgen sei.
Als ich mich 1937 das erste Mal der ophiolithischen Serie im armenischen Taurus,
bei Guleman am Tigris, gegenübergestellt sah, war ich gar nicht sonderlich überrascht,
zwar auch hier in einem Gebiet gewaltiger Schubbewegungen, Serpentin und flyschartige
Gesteine beisammen zu finden; bei schärferem Zusehen gelang es aber bald, einen zwar
schmächtigen, aber gut unterscheidbaren, aller Wahrscheinlichkeit nach paläozoischen
Schichtstreifen, mäßig metamorphe Phyllite und kristalline Kalke, an Serpentin grenzen
zu sehen.

Von Mazedonien, dem Herzstück der Balkanhalbinsel ausgehend,seien noch einmal die in den Einzelabschnitten dargestellten Chromerz
führenden
Serpentinmassive,
soweitsie
mit
paläozoischen
S c h i c h t e n zur Gänze oder zumindest einseitig in sehr wahrscheinlich©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

280

p r i m ä r e n V e r b a n d stehen, einer kurzen zusammenfassenden Schau
unterstellt.
Das Serpentinmassiv von R a d u s c h a - J e z e r i n a , als Einheit betrachtet,
hat Verband mit der paläozoischen Velesserie; einzelne Einschübe vonKristallin an den Kontakten mahnen, daß auch teilweise Kristallinverband
bestanden haben muß, vielleicht als Folge quergreifender Kontaktgrenzen.
Die gleichen paläozoischen Schichten umfassen
bei Prizren
den O-Rand der großen geschlossenen n o r d a l b a n i s c h e n Serpentinmasse, die in dem Serpentinbergland bei O r a h o v a c , D r e n i c a , P e cusw. am Amselfeld noch Außenseiter in der gleichen paläozoischen Hülle
hat, nur durch Tektonik und Erosion von ersteren getrennt. Am NW-Rand
des K o s s o v o polje tauchen die Serpentinmassen mit dem sie begleitenden
Paläozoikum unter die Triaskalke der montenegrinisch-albanischen KalkHochalpen; nur ihr östlicher Anteil bleibt weiter an der Oberfläche undverbindet sich bei M i t r o v i c a mit dem aus dem I b a r t a l herstreichenden
Serpentinzügen. Der Peridotit des B a n Dol bei Zwecan grenzt mit
Amphibolit an Phyllit und kristalline Kalke des wahrscheinlichen. Altpaläozoikums. Der I b a r s e r p e n t i n hat an seiner Unterlage klaren Verband zu paläozoischen Phylliten an der W-Seite des Kopaonikgebirges,
klarer als die wahrscheinlich nur tektonisch herbeigeführten Lagerungsbeziehungen des gleichen Serpentins zu fraglicher Trias des Studenicatales
einen Durchbruch durch Trias vortäuschen konnten.
Die Serpentine der Z l a t a r p l a n i n a stehen in der tieferen Abteilung
einer jungpaläozoischen Gesteinsfolge.
Das Z l a t i b o r m a s s i v mit seiner Amphibolitkruste ist von paläozoischen
Schiefern eingefaßt, Amphibolit und Phyllit als Bestandteile des ursprünglichen Daches sind noch an einzelnen Stellen erhalten. Bei Prijepolje imsüdlichsten Bosnien brechen Serpentine, von Amphibolit begleitet, inmitten
karboner Schichten hoch.
Die weiträumigen Serpentingebiete der M a l j e n p l a n i n a , des M e d v e n i k
und andere im westlichen Serbien sind fast allseitig von Schichten desPermokarbons eingeschlossen.
Die b o s n i s c h e n Serpentinzüge, durch jüngere und jüngste Tektonik
scharf beschnitten, weisen nur an ihrem südöstlichen Rande die alte Bindungan Paläozoikum aus; bei Z v o r n i k grenzt Serpentin an Granatphyllit
und kristallinen Kalk einer paläozoischen Serie.
Noch weiter im dinarischen Streichen nach NW ausgreifend, schon
außerhalb der hier im einzelnen beschriebenen und durch Chromerzführung besonders ausgezeichneten Peridotitgebiete, zeigen sich Serpentin
und Gabbro im S l e m e n g e b i r g e bei Zagreb gleichfalls von paläozoischen
Schichten umgeben.
Noch einmal von Mazedonien ausgehend, soll nun zuerst die östlicher
gelegene Serpentinführung, der L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t der Vardarzone
kurz überblickt werden. Der Serpentinzug von Lojane ist bei Presevo
mit Gesteinsgliedern der Velesserie zusammengepackt. In seiner nordwestlichen Fortsetzung ist dies auch für die Serpentine von Janjevo und
Novobrdo der Fall.
Im weiteren Verlauf nach NNW würde die Richtung dieser Serpentinzüge in den O-Rand der Ibar-Serpentinmasse einspielen.

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Die ins Kristallin des Kopaonik weit nach 0 einspringende Bucht desPaläozoikums bei K u r s u m l i j a hat auf der geologischen Übersichtskarte
Jugoslaviens Serpentinstöcke verzeichnet.
Jenseits des nordseitig
begrenzenden Kristallins, im Tallauf der Morawa bei Veluce, stehen
Chromerz führende Serpentine mit Schiefern und Kalken paläozoischen
Gepräges in Berührung.
Bei auffälliger Abschwenkung in die N-Richtung, den Druck des Bogens
der Südkarpathen widerspiegelnd, folgen weitere Serpentinzüge in Richtung
auf B e l g r a d , zuletzt jener von A v a l a ; ihre Lagerungsverhältnisse sind
mir nicht genau bekannt, die Umhüllung mit Kreideschichten ist sekundär,
doch ist auch hier Primärverband mit Paläozoikum oder Kristallin anzunehmen.
Auch nach SO, an sich immer hart dem Kristallinrand entlang, zeigt
sich der Lojane-ast der Vardarzone noch weiter mit Paläozoikum, bei
V a l a n d o v o mit den Kalken und Schiefern der Strumicaserie, etwa der
Velesserie entsprechend, verknüpft. Nur an dem Serpentin von B o g o s l o v a cwird -Kristallinverband — als Teilbegrenzung — angetroffen, es mag aberauch hier, unter Oligozän begraben, noch einseitiger Verband mit Paläozoikum bestanden haben.
Erst auf der C h a l k i d i k e selbst tritt der so beharrlich ausstreichende
Lojane—Chalkidike-ast der Vardarserpentine in engeres Bündnis mit
Kristallin.
An den Randstörungen des S k o p l j e r B e c k e n s versinkt das Serpentinmassiv von Raduscha — und mit ihm sicher auch noch ein bedeutender
Chromerzreichtum — in die Tiefe. Vom Tertiär auf lange Strecke verhüllt,kommt der R a d u s c h a s e r p e n t i n am S-Rand des Beckens stark reduziert
mit dem paläozoischen Grundgebirge zusammen wieder zum Vorschein
und fügt sich zu den Serpentinstreifen vom Veles. Der Verband zu den
paläozoischen Gesteinen ist auch hier gut überblickbar. Weiter gegenSüd, in den Gebirgsrippen, die aus der Oligozänbedeckung des Beckens
von K a v a d a r südlich Veles herausragen, findet sich Serpentin, zusammengepreßt, in mehreren Streifen stets in Gesellschaft paläozoischer Schichten,
soweit älteres Gestein als Kreide überhaupt erschlossen ist.
Bei R o z d e n - A l c h a r ist der westliche zweier Serpentinzüge als schmales
Band, fast mit der Regelmäßigkeit eines Ganges verlaufend, hart an die
Grenze zu geschlossenem Altkristallin des pelagonischen Massivs gerückt,doch immer noch begleitet von Schiefern, Kalkphylliten und Kalken,
die auch den östlicheren, breiteren Zug bei M r e s c h i t z k o umsäumen.
Nicht ganz so plötzlich, wie es die geologischen Übersichtskarten darstellen, endet diese Reihe von Serpentinzügen an der Querspalte von jungvulkanischen Gesteinen des D u d i c e g e b i r g e s .
Die
paläozoischen
Formationen setzen über den Dudicekamm hinweg, das Diabasmassiv
v o n D j e v g j e l i a grenzt an seinem W-Rand an Paläozoikum von K o n j s k o .
Auch der Alcharserpentinzug reicht weit in das Dudicegebirge hinein.
In G r i e c h e n l a n d eintretend, finden sich diese Serpentinzüge aufgelöst in der Schollenreihe P o l y c a r p i , E d e s s a , N a u s s a usw. wieder.
Hier fehlen noch genauere Angaben über primäre Verbandsverhältnisse;den geologischen Kartenblättern Griechisch-Nordmazedoniens (ÖSSWALD©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at282[292]) entnehmend, gehen auch mit diesem Vorkommen paläozoische
Schichtstreifen einher.
Der Chromerz fuhrende Serpentinzug von R o d i a n i im W der Kristallzone des Olymps, rückt unmittelbar an kristalline Kalke von paläozoischem
Typ heran.
Für den Serpentin von D o m o k o s war bei Kürze der Zeit und engem
Bereich der eigenen Untersuchung die Frage nach dem Primärverband
nicht zu erhellen, doch ist Paläozoikum eng benachbart.
Bei T s a n g l i finden sich phyllitische Schiefer, dem Vorkommen Or as je
der Raduschaserie gleichend, in enger Beziehung zu Serpentin (Dr. UFER).
Das Verbindungsstück zwischen R o d i a n i - C h r o m i o n , in welchem
Räume die aus Albanien zuscharenden Serpentinmassen sich jenen derwestlichen Vardarzone wieder nähern, und den am O c h r i d s e e in Albanien
näher untersuchten Serpentinvorkommen ist mir aus eigener Beobachtung
nicht bekannt; die geologische Albanienkarte (E. NOWACK [243]) zeigt
bis zur S-Grenze Albaniens das Angrenzen der Serpentine hauptsächlich
an mesozoische Schichten und Tertiär. — Vereinzelte Kristallinhochbrüche siehe S. 176 (1. Teil) und S. 301.
Die Betrachtung nach S fortsetzend, scheinen Serpentinvorkommen
der Landschaft Argolis im P e l o p o n n e s als äußerste des griechischen
Festlandes — in dinarischer Streichrichtung gesehen — noch mit bei
Mykene festgestelltem Paläozoikum in Berührung zu stehen.
Für die Serpentine der Mittelmeerinseln K r e t a , R h o d o s und C y p e r n ,gleichfalls in das alpino-dinarische Gebirgssystem und seine Fortsetzungeneingespannt, ist die Frage nach etwaigem Primärverband der Serpentine,
so scheint es mir, noch gar nicht recht um ihrer selbst willen gestellt worden,
immer war es die t e k t o n i s c h e Verflechtung des Serpentins mit mehroder minder metamorphen Flyschserien, welche hier das Interesse bestimmte.
Der intensiv gesteigerte Deckenbau, vor allem auf Kreta und Rhodos,
ist freilich dem Schlüssigwerden in Fragen des Primärverbandes derSerpentine ungünstig. Immerhin werden Stimmen von Beobachtern laut(v. SEIDLITZ, CREUTZBURG u. a.), die im Flyschinhalt auch paläozoische
Elemente vermuten. Damit erscheint auch die Verbandsfrage der Serpentine,ihre etwaige Klippennatur in neuem Licht.
Daß auch für k l e i n a s i a t i s c h e S e r p e n t i n v o r k o m m e n paläozoische
Gesteinsserien als unmittelbare Begleiter zutreffen können, wurde eingangs
am Beispiel des Gule m a n Serpentins im armenischen Taurus gezeigt.
Auch für D a g h a r d i ist solches aus den Schilderungen von HENCKMANN[323] zu vermuten; das gleiche gilt nach K. METZ [336] für Serpentine
des B u l g a r D a g h im kilikischen Taurus.
Der im Kristallinverband stehende Chromerz führende Serpentin desS ü d k a r p a t h e n b o g e n s bei O r s o v a an der Donau ist an seinem O-Rand
entlang von einer Phyllitserie mit eingeschalteten kristallinen Kalken
begleitet — ob hier etwa eine zusätzliche Beziehung des Serpentins zu
einer noch fraglichen altpaläozoischen Serie vorliegt, bleibt vorderhand
unbeantwortet.
Weiter östlich, in der mittleren Dobrudscha sind Grüngesteine nach J . B U J O R [175]Bestandteile einer altpaläozoischen Serie, die mittels Gneisarkosen und -breccien dem
Hochkristallin aufruht.

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Nach KUDERNATSCH [183] setzt Serpentin gangförmig im Karbon
des B a n a t e r G e b i r g s z u g e s hindurch.
Auch einzelne Serpen tin vorkommen O s t b u l g a r i e n s im Kristallinverband lehnen sich, zumindest einseitig, an mindermetamorphe Gesteinsserien an, die aber eher einer algonkischen denn paläozoischen Schichtfolge angehören dürften.
Serpentin und Schiefer-Hornstein-Formation.
Die „Schiefer-Hornstein-Formation mit Serpentin" hat 1892 (zit. PILGER[139]) von A. PHILLIPSON gelegentlich einer geologischen Kartenaufnahme des Peloponnes in Südgriechenland ihren Namen erhalten. Später
hat diese Formation durch ihre charakteristische Verbreitung in Bosnien
und Westserbien eingehende Beachtung und ausgezeichnete Schilderer
gefunden. F. KATZER bezeichnet sie als „Tuffit-Jaspisschichten" in
Bosnien. Baron NOPCSA [234] nennt sie „Schiefer- und Jaspisschichten"
in Albanien. AMPFERER und HAMMER [25] sind bei der Bearbeitungdes Zlatiborgebirges in Westserbien mit großer Gründlichkeit an die
Untersuchung dieser Gesteinsserie herangegangen und haben sie als„Diabas-Hornstein-Formation" bezeichnet, der häufigen Verknüpfung
mit Diabasen Rechnung tragend. F. KOSSMAT [84, 86], bei der Bet chäftigung mit dem innermazedonischen Raum, kam allerdings dort
wenig mit dieser Formation in Berührung, lernte sie jedoch im Sandschak
Novipazar kennen und führt sie von dort als „Hornsteinkalk- und Jaspisschichteri" aber auch als „Schiefer- und Hornsteinschichten" an. Fürden gleichen Raum findet sich bei V. K. PETKOVIÖ [128], das geologische
Blatt Sjenica erläuternd, die Bezeichnung „Phtanit-Tuffit-Formation".
E. NOWACK [235] hat in Albanien die alte Bezeichnung „SerpentinSchiefer-Hornstein-Formation" übernommen. V. SIMIÖ [150] lehnt sichan die Bezeichnung Ampferer-Hammer's an und spricht von „DiabasHornsteinschichten". In jüngster Zeit hat A. PILGER (1941 [139]), auf
Studien im Räume Sarajevo bauend, den Begriff dieser Formation diskutiertund sich für den alten Phillipson'schen Ausdruck entschieden: Schiefer Hornsteinschichten; gleich ihm auch FRH. v. LEDEBUR [90], das Gebiet
zwischen Lim und Ibar kartierend. 0. GANSS [45], der zu gleicher Zeit
die geologische Aufnahme der Zlatar-planina vollführt, stellt — gewiß
nicht zu Unrecht und im Einklang mit anderwärts geübten Handhaben
der Bezeichnung — den Radiolarit als Listenführer dieser Formation
heraus und spricht von der „Radiolaritserie".
Ungeachtet des großen Anteils an Sandstein, welchen die SchieferHornstein-Formation gerade in Bosnien aufweist und dort sehr wohl als„Sandstein-Schiefer-Hornstein-Formation" zu bezeichnen wäre, schließe
ich mich PILGER's Meinung an, bei dem Ausdruck „Schiefer-HornsteinFormation" (kurz: Schi-Ho-Formation) zu bleiben, der nun einmal inder Literatur am häufigsten gebraucht und vorzugsweise eingebürgert
ist. Denn mit Recht sind zwei Bestandteile, Tuffit und D i a b a s , indiesem Dachbegriff n i c h t aufgenommen, sie sind keine integrierenden
Bestandteile. Tuffite, wie schon HAMMER nachwies, sind überhaupt
nicht oder höchst selten anzutreffen. Diabase stellen in gewissen Abschnitten
dieser Formation freilich schier nie fehlende Einschübe dar, fehlen aber©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at284

in anderen Abschnitten wieder völlig. Daß Hornstein kein glücklicher
Begriff ist, stimme ich GANSS zu, besser wäre an seiner Stelle Kieselgestein, Kieselschiefer, z. T. auch Radiolarit zu setzen gewesen.
Den nun folgenden Ausführungen setze ich gleich voraus, daß ich es
mir nicht zur Aufgabe gestellt habe, die Probleme stratigraphischer undpetrographischer Art, welche diese Serie aufwirft, in allen Belangen zu
erörtern. Auch würden die mir zur Verfügung stehenden Ausschnitte
eigener Erfahrung in dieser Formation mit ihren bedingten Bindungen
an das Problem der 'Ophiolithe für eine erschöpfende Darstellung nicht
ausreichen.
Für den in dieser Arbeit gestellten Rahmen soll es darauf ankommen,den S e r p e n t i n , die ultrabasischen Gesteine und ihre Begleiter, in den
Kernpunkt der Betrachtungen zu rücken und von hier aus zu sehen:welche Beziehungen, gesichert oder fraglich, bestehen zwischen den ultrabasischen Gesteinen und dem Auftreten der Schiefer-Hornstein-Formation ?
H a n d e l t es sich bei der S c h i - H o - F o r m a t i o n ü b e r h a u p t um
ein r i c h t i g e s p r i m ä r e s V e r b a n d s g e s t e i n der S e r p e n t i n e , , etwa
gleichwertig paläozoischen oder vorpaläozoischen Hüllschichten? F a n dt a t s ä c h l i c h eine I n t r u s i o n der S e r p e n t i n e in die Schi-HoS c h i c h t e n s t a t t oder geben diese n u r ein s e k u n d ä r e s D a c h ab,transgressiv, wie etwa Jura oder Oberkreide ?
Meine Erfahrungen mit der Schi-Ho-Formation sind ja in der Hauptsache S e r p e n t i n erfahrungen, d. h. ich kam mit diesen Schichten vornehmlich dort in Berührung, wo
sie Serpentin, Chromerz führend oder nicht, eingeschlossen oder überdeckt haben, selbstverständlich wurden sie auch da immer im weiteren geologischen Rahmen studiert.
Die großen Areale jedoch, wo die Schi-Ho-Schichten fast ohne basische Einschlüsse sichentwickelt haben, wie etwa in der Zlatar planina, kenn ich nicht oder nicht genügend.
Damit war aber vielleicht der Vorzug verbunden, allen Fragen in Beziehung zu denbasischen Gesteinen besonderes und unbefangeneres Augenmerk zu schenken, als es im
Falle stratigraphisch-tektonischer Studien gewöhnlieh erübrigt wird, die Fülle vergleichender Erfahrung an den übrigen Serpentingebieten des Balkans stand hiebei stets
nutzbringend vor Augen.

Bevor zu den Fragen der wechselseitigen Beziehungen Serpentin undSchiefer-Hornstein-Formation Stellung genommen wird, sei eine kurze
Kennzeichnung der Schichtgesteine vorausgeschickt, welche die Schi-HoFormation zusammensetzen — eingehendere Darstellungen finden sichbei W. HAMMER [55], E. NOWACK [236, 241], A. PILGER [137—140]
und anderen.
Die S e d i m e n t g e s t e i n e derSchiefer-Hornstein-Formation:

In Gesamtheit lassen die Gesteine der Schi-Ho-Formation einen lebhaften Rhythmus sandig-tonig-kieseliger Absätze erkennen.
S a n d s t e i n ist in der Hauptsache Grauwacken ähnlicher Quarzsandstein, meist grau bis grünlich, bräunlich bis gelbbraun mit gelblicher
Auswitterungsfarbe; im Gefüge feinkörnig, meist ungeschichtet, mürb,mitunter von Schieferlagen unterbrochen. Manganhäute auf Klüften der
Sandsteine sind verbreitet, ganz ähnlich wie auf Schiefern und Sandsteinen des Paläozoikums. Auch Quarzite fehlen nicht. Vielfach ist keine
scharfe Trennung von Gesteinen des Paläozoikums möglich, sofern letztere
in geringfügiger Metamorphose erscheinen. Quarzitische Sandsteine überwiegen, seltener ist kalkiges Bindemittel.

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Eine p e t r o g r a p h i s c h e P r ü f u n g von Sandsteinen der Schi-Ho-Formation desZlatibor durch W. HAMMER [55] ergab als Hauptbestandteil Quarz, geringe Mengen
Feldspat und kleine Mengen farblosen Glimmers, seltener Biotit und Chlorit; Bindemittel
kalkig-kieselig; eine kristalline Metamorphose wurde nicht wahrgenommen. — Jedoch
schwankt der Metamorphosegrad und führt, wie E. NOWACK [236] aus dem Skumbigebiet Albaniens angibt, bis zur Annäherung an Glimmerschiefer.
Jedenfalls gleichen die Sandsteine der Schi-Ho-Bildungen jenen der paläozoischen
Serie oft außerordentlich, bis zur Ununterscheidbarkeit dort wo gleiche Metamorphoseherrscht. Die feinkörnigen Sandsteine mit ihrer stumpfen Farbe gleichen mitunter auchdichten Diabasen; feine Glimmereinstreuung (HAMMER) läßt sie im Handstück von den
Diabasen unterscheiden. Auch das fühlbar höhere spezifische Gewicht der letzteren kannHilfsmittel für die Unterscheidung sein.
I n der Zlatar planina Westserbiens unterscheidet [45] O. GANSS: der paläozoischequarzitische Sandstein ist grau und dicht, hat einen rauhen Bruch sowie eckige
Verwitterungsformen. — Der Sandstein der Schi-Ho-Schichten^fühlt sich mürbe an,verwittert leicht zu rundlichen Formen und h a t einen gelblichen Farbton.
I n den Sandsteinen dieser Serie im Profil Vares-Dubostica in Bosnien h a t KISPATIC[80] schon 1900 S e r p e n t i n k ö r n e r festgestellt.
Tuffe, Sandsteintuffe sind in der Regel nicht vorhanden. W. HAMMER vermochte
Tuffite im Zlatibor nicht mit Sicherheit nachzuweisen, ebenso E . NOWACK nicht für
das Skumbigebiet in Mittelalbanien. Baron NOPCSA vermeint eine reichere Beteiligung
von Tuffitsandstein in Nordalbanien zu sehen, ebenso KATZER in Bosnien. KISPATIÖ
h a t jedoch in Dünnschliffen sandsteinartiger Bildungen der bosnischen Schi-Ho-Formation
keinen Hinweis auf tuffige Beimengungen gefunden. Ebenso weist L. MARIO [104]das Vorhandensein von Tuffen in der Schi-Ho-Formation des Stara-raska-Gebietes Südwestserbiens zurück.

Die Sandsteine entwickeln sich fallweise feinkonglomeratisch, vereinzelt sind B r e c c i e n und Konglomerathorizonte ausgebildet. Letztere
sind feinkörnig bis grob; z. T. sind es reine Quarzkonglomerate, z. T. vor
allen in den gröberen Breccien, bunter zusammengesetzt. Die Komponenten
sind teils kantengerundet, teils ganz gerundet.
W. HAMMER wies unter den Geröllkomponenten von Konglomerat aus dem Zlatiborgebiet nach: Glimmerige Sandsteine, sandige Schiefer, Tonschiefer, paläozoische Quarzite,
Kalke, z. T. mit Fossilresten, Diabas, Diabasporphyrit, S e r p e n t i n , letzteren als Maschenserpentin mit Olivinresten. — I n Breccienhorizonten der Schi-Ho-Formation des Profils
Vares-Dubostica fand ich unter Sandsteingeröll reichlich solches von Peridotit untermischt. Gneis als Geröll wird von W. HAMMER angezeigt.

' T o n e u n d T o n s c h i e f e r wechsellagern mit den Sandsteinen undKieselschiefern oder bilden mächtigere selbständige Schichthorizonte.
Meist sind es dunkle Schiefer, auch gelblich, fleckig; im Profil von Maglaj auf den
Osren in Bosnien (Abb. 51) sind Gerolle auch in die Tonschiefer eingestreut. Auch bestehtÜbergang in kieselige Tonschiefer und Kieselschiefer. Aus der Zlatar planina erwähnt
O. GANSS auch Radiolarien führende graugrüne bis rote Tone. Kieselige Tonschiefer,rötlich oder grünlichgrau, bilden dünnblättrige Bestandmassen oder Zwischenlagen inden Kieselschiefern (NOWACK [236] Mittelalbanien).
Graphitische und phyllitische Tonschiefer, eingelagert zwischen Jaspisschichten,
mahganführend, und Sandstein der Schi-Ho-Formation habe ich in NO von Olovo in
Bosnien vor der Brücke bei Bjeles angetroffen. Leicht phyllitischer Charakter der Tonschiefer ist fast immer zu beobachten.

Hornstein, Kieselschiefer, Jaspisschiefer, Radiolarite.
Diese Gesteine sind für die Schi-Ho-Formation im besonderen bezeichnend. Von den kieseligen Tonschiefern und sandigen Kieselschiefern
bestehen alle Übergänge zu den reinen Jaspisschiefern. Eigenschaften
sind: dünnbankig, auch bänderig, klüftig, leicht zerfallend, mitunter
griffelig zerfallend. Farben bunt, von grau, grün, schmutziggrün bis rot©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at286

und rotbraun, auch schwarz, auch weiß gebleicht. Manganoxydhäute
sind auf den Kluftflächen oft sehr charakteristisch, fehlen wohl nie auf
den r o t e n Kieselschiefern, die vermutlich mit höherem Eisengehalt einhergehen.
Radiolarien als weiße meist unscharfe Punkte sind noch da und dort
makroskopisch kenntlich.
L. MARIO [104] hat u. d. M. Radiolarienskelette in fast allen Typen der kieseligen
Gesteine der Schi-Ho-Formation von Stara Raska (Südwestserbien) nachweisen können.
E. NOWACK wieder fand in den Jaspisgesteinen Mittelalbaniens überhaupt keineorganogenen Si0 2 -Spender, z. T. hält er die S i 0 2 der Kieselgesteine hydrochemischen
Ursprungs, in Zusammenhang mit den Umbildungen an den basischen Gesteinen. Ähnlichh a t F . KOSSMAT den SiO 2 -Reichtum in Nachbarschaft der Serpentine mit dem Freiwerden von SiO 2 bei angenommen submarin erfolgter Serpentinisierung in Zusammenhang
gebracht, wobei sich S i 0 2 als Gel ins Meer ergossen und dort, soweit sich nicht direkt als
Kieselgestein absetzend, zum Aufbau der Kieseltiere gedient haben soll.

K a l k e , Hof n s t e i n k a l k e , Mergel usw.
Es ist zu unterscheiden zwischen jenen Kalken, die s t r a t i g r a p h i s c h e s
Glied der Schi-Ho-Serie sind und jenen Kalken, meist Riffkalken dermittleren und oberen Trias, oft, doch nicht immer fossilführend, die vonoben her tektonisch in die Schi-Ho-Serie als Klippen eingepreßt, eingefaltet,
mit ihr verschuppt sind. Nicht immer sind die richtigen Verhältnisse
sofort oder überhaupt klar zu überblicken, da die starke Beweglichkeit
der Schi-Ho-Schichten, bedingt durch die reichliche Beteiligung dünnbankiger und dünnschichtiger Gesteine an ihrem Aufbau, häufig zu stark
gestörten, gestauchten und gekneteten Profilen führt. Das Abtrennen
der jüngeren Kalke in der Beobachtung ist jeweils von Wichtigkeit, um
nicht Altersentscheide zu Unrecht auf das tektonische Hüllgestein zuübertragen.
I m Bereich der Serpentinmasse des Zlatibor, deren Ränder von bedeutenden
Bewegungsvorgängen ergriffen wurden, sind A M P F E R E R und HAMMER [25] auf
solche Bedingnisse gestoßen. Sie bestehen auch z. B. in der Zlatarplanina und wurden
von O. GANSS [45] in seiner geologischen Monographie klar herausgestellt: ip
eine stark gefaltete Decke von tonig-sandigen, kalkigen und kieseligen Gesteinen der
Schi-Ho-Serie sind klippenartig jüngere Kalke, meist wohl unter tektonischer Diskordanz
eingesenkt. Für Mazedonien h a t F . KOSSMAT [751] in anderer Hinsicht darauf aufmerksam gemacht: „die Fossilarmut macht es schwierig, bei einzelnen Kalkriffen die
Entscheidung zu treffen, ob ältere oder jüngere Kalke vorliegen. Die Kristallinität ist
Schwankungen unterworfen und nicht immer als stratigraphischer Maßstab zu bewerten."

Unter die Bestandmassen der kalkigen Entwicklung innerhalb der
Schi-Ho-Formation gehören:Hornsteinkalke, meist gut geschichtet, dünnbankig plattig mit unregelmäßig verteiltem Hornstein. Einzellagen von Hornstein auch inmitten
der Silexkalke, oder langgestreckte Hornsteinbänder, den zentralen Teilder Kalkbänke füllend. K a l k e , meist grau, dicht bis massig kristallin.
H o r n s t e i n , dicht, sandig, auch grobkörnig, z. T. als flache, an Schwämme
erinnernde Gebilde im Kalk (0. GANSS). Auch massige Kalke, rote
brecciöse Kalke.
Knollige Kalke mit Lagen manganreicher Knollen und auch Kalkp h y l l i t e , der Untertrias entsprechend, westlich Pec (v. LEDEBUR [90]),
Kalkphyllite im mittleren Albanien (NOWACK [236]).
Mergel und Mergelschiefer, auch kieselige und sandige Mergel.

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Fossilinhalt.
Ausgenommen verhältnismäßig häufige Radiolarienspuren in den kieselreichen Gesteinen, weiße verschwommene Punkte schon makroskopischsichtbar, sind in dem sandigen, schiefrigen und Kieselgesteinsanteil derSerie bisher keine Fossilfunde gemacht worden. In ihrten paläontologischbestimmbare Funde zu machen, wäre von großer Bedeutung, denn sie undim allgemeinen nicht die Kalke, die überdies oft in unsicherer Position
erscheinen, stellen das Hauptkontingent der Schi-Ho-Serie und repräsentieren ihren z. T. flyschähnlichen Charakter.
O. GANSS [45], der die Schi-Ho-Serie in breiter Entwicklung in der Zlatarplanina(Westserbien) zu beobachten Gelegenheit hatte, hebt hervor, daß ihm weder Fließwülste
noch Kriechspuren in den Sandsteinen aufgefallen seien, im Gegensatz zu den im Sedimentcharakter manchmal ähnlichen, ebenso fossilleeren sandigen Werfener Schichten.

Was den nachgewiesenen Fossilinhalt der Kalke betrifft, scheint für viel 3
Fälle der schon eingangs erwähnte Vorbehalt zu bestehen, daß es sich um eingeschuppte höhere, d. h. auch jüngere Kalke handelt, oder doch um solche,die dei- obersten Abteilung der Schi-Ho-Schichten entsprechen.
B. MILOVANOVlC [110] hat, meines Wissens zuletzt, eine Zusammenstellungsolcher Funde aus dem Zlatiborgebiet gebracht, aus der hervorgeht, daß die Kalke im
Sedimentverband mit Schi-Ho-Schichten in der Hauptsache der mittleren Trias (Anis,
Trinodosus-Zone) angehören, wobei die Häuptentwicklung der Schi-Ho-Schichtend a r u n t e r dem Skyth entsprechen würde, nur ganz selten besteht nach Fossilfundensolcher Kalke ein Hinweis auf Obertrias.

Fazies.
Die Entwicklung der faziellen Verhältnisse in der Schi-Ho-Formation
geht, ungeachtet fallweise scharfer Diskordanz, o h n e U n t e r b r e c h u n g
a u s dem P a l ä o z o i k u m hervor. Dies wird übereinstimmend von allen
Beobachtern festgesteUt (ÄMPFERER, HAMMER, PILGER, GANSS,
v. LEDEBUR, auch eigener u. a.), ferner daß sich innerhalb der Schi-HoSchichten Zonen eines besonders lebhaften und raschen F a z i e s w e c h s e lherausheben, für Albanien im besonderen von E. NOWACK unterstrichen.
I m I b a r t a l Westserbiens sind paläozoische Schiefer und solche der Schi-HoSchichten oft nicht zu trennen (AMPFERER-HAMMER). Ähnlich geht es GANSS in
der benachbarten Z l a t a r p l a n i n a , der sich dort subjektiv entscheidet und die sandigquarzitischen Gesteine an der Basis der Schi-Ho-Formation noch dem Paläozoikum
zuschreibt, Metamorphose-Unterschiede sind kaum wahrnehmbar, vielleicht eine leichte
Abnahme der Phyllitisierung nach oben. I n M a z e d o n i e n können Gesteinselemente
der paläozoischen Serie gegenüber ähnlichen der Schi-Ho-Schichten eine leicht höhere
Metamorphose aufweisen, Hervortreten der Serizitisierung usw.

Bereits im Jungpaläozoikum Serbiens und Mazedoniens ist monoton
sandig-tonige, nur wenig kalkig unterbrochene Sedimententwicklung, Annäherung an Flyschcharakter, ausgeprägt, der auch von den Schi-HoSchichten übernommen wird. Sandige und zurücktretend kalkige Entwicklung stehen sich auch in den Schi-Ho-Schichten gegenüber. Die
Tendenz zu flyschartiger Ausbildung bleibt auch über die Bildungszeit der
Schi-Ho-Schichten hinaus in diesen Gebieten bestehen. Die Flyschbildungenin der Umgebung von Sarajevo (PILGER [137]), aus Sandsteinen und©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at288
Mergeln, Hornsteinen und Breccien bestehend, Mittel- und Obertrias
verkörpernd und auch Lias einschließend, sind, wo fossilleer, oft durch
nichts anderes als Mangel an basischen Einschüben von den ähnlichenälteren Schi-Ho-Schichten unterscheidbar. — I m s e l b e n R h y t h m u s g e s e t z
des G e o s y n k l i n a l r a u m e s b e g r ü n d e t , d ü r f t e a u c h die s t ä n d i g e
Wiederkehr
der k i e s e l r e i c h e n
A b s ä t z e imbalkanischen
R ä u m e v o n der D e v o n z e i t bis in die K r e i d e a n z u s e h e n sein.
I m Z l a t i b o r nimmt die kalkige Entwicklung der Sehi-Ho-Formation an dessen
Südrand zu (HAMMER). Kalke sind auch entsprechend reichlich nach den Aufnahmen
von GANSS in der Z l a t a r p l a n i n a vertreten; dort nimmt die überwiegend kieselige
Fazies den höheren Horizont ein. Bei B a n j a L u k a unterscheidet P I L G E R eine untere
Abteilung der Schi-Ho-Schichten als kalkig, in Hornstein- und Mergelfazies, eine obere
als sandig mit Sandsteinen, Feinkonglomeraten und eingeschalteten Hornsteinlinsen.
I m B a n Do-Abschnitt des Ibargebietes bei Zwecan fand ich die sandig-kieseligen
Bildungen im Tiefsten über Serpentin. E. NOWACK stellt im mittleren Sskumbiabschnitt Albaniens eine Schi-Ho-Zone einer Schiefer-Kalk-reichen Zone der Schi-HoSchichten gegenüber.

Pur die richtige Beurteilung der B i l d u n g s b e d i n g u n g e n d e r , S c h i H o - S c h i c h t e n ist in bezug auf die eingeschalteten Radiolaritgesteine die
Beantwortung der Frage von Wichtigkeit: T i e f s e e b i l d u n g oder n i c h t ?
Sie wird im allgemeinen bejaht, dieses Ja als selbstverständlich oft gar nicht
diskutiert (Abyssiden KOBERs!), anderseits werden auch Zweifel geäußert(NOWACK, zuletzt GANSS). (Auch S. 298). Es sagt mir nicht zu, hier eine
Meinung mit Nachdruck zu vertreten, wofür mir im eigenen Beobachtungsmaterial nicht viel an Neuem zur Verfügung steht, nur einige Hinweise seien
mir gestattet. Der gesteigerte Rhythmus im sandig-tonig-kieseligen Absatz,
die n i c h t s e l t e n e Einschaltung grobklastischer Bildungen mit Abtragsmaterial der unmittelbar vorher gebildeten oder eben erst freigelegten Gesteine sprechen in der Tat für m o b i l e n Boden, in welcher Richtung sichauch 0. GANSS [45] äußert. Aber auch M e e r e s s t r ö m u n g e n können daranteilhaben. Rezente Radiolarientone der Tiefmeere sind im allgemeinen docheher in Gesellschaft pelitischer denn psammitischer Gesteinsbildungen. NachZITTEL umspannt der Lebensraum der Radiolarien sowohl Oberfläche alsauch tiefen Meeresgrund; in den tropischen Meeren treiben Radiolarien
schwimmend an der Oberfläche. Von Strömungen erfaßt, wäre Transportund Ablagerung in seichtere Meerestiefen gut denkbar. Die Einheitlichkeit
der Erscheinung der Radiolaritgesteine weit über den dinarischen Bereich
der alpinen Geosynklinale hinaus in ihrer Fortsetzung nach Kleinasien,
Armenien (PAULCKE [343]), Persien usw. läßt aber doch eher noch einheitlichere Ursachen vermuten, als es Transport von Meeresströmungen inflachere See mit küstennäheren Absätzen sein können, so daß die Vorstellung der Tiefenrinnen doch die weitgefaßtere zu sein scheint. Auch
Faktoren des Meeresklimas mögen an den Bildungsbedingungen teilhaben.
L. MARIO [104] h a t eine Reihe von Schichtgliedern der Schi-Ho-Serie aus dem
Gebiete Stara Raska (ehem. Sandsehak Novipazar, Südwestserbien) petrographischuntersucht, hiebei die Hornsteine überall als sedimentäre Gebilde festgestellt, durch
Umkristallisation der Radiolarien-Si0 2 entstanden. Übergänge aus Sandstein und Radiolarien-Sandstein führen unter Abnahme der Korngröße über Hornstein reich an SiO azu Hornstein reich an CaC0 3 - und schließlich zu Si0 2 -reichen Kalken.
E. NOWACK [236] kann an den Hornsteinen des Skumbigebietes den Charakter
von Tiefseesedimenten nicht nachweisen, hält aber dafür, daß eine Beantwortung derFrage nach Herkunft der Si0 2 , ob organogen mittelbar in Zusammenhang mit den©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at289
basischen Gesteinen oder als nachträgliche Silifizierung in Verbindung mit metamorphen
Umbildungen der basischen Gesteine oder völlig unabhängig von den basischen
Gesteinen, nicht überall gleichartig zu beantworten sein wird,

Für die M ä c h t i g k e i t der Schi-Ho-Schichten hat meines Wissens eigentlich nur A. PILGER eine Zahlengröße angegeben: 2 km. Dem exakten Feststellen der Mächtigkeiten hinderlich ist d e r M a n g e l a n r u h i g e n Profilen,
die ganze Schichtfolge umspannend. Fast durchwegs herrschen stark
gestörte Lagerungsverhältnisse: tektonischer Beanspruchung nachgebend,
ist die Neigung zu Zusammenstau, Isoklinal- und Wirrfaltenbindung,
Schuppung und Überschuppung überaus groß (z. B. Abb. 51). Vermutungsweises Schätzen der Mächtigkeit tritt an Stelle von Messen. Wo ruhigere
Lagerungsverhältnisse angetroffen werden, ist oft nur ein reduzierter Ausschnitt der Schichtfolge erhalten. Die Größenordnung der Mächtigkeiten,
auch eigener Einsicht entsprechend, bewegt sich zweifellos von einigen
100 m aufwärts bis zu Spannen von 1 bis 2 km und darüber. Die Einzelmächtigkeiten sind in den Kieselschiefern und Kalken gewöhnlich geringer
als in den einförmigeren Sandsteinhorizonten; in Zonen lebhafteren Rhythmus
der Sedimentation handelt es sich meist um Einzelmächtigkeiten in der
Größenordnung von wenigen Zehnermetern; die Breccienhorizonte bleiben
eher unter diesem Ausmaß.
Lagerungs Verhältnisse.
Bei der Fossilarmut der Schi-Ho-Schichten kommt der richtigen Beurteilung der Lagerungsverhältnisse erhöhte Bedeutung zu, um zu den Fragen
von Alter und stratigraphisch-tektonischer Einordnung der Schi-HoFormation in Richtigkeit Stellung zu nehmen. Ungeachtet der Übereinstimmung vieler Beobachter bestehen auch nicht wenige widersprechende
Auffassungen, nicht zuletzt hervorgerufen durch die subjektive Auffassung
tektonischer Verhältnisse.
Das Hervorgehen der Schi-Ho-Schichten aus dem Paläozoikum wurde
bereits angeführt. Neben Übergang bestehen aber auch zahlreiche Profile,
wo sich die Schi-Ho-Schichten klar vom Paläozoikum abheben. Hier zeigt
sich überall, daß vor Ablagerung der Schi-Ho-Schichten, auch noch während
ihrer ersten Bildungsphase, ein weitgehender Abtrag geherrscht haben muß,der über die paläozoischen Schichten übergriff und bis auf das Intrusionsniveau der im Paläozoikum steckenden Peridotite herabging.
Die Einsicht von einer Abtragsperiode vor Ablagerung der Schi-HoSchichten haben zuerst O. AMPFERER und W. HAMMER von Z l a t i b o r \gebracht, B. MILOVANOVIÖ konnte sie bestätigen. Im I b a r m a s s i v
führen Beobachtungen zu gleichen Schlüssen. Auch für A. PILGER steht
das Vorhandensein fallweise „einer erheblichen Reliefenergie am vortriadischen Untergrund" außer Frage [138].
Die Schi-Ho-Schichten erscheinen, wo am Zlatibor einigermaßen ruhige
Lagerungsbeziehungen nachgewiesen werden können, stets als Dach ü b e r
Peridotit, nie als seine primäre Unterlage. Lokale gegenteilige Lagerungsverhältnisse zeigen sich immer wieder als Überschiebungen. Die Konglomerate und Breccien der Schi-Ho-Schichten enthalten ja auch neben Material
ihrer eigenen Serie Geröll der ultrabasischen Gesteine!
Jahrbuch 6. B. A., Sonderband 1, 2. Teil

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290

1000m

500

0

1000 mAbb. 112. Verrucano und Diabashornsteinsehiehten über Serpentin des Zlatibor bei
Sveti P e t a r a n der Drina, Westserbien. —' Nach W. HAMMER (Fig. 9 in [25]).
D = Dacit (und Andesit), SG = Serpentin und Gabbro, p = paläozoische Tonschiefer
u n d Phyllite, pq = Quarzit, q = Quarzite u n d kieselige Kalke, v = grobes Quarzkonglomerat und brecciöse Quarzhornfelse, dh — Hornfelse, grauwackenähnliche Sandsteine„Tuffite", Diabaslagen, de = Diabas, Sandstein und Konglomerate, k = dunkelgrauer
Kalk, hs = flaserige, gelbliche Kalkschiefer und Rauhwacke, sr = rote Tonschiefer,
S = dunkelgrauer, sandiger Schiefer und Hornfels, 81 = brauner Sandstein, tk = dünnbankige Triaskalke, td = Triasdolomit.

Soweit auch tektonisch stärker gestörte Verhältnisse anderswo noch verläßliche Rückschlüsse gestatten, dürften wohl alle Beobachtungen über Verband Serpentin und Schi-Ho-Schichten den Befunden am Zlatibor sich ohne
Zwang anpaßbar erweisen.
Damit ist freilich schon erst später Auszusagendes vorweg genommen:d i e S c h i - H o - S c h i c h t e n s i n d — aller Wahrscheinlichkeit nach gilt diesfür den gesamten Komplex der Schi-Ho-Formation — nie p r i m ä r e s Verb a n d s g e s t e i n d e r P e r i d o t i t - S e r p e n t i n e gewesen, sondern ruhen
ihnen transgressiv auf. Die Transgressionsanzeichen sind freilich nicht
gerade eindringlich, waren es wahrscheinlich von Haus aus nicht, und sindüberdies durch jüngere tektonische Vorgänge, die vielfach ein Abgleiten der
Schi-Ho-Decke von Peridotit bewirkt haben, völlig unkenntlich geworden.
Vermutlich handelt es sich um m a r i n e A b r a s i o n s v o r g ä n g e , in deren
Gefolge es zum Absatz der Schi-Ho-Schichten kam. Verwitterungszonen
des Unterlagsgesteins bleiben aus, echte Basalkonglomerate fehlen oder esstellen sich klastische Schichten erst in höheren Horizonten ein.
A M P F E R E R und HAMMER haben eine untere und obere Schi-Ho-Serie unterschieden: die untere habe eine Position ü b e r Werfener u n t e r der Hauptmasse der Triaskalke, die obere greife transgressiv über Obertrias hinweg. F ü r die obere Schi-HoFormation bestehen keinesfalls unmittelbare Beziehungen zu den ultrabasischen
Gesteinen, sie sollen hier nicht weiter betrachtet werden. Neuere Untersuchungen(PILGER, GANSS u. a.) sehen übrigens in den „oberen" Schi-Ho-Schichten z. T.
tektonische Schollen der unteren Serie, z. T. selbständige Entwicklungen in gleicher Fazies
aus J u r a oder Kreide.

Eine Reihe markanter L a g e r u n g s b e z i e h u n g e n der Schi-HoS c h i c h t e n , von verschiedenen Beobachtern festgestellt, wird unter Hinzufügen eigenen Beobachtungsmaterials im folgenden kurz angeführt:Im Z l a t i b o r können nach AMPFERER und HAMMER [25] Schi-HoSchichten zum Teil Werfener ersetzen oder stehen in echtem konkordantem
Wechselverband mit ihnen. Nach den gleichen Geologen erscheint im
L i m t a l bei Sjenica Werfener ü b e r Schi-Ho-Schichten in relativ ruhiger
Lagerung.
Nach MILOVANOVIÖ [110] kommen bei V i s e g r a d am W-Rand desZ l a t i b o r und Ljubis am O-Rand Schi-Ho-Schichten u n t e r Werfener
Schichten hervor. Vom W-Rand bei Visegrad hat W. HAMMER bereitsausgesagt: Schi-Ho-Schichten liegen über Peridotit und werden überlagert
von Werfener Schichten und Muschelkalk.

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291
Nach SIMlC [150] erscheinen am Viasinaberg des Medvenik-Gebirges,
Nordwestserbien, über einem Gewölbe von oberpermisehen Kalken schwarzeschiefrige und mergelige Kalksteine, nach oben übergehend in schwarze
dann rötliehe Schiefer des Werfener Niveaus unter normalen Lagerungsverhältnissen, gefolgt von mannigfaltigen Bildungen der Schi-Ho-Schichten.
A. PILGER [137] sieht bei Han Pijesak in B o s n i e n die Schi-HoSchichten normal über Perm.
Auf der Borja planina in B o s n i e n fand ich die Peridotitmasse gleichsam
aus einer Haube der ihr auf lagendern Schi-Ho-Schichten sich herausschälend.
Auf der Osrenplanina in B o s n i e n , von Maglaj aufsteigend, sind die
Lagerungsverhältnisse der Schi-Ho-Schichten außerordentlich gestört, aberdoch ist ein Anlehnen derselben als Dach über den weitausladenden Peridotitstock den Aufschlüssen als weitaus wahrscheinlicher zu entnehmen wie etwa
die Rolle der Schi-Ho-Schichten als primäre Hüllserie.
In der I b a r m a s s e Westserbiens, bei Rupe im Studenicatal sieht
W. HAMMER Schi-Ho-Schichten zwischen Peridotit und paläozoischen Schiefern. Ich selbst habe im Ban Do-Tale bei Zvecan eine
Scholle in sich ziemlich ruhig gelagerter Kieselschiefer-Sandsteine derSchi-Ho-Schichten, an sichtbaren Störungen grabenförmig eingesenkt, im
Dach der Serpentinmasse angetroffen.
In I n n e r m a z e d o n i e n tritt die Schi-Ho-Formation zurück oder verschwindet ganz. Wahrscheinlich haben wir es bei den gebankten Kieselkalken, die im D r e n i c a t a l (Amselfeld) mit Buntsandsteinen und Quarziten
den Serpentin überlagern (Abb. 31), noch mit Hornsteinkalk der Schi-HoSchichten zu tun. Im übrigen beherrscht die etwas ähnliche, mäßig höher
metamorphe Fazies des Paläozoikums das Gesteinsbild im Umkreis derSerpentine. Oft schien mir ein unmittelbarer Übergang der Schi-HoSchichten in Sandstein-Kieselschiefer und Kieselkalk des Paläozoikums
gegeben, so daß ich einmal, noch in Unkenntnis gewisser Lagerungsverhältnisse in Bosnien und Westserbien, in den Schi-Ho-Schichten eine Sonderentwicklung des Paläozoikums zu sehen geneigt war. Das trifft nun in Gesamtheit nicht zu, aber in der Tat scheinen sich im jüngsten Paläozoikum
beide Fazien dem Alter nach zu überschneiden.
L o j a n e bei K u m a n o v o . Transgressiv über Serpentin, Jura-Riffkalk
unterlagernd, folgt ein Zug brauner Mergel, Schiefer und Sandstein mit
Mangan- und Toneisenknollen den Kalken; vermutlich handelt es sich um
eine Schi-Ho-Fazies des Jura.
In den westlichen Abschnitten von A l b a n i e n lassen gewaltige tektonische
Umgestaltungenklare
Lagerungsbeziehungennirgends
erkennen.
NOPCSA [234] leitet von Nordalbanien, wo er in der Merdita für Mitteltrias gehaltene Schi-Ho-Schichten u n t e r die Serpentine tauchend
beobachtet, für letztere noch jüngeres Alter ab. Aber ähnliche Lagerungsverhältnisse treffen fallweise auch am Zlatibor zu und können dort mit
Sicherheit als rein tektonisch zustande gekommen gedeutet werden.
E. NOWACK [236] gibt zu, daß eine stratigraphische oder sonst gesetzmäßige Relation für die „Serpentin-Schiefer-Hornsteinschichten" zumindest für den Mittelabschnitt Albaniens nicht erwiesen ist.
Wie es in der Fortsetzung der Cukali-Merditadecke Albaniens nachG r i e c h e n l a n d , in der Olonos-Pindos-Zone und der osthellenischen Zone
(C. RENZ [306]) im einzelnen hinsichtlich Auftreten der Schi-Ho-Schichten©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at292
und Beziehung zu Serpentin steht, ist mir nicht, oder zu wenig aus eigener
Anschauung bekannt. Die Aufnahmen von RENZ haben aber auch dort
im triadischen Schi-Ho-Flysch oder neben diesem reichlich paläozoische
Elemente festgestellt, die ich wohl für die mitgeführten eigentlichen primären
Verbandsträger des Serpentins halten möchte. Für R o d i a n i im O l y m p g e b i e t ist dies letztere zweifellos der Fall.
DiabasSchichten:(Melaphyr),Diabasporphyrit

in

den

Schi-Ho-Für die Schi-Ho-Schichten Westserbiens, Bosniens und Albaniens ist
in der Tat das Durchdrungensein von Diabas in Lagern, Gängen und Stöcken
eine höchst kennzeichnende Erscheinung und hat ihnen den Namen „DiabasHornsteinschichten" eingetragen. Aber auch Diabas-freie Abschnitte derSchi-Ho-Bereiche nehmen in Westserbien, beispielsweise in der Zlatar
planina nicht geringen Raum ein. In Griechenland, wo die Schi-HoSchichten eine besonders große Entfaltung erreichen, nach R e n z hauptsächlich Mitteltrias nebst Untertrias faziell ersetzen, bestehen Abschnittez. B. in der Olonos-Pindoszone völlig frei von jeglichen basischen
vulkanischen Einschaltungen.
Die Häufung der diabasischen Lagen in den Schi-Ho-Schichten ist alsÄußerung von Effusiv- und Intrusivvulkanismus gleichzeitig mit der
Sedimentation oder ihr kurz nachfolgend (HAMMER) aufzufassen, obwohl
Kontaktmetamorphose von Seite Diabas gegenüber Schi-Ho-Schichten
selten ist.
Ausnahmsweise erwähnt Baron NOPCSA konkordante Lagen von Diabas in mitteltriadischen (ladinischen) Schi-Ho-Schichten Nordalbaniens, mit „Weißbrennen" derSchiefer verbunden. Gleiches A M P F E B E B von einem Diabasdurchbruch bei Nova Varos
in der Zlatar planina. O. GANSS beobachtet im Hangend eines Diabaslagers in der
Zlatar planina Umwandlung eines Badiolaritdaches durch Kontaktmethamorphose inPorzellanjaspis.

In einzelnen Fällen i s t t e k t o n i s c h e s Einschieben, tektonisches Wiederholen auch bei Diabasvorkommnissen der Schi-Ho-Schichten zu beobachten.
Differentialbewegungen an den Diabasgrenzen zu den Schi-Ho-Schichten
sind bei gemeinsamer tektonischer Beanspruchung besonders an stockförmigen Diabasmassen zu erwarten.
Weder sind die Diabase räumlich eng an den Peridotitumkreis beschränkt
noch tragen sie die Anzeichen einheitlichen Alters.
Für die teilweise kalkige Diabasrandzone als Basis des DubosticaSerpentins in Bosnien wäre vorperidotitisches Alter möglich, doch nicht
unabweislich. NOPCSA und KOSSMAT sehen die Eruptionsfolge in der
Reihe: Diabas vor Peridotit. PILGER spricht in Zeitbezug auf Peridotit,von älteren und jüngeren Diabasen in Bosnien. Dies ist auch nach meinen
Beobachtungen am zutreffendsten (siehe auch S. 341). Die Diabase können
Vorläufer, Begleiter und auch Nachfahren ultrabasischer Intrusion sein.
Die verbreitetste Eruptionsfolge innerhalb des eigentlichen ultrabasischen
Zyklus ist wohl: Peridotit — Gabbro — Diabas. Der diabasische Effusivvulkanismus ist jedoch weit über die Peridotitära hinaus wirksam. Der
spätere Abschnitt V setzt sich mit den Altersfragen noch eingehender auseinander.

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293
Diabaslager sind auch in oberpermischen Schichten und Werfener Schiefern desZlatibor-Bereiches eingeschaltet; unter den Geröll-Komponenten der Schi-Ho-Konglomerate
bei Drasevica am Zlatibor finden sich Serpentin- und Diabasgerölle (AMPFERER). I nuntertriadischen u n d mitteltriadischen Sedimenten ihre Hauptverbreitung findend,
steigen im abgeschwächten Maße vereinzelt auch Diabasgänge in die obertriadischen
Kalke hoch. (PAVLOVlC [124] Zlatibor.)

Diabase, mit ihnen verbunden doch weniger zahlreich Diabasporphyrite,
erweisen sich mithin als D u r c h l ä u f e r des o p h i o l i t h i s c h e n I n t r u s i o n s z y k l u s , aber auch n a c h dem Abschluß der ultrabasischen Intrusionenüber weite Epochen hinaus noch die Aktivität des basischen Untergrundes
anzeigend und lokalisierend.
Wie i s t n u nd i e B e z i e h u n g des P e r i d o t i t s e r p e n t i n s zu d e n
S c h i - H o - S c h i c h t e n zu w e r t e n ?
In den vorangehenden Erörterungen wurde dargetan, wie sehr
Beobachtungen insbesondere an den Lagerungsverhältnissen zur Annahmedrängen: Die Schi-Ho-Schichten waren nie Bestandteil der primären Hüllschichten der Peridotitintrusion, sondern haben stets nur die Rolle dessekundären Daches über bereits in Abtrag befindliche Peridotitmassen
gespielt. Die untere Transgressionsgrenze der Schi-Ho-Schichten würde so
ungefähr mit der permisch-voruntertriadischen Abtrags- und Aufschüttungsperiode zusammengehen.
Wo immer Peridotitserpentin innerhalb der Schi-Ho-Schichten angetroffen wurde, kann nach meiner Einsicht immer die tektonische Einschubwirkung festgestellt werden. Bei kleineren Serpentinmassen kommt diesin der meist außerordentlich starken Zertrümmerung zum Ausdruck, Ausbildung von Geröllserpentin, Breccienserpentin, glasigen Serpentin. Rütterzonen begleiten die Ränder, öfters verraten sekundäre Mineralisationen andiesen Stellen die tiefgreifende Wirkung der Störungen. Große Serpentinmassen verhalten sich tektonischen Beanspruchungen gegenüber mehr
träge, widerspenstig, und empfangen oft nur an den Rändern eindringlichere
Bewegungsspuren. Im allgemeinen Abschnitt über die Tektonik und Metamorphose der Serpentinmassen wird hiezu noch einiges auszusagen sein.
„Apophysen" von Serpentin in die Schi-Ho-Serie habe ich nie beobachtet,
sie gibt es wohl nicht. Wo immer ich solche Erscheinungen antraf, blieb ichüber den tektonischen Transport nie im Zweifel. Dies gilt für die Serpentinkeile in den Schi-Ho-Schichten, welche das Serpentinmassiv der O s r e n
p l a n i n a in Bosnien umhüllen ebenso gut wie für Serpentinschollen in den
T^ildbewegten Schi-Ho-Polgen der M e r d i t a in Albanien.
Die von AMPFERER und HAMMER zuerst aus den Lagerungsverhältnissen des Zlatibormassivs empfangenen Eindrücke und Beobachtungenführten diese Forscher zur Annahme der v o r m e s o z o i s c h e n Intrusion
dieser Peridotitlakkolithen. Von Mazedonien her habe ich eine ähnliche
Auffassung für die ultrabasischen Gesteine der zentralen Balkanhalbinsel
mitgebracht und schon in meinen früheren Studien vertreten. Seither war
es mir gegönnt, viele andere basische Gesteinskomplexe in allen Ländern
des Balkans kennen zu lernen. Die Fülle an Beobachtungen und Vergleichen
Iiaben mir hiebei immer wieder die Vorstellung des v o r m e s o z o i s c h e n
A l t e r s der S e r p e n t i n e , in ihren hauptsächlichen Vorkommen oder inihrer Gesamtverbreitung auf der Balkanhalbinsel, aufgedrängt. Im Ab-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at294
schnitt V wird diese Altersauffassung im einzelnen zu begründen versucht.
Ich bin mir bewußt, mit dieser Auffassung keineswegs alle Probleme bewältigt
zu sehen, das Schwindenmachen eines Problems bringt ja zu häufig Neuauftauchen anderer Fragen mit sich.
Die auffallende Tatsache, daß gerade die Schi-Ho-Schichten in engem
Bündnis zu Peridotiten, sei es auch nur das der Überlagerung derselben, zu
stehen scheinen, erfordert weitere Begründung. Zum anderen ist es das
Verknüpftsein der Schi-Ho-Schichten mit Diabasen, letztere bisher in engster
Beziehung zu Peridotit stehend gedacht, das durch die Verweisung derPeridotite in vormesozoisches Alter in seiner anscheinend natürlichen
Bindung erschüttert werden soll.
Das Verhaftetsein der Schi-Ho-Schichten mit Serpentin ist aber, wie wir
gesehen haben, von keiner allgemeinen Gesetzlichkeit erfüllt. Weite
Serpentinräume der Balkanhalbinsel, an Ausmaß den anderen mit Schi-HoFormation in Beziehung stehenden nicht unterlegen, bestehen ohne Überlagerung durch oder Verband mit Schi-Ho-Schichten. Aber auch auf Seite
der Schi-Ho-Schichten, welch breite Entfaltungen auch schon in den tieftriadischen Abteilungen sind bekannt o h n e Serpentineinschübe, auch z. T.
ohne Diabaszwischenlagen! In den Schichten gleicher Fazies in den höheren
Triasstufen und des Jura sind überhaupt keine Serpentine, vielfach auchkeine Diabase mehr zugegen! Also sind nicht gerade die KieselschieferRadiolaritgesteine ein Entscheidendes für eine Bindung dieser Fazies an
Serpentin.
Ein wesentliches Moment, das ursächliche Bindung der Schi-Ho-Schichten
an Serpentin verdächtig macht, scheint darin zu liegen, daß auf breitem,
wohl tektonisch vorgezeichnetem Raum (einer Furche vergleichbar, Trog
nach PILGER), während der Abtragsperiode, die der Ablagerung derSchi-Ho-Schichten vorausging, also etwa in spätpermisch-frühuntertriadischer Zeit, bedeutende Areale von Serpentin eben gleichzeitig entblößt wurden. Daß Serpentinmassive, einmal angeschnitten, meist
rascherem Herauslösen aus diesem Verbände unterliegen als ihre Umgebungen, sehen wir oft an rezenten Beispielen. Nun handelt es sich indiesem Falle der Schi-Ho-Schichten um vermutlich marine Abrasionsvorgänge, deren über lange Epochen hinaus sich vollziehende Wirkungsweise
uns zwar weniger geläufig ist, in ihren Grundtendenzen aber von terrestrischer
Abtragung nicht allzuweit abweichen dürfte.
Für die Herstellung der Furche, die in ihrer Längserstreckung regionale
Abmessungen erreicht, waren vermutlich auch tektonische Vorgänge derausklingenden variszischen Orogenese beteiligt; es mag sich hiebei eher um
Heben der Ränder als grabenartiges Versenken, das die Peridotite im
Furchenraum nur noch tiefer befördert hätte, gehandelt haben.
Um in das Intrusionsniveau der Peridotite abzusteigen, wäre eine Ausräumung von wenigen Kilometer Teufe, gemessen ab vortriadisches Oberflächenniveau erforderlich gewesen. Bei einer Furchenbreite von m i n d e s t e n s 30 bis 50 km als Maß vor dem Zusammenschub in der alpindinarischen Orogenese — brauchte diese Teufe noch lange keine Steilränder
erzeugen.
Die so entstandene Furche gewährte Raum für den nachfolgenden Absatz
der permo-triadischen Sedimente in der Fazies der Schi-Ho-Schichten. An
den Rändern der Furche geht die Fazies der Schi-Ho-Schichten in die©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at295
regionale Flachseefazies der Werfener über, aber auch beide Fazien bestehen
nebeneinander, wobei vielleicht Meeresströmungen und damit verursachteÄnderung des Meeresklimas die Bildung und Trennung dieser Fazies unterstützt haben. Damit wäre ungeachtet einer anderen Auffassung über Auftreten und Alter der Serpentine dasselbe Bild gewonnen, das A. PILGER[137] für die Entstehung des „innerdinarischen Troges" anschaulich entwickelt hat. Ob es sich bei der Tiefe des Troges oder der Furche tatsächlichum abyssische Tiefen gehandelt haben muß, hängt wohl auch von derRichtigkeit der Fragebeantwortung hinsichtlich notwendiger Bildungstiefe
der Radiolaritgesteine ab; psammitische und klastische Bildungen der
Schi-Ho-Serie sprechen gegen große Tiefen.
Die Vorstellung einer Tiefenrinne würde in der Tat die Begründung
erleichtern: warum der diabasische submarine EiFusiv- und Intrusivvulkanismus im Bereiche der Schi-Ho-Fazies am ehesten Anschluß gewinnen konnte
an die in der Tiefe erneut mobil gewordenen, wenn auch in andere Gesteinsa.bspaltung mündenden Kräfte der Simabewegungen.
Für die Diabaseinschaltungen in die Schi-Ho-Serie ließe sich also eine
gute Übereinstimmung an e i n e n Teil der Ideengänge von A. PILGER
gewinnen.
Die Vorstellung von A. P I L G E R [137] besagt: Entstehen langgestreckter trogartiger
Senken zwischen Schwellen in spätpermisch-triadischer Zeit als Höhepunkt der dinarischen
Geosynklinalbildung; hierauf Ablagerung der Unter- u n d Mitteltrias in den Trog unter
Schi-Ho-Fazies bei gleichzeitigem Ergießen der Ophiolithe einschließlich der Serpentine
in den Trog. Die Ophiolithe in Gesamtheit sind Ausdruck des „initialen Magmatismus"
im Sinne von H . S T I L L E und werden hiemit ausschließlich als Einbegleiter der alpindinarischen. Geosynklinalbildung angesehen.

Das H e r a u s h a l t e n d e r P e r i d o t i t g e s t e i n e aus diesem Vorstellungskreis, die zeitliche Abtrennung derselben vom Entwicklungsgang einer
Gruppe späterer Diabase mag fürs erste befremden. Aber auch die Verhältnisse der bosnischen Serpentine, welche den Rückschlüssen A. PILGERs
zugrunde liegen, haben beigetragen, mich in dieser Auffassung zu bestärken.
Denn auch dort sind im Grunde genommen keine anderen Verbands- und
Lagerungsverhältnisse zu rekonstruieren, als sie für die mazedonischen undostalbanischen Serpentinmassen angetroffen werden, wo nirgends Verknüpfung derselben mit Trogsenken triadischen Datums nachzuweisen ist.
A l t e r u n d V e r b r e i t u n g d e r G e s t e i n s b i l d u n g e n in S c h i - H o F a z i e s . Zusammenfassend sei noch kurz einmal die Altersstellung derSchi-Ho-Schichten umrissen, wie sie aus der bisherigen Erkenntnis sich•darstellt. Solange in den psammitisch-kieseligen Elementen der Schi-Hoschichten Fossilien nicht gefunden werden, ist man in diesen Belangen auf•die Lagerungsbeziehungen angewiesen. Die Ergebnisse der verschiedenen
Forschungen (PHILLIPSON, AMPFERER, HAMMER, LOCZY, KOSSMAT, NOWACK, NOPCSA, RENZ, MILOVANOVIÖ ,LUKOVIC, SIMIÖ
ii. a.) wurden zuletzt von A. PILGER [16, 138] zusammengefaßt: Die SchiHo-Schichten ersetzen faziell Untertrias bis Mitteltrias, reichen bis ins Perm
herab, ausnahmsweise bis Obertrias hinauf: in Griechenland können auch
Obertrias und Jura in dieser Fazies entwickelt sein.
Mit den Radiolarien selbst, abgesehen von ihrem meist schlechten
Erhaltzustand in den Schi-Ho-Schichten, war für eine Altersbestimmung bisher nicht viel anzufangen gewesen. Die Bedeutung der Radio-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at296
larien, die ihre Entwicklung seit dem Präkambrium (?Radiolarien-Quarzite
in Gneisen!)*) bis heute herauf haben, als Leitfossil ist ja im allgemeinennicht groß.
Die V e r b r e i t u n g der G e s t e i n s b i l d u n g e n in S c h i - H o - F a z i e a
auf der Balkanhalbinsel kartenmäßig aufzuzeigen, bereitet zur. Zeit noch
Schwierigkeiten, da zu wenig Verbreitungsgebiete in geologischen Detailkarten erfaßt sind. Die Übersichtskarte, wie sie A. PILGER [16] bietet»besagt ja keineswegs, daß überall dort, wo Trogsedimente und damit verkörpernd Schi-Ho-Schichten angezeigt sind, diese auch tatsächlich sich vorfinden. Diese schematisch gedachte Karte umfaßt vor allem fast alle Gebiete wo S e r p e n t i n e bekannt sind und zeichnet deren Umgebung als„Trogbereiche" ein, wo auch keine Schi-Ho-Schichten unter- und mitteltriadischen Alters sich vorfinden. Dies letztere trifft zu für einen weiten
Bereich der Vardarzone, für den Westrand des pelagonischen Massivs undandere Gebiete. Serpentin und Schi-Ho-Schichten sind eben nicht unbedingt
und überall aufeinander angewiesen. Die S c h i - H o - S c h i c h t e n s t e l l e nn u r e i n e n S o n d e r f a l l der B e d e c k u n g p e r i d o t i t i s c h e r A r e a l e
d a r . Es ist auch keinesfalls anzunehmen, daß dort, wo Schi-Ho-Schichten
in Begleitung der Serpentine fehlen, die Schi-Ho-Schichten etwa durch
Abtrag verschwunden seien. Gerade die Vardarzone mit ihrer intensivenÜberschuppung würde tektonisch vermocht haben, etwaige Gegenwart
von Schi-Ho-Schichten zu konservieren. Eher finden sich in paläozoischen
Bildungen dieser Gebiete Anklänge an die Schi-Ho-Pazies, die als Vorläufer
oder z. T. auch als permisches Äquivalent derselben zu deuten wären.
Die hier gebrachten Ausführungen über Prägen der Beziehung von SchiHo-Pormation zu den Peridotitgesteinen sollen keineswegs eine neue, abschließende Synthese darstellen; sie sind vielmehr als Beitrag zu werten zur
Klärung der noch immer bestehenbleibenden Problematik dieser Wechselbeziehungen. Die Ausführungen entsprangen einer Summe von Erfahrungenim g e s a m t e n Balkanraum und dem Bedürfnis, diese Erfahrungen und
Beobachtungen auch mit der Erscheinungsweise der Schi-Ho-Schichten,,die ich in einer Reihe charakteristischer Ausschnitte kennen lernte, in Einklang zu bringen zu versuchen. Vor allem lag mir daran zu zeigen, daß es
für den Fortschritt in der Erkenntnis dieser Prägen gefährlich wäre, sichheute schon dialektisch in Sicherheit zu wiegen und die Verhältnisse über dieerreichte Reife der Beobachtungen und Schlüsse hinaus klarer darzustellen
als sie sind. Die Einweisung der gesamten Ophiolithphänomene in den
Jura durch P. KOSSMAT, diesem weitblickenden und erfahrenen Pionier
der Balkangeologie, ist Beispiel und Warnung, wie später diesem Postulat,
die auch noch so häufige Wiederverwendung nicht nützen kann, wenn sichder Rahmen seiner Argumentation von Anfang an als zu eng erweist. Die
nicht geringere Erfahrung, mit der sich E. NOWACK vor allem den
Ophiolithproblemen in Albanien gegenübersah, erlegte diesem Forscher
auch noch am Abschluß seines Albanienwerkes Vorsicht und Behutsamkeit
in Behandlung der Ophiolith-Fragen auf.
Die Beziehung der Ophiolithe zu Radiolaritgestein in den A l p e n , welche Frageu. a. von G. STEINMANN [445] frühzeitig aufgeworfen wurde, betrifft hier auch mehrdie über größere Epochenspannen durchlaufenden diabasischen Gesteine als wie die
XJltrabasite, ebenso im Apennin.
*) Nach G. D E F L A N D R E , Bull. soc. Zool. de Fran?a, vol. 74 (1949) Paris 195Q:.
Keine präkambrischen Radiolarite in Westfrankreich!

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Es bedarf noch vieler geologischer Feldarbeit, vieler Beobachtungen undeiner vorsichtigen, erfahrenen Bewertung derselben, aber auch eines großenÜberblickes und bedeutender Vergleichserfahrung, um zu diesen Fragen
allgemein gültige Formulierung der Antworten zu finden. Wie schwierig
kann es oft sein, in tektonisch so stark gestörten Gebieten, wie es meist
die Bereiche der Schi-Ho-Schichten sind, Faziesübergänge, seitliches „Verzahnen" mit Sicherheit festzustellen. Für Klärung mancher Fragen ist es
auch für den erfahrenen Tektoniker geradezu Aufgabe, Ausschnitte relativ
ruhiger Lagerungsverhältnisse gleichsam als „Leitfossil" herauszufinden
und nur Beobachtungen an solchen für weittragende Schlüsse zu verwenden.
Noch halte ich es auch für v e r f r ü h t , für die Verhältnisse der Balkanhalbinsel den von H. STILLE geschaffenen wertvollen Begriff des„initialen Magmatismus" bereits zeitlich und alle O p h i o l i t h e einbegreifend an die t r i a d i s c h e Spanne der alpin-dinarischen Geosynklinalbildung zu heften. Noch darf dort der Begriff nicht Axiom für den Feldgeologen sein, das er von zuhause mitnimmt und das ihn verleitet, gleich jedes
basische Gestein als „initialen Magmatit des Mesozoikums" anzusprechen,sondern aus dem Felde müssen noch immer weitere Beobachtungen herangebracht werden, die erweisen sollen: in welchem Maße handelt es sich um
initialen Magmatismus im Sinne H. STILLEs, ist dieser Magmatismus inder Zeit noch variszisch-endvariszisch, wofür eine Reihe eigener Beobachtungen sprechen würden — nur wäre es dann vorinitialer Magmatismus — oder ausschließlich der alpin-dinarischen Geosynklinalbildung zuzuweisen ? So sehr ich beispielsweise die Bereicherung schätze, die A. PILGER
in seiner prägnanten Darstellung des „innerdinarischen Troges" für die fortschreitende Erkenntnis dieser Bereiche brachte, so verfrüht erschien es mir,daraus etwa schon „Schule" zu machen. Auch diese Synthese ist vorläufig
nur als Versuch zu werten, der seine Probe auf Richtigkeit noch auf breiter
Front erst zu bestehen haben wird.
Die Feldbeobachtungen lassen die Annahme zu, daß der Orogenesekeim
der alpin-dinarischen Geosynklinale bereits zu endvariszischer Zeit geprägt
war und sich durch ultrabasische Magmenbewegung der Tiefe (Vorläufer
davon schon seit dem frühen Paläozoikum) verbunden mit Hochstieg als
Peridotitintrusionen manifestierte. Teils unter stratigraphisch-faziellemÜbergang, teils unter Zwischenschaltung einer Abtragsperiode, haben sichdie frühdinarischen Sedimente, darunter auch die Schi-Ho-Formation den
paläozoischen Ablagerungen aufgelegt. Mit verstärktem Einsetzen derdinarischen Geosynklinalbildung steigert sich der Diabasvulkanismus undvermag mit submarinen Ergüssen die Bedingungen des Meeresabsatzes in
Richtung auf Bildung von Radiolarienhornstein umzusteuern (siehe auchS. 440). Die diabasischen Eruptionen, mit Paroxysmus in der Permgrenzezu Untertrias, halten abgeschwächt durch das ganze Mesozoikum noch an,sind in Kleinasien noch bis in Flyschbildungen des frühen Jungtertiärs fallweise bemerkbar, um aber dann endgültig einer anderen Magmenentfaltung
Platz zu machen — der Diabas ist der eigentliche „Initialmagmatit" derdinarischen Senke!
Nachtrag: E. W E N K [818a] h a t 1949 das Bildungsproblem der Radiolarienhornsteinein Gesellschaft der Grüngesteine erneut erörtert. Unter Hinweis, daß für den nicht zufälligen
Zusammenhang schon frühzeitig, lange vor STEINMANN (1905), die italienischen Forscher
P A N T A N E L L I (1883) und LOTTI (1886) eingetreten sind, wird die Eignung der©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at298
spilitischen (alkali-betonten) submarin ergossenen Diabase vornehmlieh in F o r m der„Kissenlava" (pillow lava), und der marin eingestreuten zugehörigen Tuffe zu verstärkter
Kieselsäureproduktion im Meerwasser hervorgehoben: seitens der pillow lava u. a. Abgabe
von insbesondere CO a , die lösend auf alle Kalkorganismen wirkt und so mittelbar die
Si0 2 -Organismen begünstigt, seitens der Tuffe rasche Umsetzbarkeit der Tuffsilikate
unter Si0 2 -Abgabe (siehe auch S. 440). Allerjüngst H . P . C O R N E L I U S : Zur F r a g e
der Absatzbedingungen der Radiolarite. •— Posthum in G. Rdsch. 39. 1. 1951.

Serpentin in Verband mit Altkristallin.
Die g e o l o g i s c h e Ü b e r s i c h t s k a r t e , welche dieser Arbeit beiliegt(Tafel VIII), läßt die ungefähre Verbreitung der Serpentin- und Chromerzvorkommen der Balkanhalbinsel in Verband mit Altkristallin erkennen. Es
zeigt sich, daß durchaus keine strenge Scheidung besteht zwischen Zonen
der Serpentinführung in mäßig kristallinen, paläozoischen Serien undsolchen des Alt- oder Hochkristallins, doch tritt der Umfang der Serpentinverbreitung, am heutigen Erosionsrelief gemessen, im Hochkristallin
zurück.
Die geologische Ü b e r s i c h t s k a r t e der S e r p e n t i n v o r k o m m e n der Balkanh a l b i n s e l 1 : 2,500.000 entspringt in ihrer ersten Fassung der Arbeit G. H I E S S L E I T N E R
und E . CLAR [269], wo die Ergebnisse einer gemeinsamen Griechenlandreise niedergelegt sind * ) ; die Ausführung der K a r t e wurde im Laufe der Entwicklung der hier vorliegenden Arbeit weiter voran gebracht und auf den jetzigen, auch durchaus nochv o r l ä u f i g e n S t a n d gebracht. Der Mangel einer neueren geologischen Übersichtskarte
der Balkanhalbinsel, an die schon präzisere Anforderungen gestellt werden können,
erschwert die Darstellung besonderer, für die Serpentine ja schon ins einzelne gehenderBeziehungen. Die Übersichtskarte von Jugoslavien 1 : 2,000.000 durch A. K. PETKOVIÖ(128a] verfaßt, so begrüßenswert und hilfreich an sich, ist doch erst ein Zwischenstadium,zu weiterer Vollendung; nicht anders steht es mit der Übersichtskarte von Bulgarien
1:800.000 durch B O N C H E F F [2016]. (Auch die Kartenbeilagen zur „Geologie vonBulgarien" 1946 von COHEN, D I M I T R O F F , K A M E N E F F [202 o] bringen für die
Serpentingeologie wenig mehr an Einzelheiten). — Die geologische Karte von Albanienvon E . NOWACK und F . NOPCSA [243] hat, durch den Maßstab der Kartengrundlage
begünstigt ( 1 : 200.000), den Serpentinfragen schon mit viel mehr Details Rechnung
getragen. Am vorgeschrittensten für die vorliegenden Bedürfnisse erschien die geologische
Detailaufnahme der Südkarpathen in Rumänien (STRECKEISEN [197], CORDARCEA[176] u. a.). F ü r die Serpentingebiete Griechenlands standen als Detailkarte nur die beiden
ausgezeichneten Blätter Griechisch-Nordmazedoniens (1 : 200.000) durch K. OSSWALD[292] zur Verfügung. Vieles von den Arbeiten C. R E N Z war mir leider nicht zur H a n d ,doch konnte die tektonische Übersichtskarte Griechenlands aus seiner letzten Arbeit [306]benützt werden.
Die Ausmaße eigener Kartierungsarbeit erstrecken sich gewöhnlich nur auf beschränkte
Ausschnitte im Umkreis der Serpentinmassive; z. T. sind solche Kartenausschnitte als
Textfiguren den Einzelbesehreibungen beigegeben; nur für die Serpentinräume um
Skoplje und der Chalkidike greifen die Kartierungen weiter aus.
Die Unterschiedlichkeit der topographischen Unterlagen in den einzelnen Balkanländern, nach Maßstab und Güte betrachtet, sind freilich noch auf längere Zeit hinaus
Hemmnis für den Zusammenbau einer guten geologischen Übersichtskarte.

Wird fürs erste davon abgesehen, daß die Grenzregion der basischen
Massive (nur bei kleineren Massiven mitunter größere Anteile des Eruptivkörpers selbst) von einer etwas höheren Metamorphose betroffen wurden— aber auch dies durchaus nicht immer zutreffend — so zeigen sich im*) Infolge Verspätung in der Herausgabe der Arbeit [269] wurde dort von Beigabe
der ersten Fassung dieser K a r t e abgesehen.

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allgemeinen w e d e r in der P e t r o g r a p h i e n o c h im i n n e r e n Zonenb a u d i e s e r P e r i d o t i t v o r k o m m e n o d e r in der Geologie der Chromerzlagerstätten
grundsätzliche
Unterschiede
zwischenS e r p e n t i n m a s s i v e n in K r i s t a l l i n v e r b a n d u n d s o l c h e n in Verb a n d m i t p a l ä o z o i s c h e n Serien. Die späteren Abschnitte dieser
Arbeit legen dies noch im einzelnen dar.
Über die Gleichheit in der geologischen Erscheinungsweise hinaus
ist noch von besonderer Bedeutung die Feststellung, daß ein- und dieselbe
Reihe von Serpentinvorkommen aus paläozoischem Verband übersetzen
kann in Kristallinverband. Ein solcher Serpentinzug, sei er auch primär,
tektonisch, durch Erosion oder durch jüngere Überdeckung vielfach unterbrochen, liegt in dem L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t der V a r d a r z o n e vor.
Während bei Lojane noch Verband mit Gesteinen der Kacanik-Velesserie
880 mSHA b b . 113. Der Berg Bogoslovac am Ovcepolje, Ost-Veles, Mazedonien.
Ansicht in Blickrichtung SO.

Geologische

P = Peridotitserpentin, A = Amphibolit, AG = aplitischer Amphibolit, GA = Gabbro
und Gabbroamphibolit, gn = aplitische Gneise, gl = dunkle Glimmerschiefer, M = Marmor,
Te = Oligozän, steil gestellt.

nachweisbar ist, findet sich in der südlichen Fortsetzung bei B o g o s l o v a cwenigstens einseitig Anlehnung unmittelbar an Hochkristallin der Rhodope;noch weiter südlich, in der stark gestörten Region von V a l a n d o v o ist,
zwar in engster Nachbarschaft zu Kristallin, Verband mit der paläozoischen
Strumica-(= Veles-)Serie vorhanden; wird das Serpentinstreichen weiternach Süden verfolgt, spielt es in die Serpentinregion von S a l o n i k i und
der C h a l k i d i k e ein, wo die basische Serie an Kristallin angeschlossen
und mit diesem z. T. kristallin verschweißt ist.
Auch in der nördlichen Fortsetzung des Lojane-Chalkidike-astes, an
die O s t s e i t e der I b a r - P e r i d o t i t m a s s e hinzielend, sehen wir die
scharf an die Altkristallingrenze sich haltende Vorkommenreihe vonSerpentinen mehrfach ins Kristallin hineinwechseln. Östlich Kossovska
Mitrovitza sind solche Vorkommen dem Kristallin des K o p a o n i kunmittelbar anlagernd, zwischen R a s k a und P r o k u p l j e auch ins Kristallinhineinragend, wie es die Karte von K. PETKOVIC darstellt. Bei
G o k c a n i c a am östlichen I b a r u f e r bei U s e e wird am Rande desKopaonik-Kristallin eine Scholle Hochkristallin allseitig von Serpentinumschlossen.

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300
In der Z l a t i bor Umrahmung Westserbiens haben AMPFERER und
HAMMER [25] mehrfach Glimmerschiefer und Geröllgneise, mit Phylliten
der paläozoischen Hüllgesteine des Peridotits zusammen, hart am Serpentinkontakt angetroffen.
Für die R a d u s c h a - J e z e r i n a - S e r p e n t i n e des Vardar—Lepenactales in Mazedonien ist zwar vorwiegend Primärverband mit den paläozoischen Gesteinen der Velesserie festzustellen, doch wurde bereits in den
Einzelschilderungen, für Jezerina schon in meiner mit geologischer Karteversehenen Arbeit aus dem Jahre 1934 [66], auf teilweise Beziehung auchzu Kristallinverband aufmerksam gemacht:
Die Peridotitschollen der Gruppe Jezerina-Ostrovitza im oberen Lepenactale sindan ihrer Berührung zu einer paläozoischen Kalk- und Schieferserie von einem schmalen,
oft nur wenige Meter starken Streifen eines hochkristallinen, hellen Schiefergneises begleitet(u. a. Abb. 16). Diese schmalen Gneisschuppen, mit dem Grenzamphibolit des Peridotitstockes eng verbunden — obwohl von ihm auch öfters durch tektonische Bewegungenabgequetscht — folgen mit erstaunlicher Regelmäßigkeit den sich u m die Serpentinschollen
windenden Amphibolitgürteln. Diese Gneisschuppen sind tektoniseh eingeklemmt,
dies verraten die lebhaften Bewegungsspuren an der Peridotitbasis, aber sie zeigen nicht
nur einen "Überschiebungsvorgang an, der eine Verfrachtung des Peridotits von dem
nahe benachbarten, kaum 2 km Luftlinie entfernten Kristallinmassiv bewirkt hat, sondern
beweisen auch, daß zumindest einseitig Primärverband des Peridotites zu Kristallin
geherrscht haben muß. Vermutlich sind diese Peridotitmassen an der Grenze Kristallin
zu Paläozoikum hochgekommen.
Dieselbe Erscheinung, wenn auch nicht so scharf ausgeprägt, sehen wir im Raduschamassiv wieder, auch dort fand eine Abschiebung des Peridotits vom Kristallin weg s t a t t ,die allerdings nur an einer Stelle, in örtlich beschränktem Ausmaß, einen Kristallinspan
mitzog.
Hiezu vergleichsweise interessant die Wiederkehr ähnlicher Lagerungsverhältnisse,
Kristallinkeile als tektonische Zwischenschaltung innerhalb des Serpentinkomplexes
vom Ochsner, Zillertal (H. J . K O A R K [420 a]).

Durchschreiten wir mit dem Streichen des Raduscha-Serpentinzuges
das Becken von Skoplje und kommen bei Veles an die O-Seite despelagonischen Massivs, so bleiben wir von nun ab mit diesen Serpentinzügen dem Kristallin noch näher gerückt. Von P r i l e p hat L. MARIO[106] die Lage der Serpentine an der Grenze Hochkristallin der Babuna
zu Paläozoikum geschildert.
Weiter nach S sehen wir eine ähnliche Position gültig für die Serpentinzüge R o z d e n - A l c h a r ; sie stehen mit kristallinen Kalken und Kalkglimmerschiefern, aber auch mit Brecciengneisen in unmittelbarer Berührung.
Diese eigenartigen Brecciengneise bilden einen lang streichenden Gesteinszug, der den gleichfalls in dinarischer Richtung langgestreckten undschmalen Serpentinstreifen an seiner O-Seite, an anderer Stelle an seiner
W-Seite, umgibt.
Wie die Aufnahmsergebnisse von K. OSSWALD bekanntgeben, sind
Brecciengneise auch in G r i e c h i s c h - N o r d m a z e d o n i e n westlich Salonikiin ähnlichen Gesteinsserien anzutreffen; vermutlich handelt es sich um die
Fortsetzung der Brecciengneiszüge von Alchar, in diesem Falle wären
sie auch unter den Begleitgesteinen der Chromerz-führenden Peridotitvorkommen Polycarpi, Edessa und Naussa oder in deren Nähe zu erwarten.
Über die Serpentine am O-Rand des O l y m p g e b i e t e s fehlt mir die
eigene Einsicht; sie erscheinen nach vorhandenen Aufnahmen unmittelbar
am Kristallinrand gelegen, wenn nicht schon in Kristallin steckend.

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301
Auf E u b ö a hat zwar DEPRAT Durchbrüche der Serpentine durch
Kreide wahrzunehmen geglaubt; ich konnte mich von dem sehr wahrscheinlichen Primärverband dieser Serpentine, von Grünschiefern begleitet,
mit Glimmerschiefer des Altkristallin am NO-Fuße des Mt. Candilie bei
Trupi überzeugen. Was ich an Grenzzonen zu Kreide sah, waren nirgends
Durchbruchskontakte [66].
Von der Insel Tinos, dem kristallinen Massiv der Cycladeninseln
angehörig, meldet ein älterer Bericht [261] Chromerzvorkommen, hierist Serpentinverband mit Kristallin zu vermuten. Dieses Vorkommen,
wie auch das E u b ö a s und weiter im S (PHILLIPSON [296]) der Serpentin
im Glimmerschiefer der Cycladeninsel A n a p hi Ost Santorin liegen im
Bereich des Kristallinmassivs der Cycladeninseln, südöstlicher, außerhalb
des pelagonischen Massivs.
Auf K r e t a , auch auf R h o d o s und C y p e r n ist der Primärverband
der dort auftretenden Serpentine noch nicht geklärt. Im Flysch von Kreta
werden paläozoische Anteile vermutet (v. CREUTZBURG [262]), daneben
tritt auch Kristallin an den Serpentin heran; ähnlich ist die Lage derSerpentine auf Rhodos. Der Serpentin des Troodosgebirges auf Cypern
ist nach v. SEIDLITZ [796] in Begleitung von Kristallinschollen; auchgesichertes Devon neben fraglichem Silur ist von Cypern bekannt.
An den Serpentinmassiven am W-Rand des pelagonischen Massivs
insonderheit für die langhinstreichenden geschlossenen a l b a n i s c h e n
S e r p e n t i n m a s s e n ist Primärverband infolge ausgeprägten tektonischen
Zuschnitts der Ränder, auch oft infolge junger Überdeckungen selten
gesichert festzustellen. Für die NO-Ecke der albanischen Serpentine
erweist sich paläozoischer Primärverband als wahrscheinlich. Im Mittelabschnitt bei Debra ist mir der O-Kontakt aus eigener Anschauung nicht
bekannt geworden; NOWACKS Karte [243] verzeichnet hier Abstoßen
des Serpentins an triadischen Schichten, doch wohl kaum primär.
Bedeutsam in Richtung auf fallweise ursprüngliche Verbandsbeziehungen der
Serpentine zu Kristallin erscheint mir das Vorhandensein wenn auch eng begrenzter
Kristallinsehollen am O-Rand des albanischen Serpentinzuges (siehe Teil 1, S. 176
und E . NOWACK [243], S. Z U B E R [252 a]).

Bei Pogradec am Ochridsee bestehen für die Serpentine tektonischeÜberlagerungs- oder Erosionsgrenzen. Von Interesse erscheint die Feststellung durch PROF. F. RINNE 1917 (zit. in KOSSMAT [10]), daßbenachbart im Kristallin des P e r i s t e r i g e b i r g e s zwischen Bitolj(Monastir) und Prespasee ophiolithische Gesteine, Olivingabbro, Amphibolit
und Diabas mitten in hochkristallinen Schiefern erscheinen.
Wenden wir uns in der Übersicht der an Kristallin gebundenen
balkanischen Serpentinvorkommen dem R h o d o p e m a s s i v zu, so begegnen wir im mittleren westlichen Abschnitt des Rhodope-Kristallins
einer verhältnismäßig geringen Zahl kleiner und kleinster Serpentinvorkommen, bisher ohne nennenswerte Chromerzführung erkannt.
Von diesen Vorkommen seien kurz erwähnt: Ein vereinzelter Stock von Harzburgit
im marmorarmen Kristallin des R i l a g e b i r g e s Süd Sofia, von G. B O N C H E F F [200]beschrieben. Der Harzburgit tritt bei der Kote 1206 nördlich des Rilaklosters zutage,
aus ihm werden akzessorischer Chromit, Magnetit und Ilmenit angezeigt.

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302
I m Übergang von G o r n e D j u m a j a (Strumicatal, Bulgarien) nach K o c a n e in
Mazedonien habe ich unmittelbar vor der Paßhöhe des b u l g a r i s c h - m a z e d o n i s c h e n
G r e n z g e b i r g e s noch auf bulgarischer Seite einen gabbroiden Gesteinszug im Kristallinverband gequert. Werfener Schiefer stehen nachbarlich in breiter Ausdehnung an, ohne
Einschaltung basischer Gesteine, ebenso fehlen Diabas-Bornsteinschichten.
I m südlichen Verfolg des gleichen Grenzkammes stellensich einige Serpentinvorkommen
ein, von H . NICKOLOW [213] petrographisch, unter Mitteilung einer größeren Zahl
von Serpentinvollanalysen, geschildert: es sind z. T. stark umgewandelte Serpentine,z. T. aber noch massige, unzersetzte; u. a. wird in der Vlaäina planina bei Babin do ein
Serpentingang in Biotitgneis beobachtet. Es handelt sich um Pyroxen führende Peridotitgesteine, harzburgitisch mit Enstatit, Bronzit, Amphibol und grünem Granat sowie
Fensterserpentin; nur in einem Falle Chromit führend.
Aus dem hochmetamorphen Schiefermantel des Kerngranits im P i r i n g e b i r g e
Westbulgariens werden Serpentinzüge von S t r . D i m i t r o w [203] angegeben; siesind z. T. in NS-Richtung gereiht, von kristallinen Kalken und Silikatgesteinenbegleitet.

In der SW-Ecke des R h o d o p e - K r i s t a l l i n s , in jenem Abschnitt,
der auch die O-Hälfte der Chalkidike einbegreift, wachsen einzelne
Serpentinvorkommen in Kristallinverband zu bedeutenderer Ausdehnung
an und sind fallweise durch beachtliche C h r o m e r z f ü h r u n g ausgezeichnet.
Das bisher wichtigste Chromerzrevier, jenes von Gomati in der O-Chalkidike
gehört hieher und fand unter den Einzeldarstellungen eingehende
Schilderung.
Aus der nördlich Gomati gelegenen, in Kristallinverband stehenden
Serpentinmasse von N i g r i t a sind gleichfalls Chromitvorkommen bekannt(OSSWALD).
Das Kristallin der O s t r h o d o p e im Räume zwischen Ardalauf unddem Unterlauf des Maritzaflusses ist mit einer Gruppe ziemlich dicht
gereihter, größerer und mehr minder chromreicher Serpentinvorkommen
versehen. Paragneisserien, metamorphe Schiefer und Kalke waren hier,wohl wiederholt, einem wildbewegten Falten- und Schuppenbau ausgesetzt und bilden ein außerordentlich stark gestörtes Gebirge, in dassaure Plutone und deren Ganggefolgschaften, z. T. noch mitbewegt, später
jüngere kretazischtertiäre saure und basische Ergußgesteine eindrangen.
Verraten auch die eingeschalteten Serpentinzüge, bewegt und in Großschollen aufgelöst, im einzelnen oft ein eigenwilliges axiales Verhalten,
so findet sich in der Reihung zu einer Gruppe, die sich über 150 km Weite
erstreckt, eine Richtung NW—SO bis WNW—OSO angedeutet.
Am Maritzalauf erreicht der Serpentinzug den Bruchrand zum Tertiär
der Umrandung des Marmarameeres; unter dem Meere ist die Verbindungzu den kleinasiatischen Serpentinzügen im S des bithynischen Olymps
anzunehmen.
Die Serpentinzüge der Ostrhodope, in die Tektonik und z. T. und in
letzter Phase auch in die Metamorphose der Hüllgesteine einbezogen,stellten ursprünglich zweifellos viel zusammenhängendere Massen dar,die heute durch Tektonik und Abtrag in eine Vielzahl von größeren und
kleineren Schollen aufgelöst sind.
Im W-Abschnitt, im Bereich von Momcilgrad und Kirkowo grenzen
diese Serpentine teilweise auch an mäßiger kristalline Schiefer, hingegenherrscht im O-Abschnitt bei Soufflion offensichtlich Primärverband mit
hochkristallinen Paragneisen, unter beidseitiger Ausbildung eines Amphibolitmantels.

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Wir sehen also auch für die Serpentine der Ostrhodope, ähnlich wie
für den Lojane-Chalkidike-ast der Vardarzone gezeigt wurde, ein Übersetzen eines und desselben Serpentinzuges aus minderkristallinem inhöherkristallinen Verband — als Bauspur eines Emporquellens desPeridotits an einer weithinziehenden und quergreifenden Eruptivspalte
zu deuten.
Im N-Rahmen der Rhodope, bei F e r d i n a n d o w o ( = Asenowgrad,wahrscheinlich an der Grenze zu Hochkristallin, siehe 1. Teil S. 124)
südlich Plovdiv ist ein Chromeisenvorkommen vorhanden, das vom
bulgarischen Staat beschürft wird; durch eigenen Augenschein mir nicht
bekannt, ist jedoch aus der BONCHEPFschen geologischen Übersichtskarte zweifellos Verband zu Hochkristallin anzunehmen.
Schon jenseits des Maritzaflusses, in den zur Fastebene erniedrigten Außenketten
der Rhodope, konnte ich bei Gelegenheit des Studiums der M a g n e t i t l a g e r s t ä t t e
B l a g o w e s t bei K r u m o w o , S J a m b o l den Verband des g a b b r o i d e n Muttergesteinsdieser Lagerstätte im Eisensteintagbau beobachten: der Gabbro durchsetzt kristalline
Kalke und h a t an seiner Grenze die Magnetitlagerstätte entwickelt; die jüngeren
Porphyritgangdurehbrüche, die Magnetitmasse nach allen Richtungen durchsägend
und sie z. T. zu einer Lagerstättenruine herabdrückend, haben genetisch nichts mit
der Lagerstätte und deren basischem Muttergestein zu schaffen.

Von den Serpentinen der Ägäisinseln, die zum Abschnitt des Rhodopekristallins zu rechnen wären, ist für den Serpentin auf M y t i l e n e durch
DE LAUNAY [285] archäisches Alter desselben aus seinem Verbandsverhältnis mit Phylliten und marmorisierten Kalken abgeleitet worden.
Die Gesteinsserie unterscheidet sich aber wenig von den höher metamorphen
altpaläozoischen oder algonkischen Gesteinsverbänden der Balkanhalbinsel. Chromerz ist in kleinen Linsen auch auf Mytilene zugegen, die
Metamorphose der Serpentine ist im übrigen in den Randzonen nicht
bedeutender als sonst an Serpentinen mit paläozoischen Hüllgesteinen
angetroffen wird. — Auf der Insel A n a p h i Ost Santorin erscheint nach
PHILLIPS ON Serpentin inmitten kristalliner Schiefer.
Aus den kristallinen Kernen des B a l k a n g e b i r g e s in Nordbulgariensind wenige Serpentinvorkommen, keine Chromvorkommen, bekannt
geworden. Über Serpentin bei K a r l o w o bringt N. NICKOLOIT [211]eine vorläufige Notiz.
Erst auf dem Boden von O s t s e r b i e n gewinnen basische Gesteinszüge in diesen Kristallinstreifen, hier der getischen Decke der Südkarpathen
zugeordnet, mehr Raum.
In der Stara planina Ost Pirot, dem bulgarisch-serbischen Grenzgebirge,
brechen Gabbros, von Amphibolit begleitet, in kristallinen Schiefern hoch.
Rotsandsteine, sicheres Perm und nicht Untertrias seiend, liegen konkordantüber dem Oberkarbon und enthalten nach M. PROTTÖ [141] an der Basis
Körnchen von Quarzporphyr, kristalline Schiefer und G a b b r o s , seltenersolche von Kalksteinen.
Der Timokserpentin hat nach PETKOVIÖ [128] Kristallinverband.
Als gewaltiges Massiv ragt der Gabbrostock des D e l i J o v a n , mit
randlicher Serpentinzone, über seine kristalline Umgebung heraus; von den
Dörfern Sikole und Vrcina, in seinem Bereich gelegen, gibt M. LAZAREVIC[89] Chromerzvorkommen an.

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304

Ost

Werf

Deli Jovan

Crnajka
180mSH

Qa

S

70°/*Oe^lchlph

M gn Agn • * »Grit P9n A

0s

0rü

Tph

Abb. 114. Westhang des Deli Jovan, Ostserbien.
Ga = Gabbro des Deli Jovan, S = serpent. Randzone; chlph = Chloritphyllit; gn = Gneise,
Schiefergneise; KK = krist. Kalke; Agn = Augengneis, Bgn = biotitreiche Schiefergneise,
Pgn = Porphyrgneise; Grü = Grünschiefer, Diabase; Tph = phyll. Tonschiefer, z. T.
graphitisch; A = Amphibolit, LK = Liaskalk.
An das Gebiet des Deli J o v a n bin ich nur an den W-Rand des großen Gabbrostockes
herangekommen, gelegentlich einer geologischen Kartierungsarbeit im Umkreis der
Fe-Cu-Lagerstätte Crnajka östlich Rudna glava. Zwischen dem sicheren Paläozoikum
mit schwärzlichen, z. T. graphitischen Tonschiefern, reichlich eingeschalteten Grünschiefern im Crnajkatal u n d den Chloritphylliten, mit denen die schiefrig-serpentinische
Grenzzone des Gabbrostockes nach außen abschließt, schiebt sich eine Serie hochkristalliner,
biotitreicher Schiefergneise, auch Lagen von geschieferten Orthogneisen, metamorphen
Diabasen, Amphiboliten und geringmächtigen kristallinen Kalken enthaltend.
Auch für die basische Masse des Deli J o v a n bestehen mithin kristalline oder zumindest
einseitig an Hochkristallin angelehnte Verbandsverhältnisse. Zu J u r a , der im Crnajkatal,
nicht-metamorph, transgredierend über die älteren Serien, mit fossilführenden Kalken
entwickelt ist, sind weder zeitliche noch tektonische Beziehungen vorhanden!

Die kristallinen Hüllgesteine des Deli Jovan-Gabbro setzen nach Nüber die Donau und bergen hier als b e w e g t e s K r i s t a l l i n der getischen
Decke der Südkarpathen eine Reihe von Serpentinvorkommen, ohne
Chromitlagerstätten.
Die Serpentine des B a n a t e r G e b i r g s z u g e s stecken in der Hauptsache in Gneisen oder nahe der Gneisgrenze zu überlagerndem Karbon(KUDERNATSCH [183]).
Für die Chromerz führende Serpentinmasse nördlich der Donau bei
Orsova ist Verband mit a u t o c h t h o n e m K r i s t a l l i n nachgewiesen(STRECKEISEN, CODARCEA u. a. [197] [176]). Allerdings rückt hierauch eine stratigraphisch noch nicht näher geklärte Phyllitzone nahe,teils unmittelbar an die Serpentine heran.
Eür die Serpentine der östlichen Südkarpathen im Bergland der M u n t i i
L o t r u l u i ist nach GHIKA-BUDESTI [179] Kristallinverband maßgeblich.
Damit soll der zusammenfassende Überblick über die Serpentinvorkommen in Kristallinverband auf dem Boden der Balkanhalbinsel
und eines Teiles der Ägäischen Inseln abgeschlossen werden.
Nach Kleinasien gewendet, verfüge ich dort freilich nur aus zwar
wichtigen, doch verhältnismäßig kleinen Ausschnitten über eigene Beobachtung :Eür das Serpentin-Chrom-Revier von M a r m a r i s an der anatolischen
S-Küste war, wenigstens einseitig, primärer Kontakt zu einer Serie höher©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

305
kristalliner Schiefer festzustellen. In östlicher Fortsetzung, in das chromreiche Revier vom F e t h i y e (früher Makri) übergehend, ist dort die Lagederselben Serpentine u n t e r Mesozoikum der Taurus-Vorketten erkennbar,
soweit nicht Schuppenstruktur, beidseitig mesozoische Gesteine an die
Serpentine heran- und in diese hineingebracht hat.
Im großen Sprung von hier nach NO zu den Chromitserpentinen vonGuleman im a r m e n i s c h e n T a u r u s , zeigt sich dort, wie schon erwähnt,Verband des Serpentins mit Schiefern und kristallinen Kalken von paläozoischem Habitus; intensivste Schuppenstruktur vermochte die ursprünglichen Verbandsgefährten nicht überall von Serpentin zu trennen.
Einzelnen Serpentin- und Chromerzvorkommen der kristallinen Kernzonen Kleinasiens stand ich zwar vor vielen Jahren, noch ungereift an
Erfahrung, gegenüber, aus eigener Anschauung möchte ich darum nicht
berichten.
P . de W I J K E R S L O O T H [361] h a t jüngst eine auch kartenmäßige Übersicht überdie Verteilung der Chromerzlagerstätten in den verschiedenen geologischen Zonen Kleinasiens gebracht, auch den Balkan hiebei einbezogen; er nimmt eine strenge Scheidung
vor zwischen den Ophiolithen der zentralen variszischen Zone Kleinasiens u n d den nördlich
und südlich daran anschließenden Serpentin-Chromerzprovinzen im alpidischen Bau
und von alpidischem Alter. Auf diese Arbeit wird auch in den folgenden Abschnitten
noch mehrfach Bezug genommen. — Ich selbst kann mich zu dieser scharfen Trennung
der Serpentine nach Alter und Tektonik nicht bekennen.
I m mittleren zentralen Teil Kleinasiens findet sich nach W I J K E R S L O O T H eine
Häufung von Serpentin-Chromvorkommen in den Umrahmungen der alten Kernmassen vor, vor allem an den Außenseiten der lydisch-karischen Masse östlich von Smyrna:
I m N dieser Kristallinmasse sind es die Serpentingebiete u n d Chromvorkommen von
B r u s s a - K u t a h y a - D a g h a r d i - (siehe A. K O V E N K O [326 o]) — E s k i s c h e h i r , im Süd
die Reviere u m D e n i z l i , an der O-Seite der Kernmasse, weniger dicht gesät, die Vorkommen im Umkreis von K o n y a .
Aussagen über den Primärverband dieser Reviere im einzelnen liegen wenig vor,das Studium in dieser Richtung scheint bisher wenig Anregung empfangen zu haben,das Herauslösen aus den tektonischen Phänomenen kaum versucht worden zu sein.
Wahrscheinlich sind neben Kristallinverband, bzw. Altkristallinverband auch einebeträchtliche Anzahl von Serpentinvorkommen mit paläozoischen Gesteinsfolgen verknüpft. Beispielsweise ist dies für das altberühmte D a g h a r d i r e v i e r zu vermuten,
wo kristalline Kalke und Tonschiefer an die Serpentine grenzen.
W I J K E R S L O O T H sieht in allen Vorkommnissen der Zentralzone ein Hochdringen
der Ophiolithe in variszischer Zeit. Nachdem aber auch Teile beispielsweise der lydischkarischen Masse noch von alpiner Orogenese erfaßt wurden, scheitert wohl eine scharfe
Trennung der Serpentine nach alten und jungen Gebirgszonen, wie j a auch am Balkan
kein grundsätzlicher Unterschied besteht zwischen Serpentinen in paläozoischen und altkristallinen Hüllgesteinen.

Die p e t r o g r a p h i s c h e S e r i e n k e n n t n i s des H ü l l k r i s t a l l i n s um
Peridotitserpentin auf der Balkanhalbinsel und in Kleinasien ist — mit
einzelnen Ausnahmen — noch wenig weit vorgeschritten. Gliederung
und Vergleiche sind nicht allzu viele durchgeführt. Hier hegt ein weites
Arbeitsfeld der Zukunft.
In allen bekannten Fällen stehen die Ergebnisse der Hauptkristallisationsphase des Hüllkristallins zeitlich und mineralogisch ab von der geringer
metamorphen Beschaffenheit der Peridotitgesteine. Daran ändert auchnichts, daß in einzelnen Fällen Kristallin und Peridotit noch durch eine
letzte Phase „angleichender Metamorphose" miteinander verbunden seinkönnen. Die Hauptkristallisation des Kristallins ist alten Datums, sie
steht in scharfem Gegensatz zum durchschnittlich recht mäßigen Meta-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at306morphosegrad des Paläozoikums der Balkanhalbinsel, ist nicht nur vorpermisch, sondern sicherlich vorpaläozoisch.
Vielfach sind es wechselvolle „ P a r a g n e i s s e r i e n " mit Muskowitreichen Gneisen, Glimmerschiefern, Quarziten in Vormacht, einzelne
phyllitische Komplexe, auch metamorphe Grüngesteine und Marmore
reihen sich ein.
A m p h i b o l i t e erscheinen als Grenzamphibolit der Peridotitserpentine,aber auch in selbständigen Lagen; auf ihre petrographische Deutung soll
im Abschnitt I I und VI noch eingegangen werden.
Die enge Nachbarschaft der Peridotitserpentine von Alchar-Rozden
in Mazedonien zu einem Zug von B r e c c i e n g n e i s bleibt vorläufig auf
diese Vorkommen beschränkt, genetische Beziehungen zur Peridotitintrusion können noch nicht erfaßt werden.
Auch für das h e l s i n k i t i s c h e G e s t e i n , welches sich bei Fetiler in
Ostbulgarien als eine Art Randzone zu Chromerz führendem Serpentin
zwischen diesem und die kristallinen Schiefer einzwängt, sind unmittelbare
genetische Beziehungen zum basischen Gestein nicht zu ersehen. Immerhin
ist bemerkenswert, daß in der Nordrhodope nach A. PURKERT [218]mehrfach Helsinkiten und Helsinkitmyloiiiten begegnet wird. Auch
Kristallingebiete mit Serpentinvorkommen in K l e i n a s i e n weisen
helsinkitische Felstypen auf; F. ANGEL [314] sieht in diesen Helsinkiten
eine Sonderentwicklung von Syeniten der zweiten Tiefenzone am Wege
zur ersten Tiefenzone. K. METZ [336] nennt Helsinkit aus der Gruppe
der Verbandsgesteine des Serpentins im K i l i k i s c h e n T a u r u s Kleinasiens.
H. P. CORNELIUS [398] verzeichnet in der steirischen Grauwackenzone helsinkitische Gesteine in Verbindung mit Hornblendegabbro.
Anders steht es mit den G l a u k o p h a n g e s t e i n e n in Kristallin- oder
Halbkristallin-Serien der Nachbarschaft zu Peridotitserpentin. Solche
Gesteine sind die ganze Balkanhalbinsel hindurch bekannt geworden,
von der Fruska gora im N Belgrads angefangen, wo Serpentin mit Kristallin
und Karbon in Berührung steht, im Bereiche der Raduschaserpentine
Mazedoniens, auf griechischem Festlande wie auf den Inseln der Ägäis
als auch in Kleinasien; fast überall ist Serpentinnähe bezeichnend. Die
genetische Frage dieser Gesteine, für welche ein Verdacht aufkommt,
sie seien Metamorphoseprodukte unter Na-Zufuhr in etwaiger Abhängigkeit zu peridotitischen Intrusionen, wird in einem der nächsten Abschnitte
gestreift.
Über die s t r a t i g r a p h i s c h e N i v e a u s t e l l u n g der Peridotitserpentine im Kristallinverband ist für eine Reihe von Vorkommen gleiches
auszusagen: die Serpentine erscheinen häufig nahe an der Grenze desHöher-Kristallins, Altkristallins, zu Minder-Kristallin von paläozoischenoder vorpaläozoischen Gesteinsfolgen. Mit dieser Stellung spiegelt sichwahrscheinlich eine tieferliegende gemeinsame Ursache ab, als es etwa
Tektonik allein bewerkstelligen konnte, sie wird in Intrusionsmechanik,
Magmenbeweglichkeit, tektonische Vorbedingtheiten, auch in der Altersbeziehung zu suchen sein. Für den Raduscha-Jezerina-Bezirk ist dieseLage der Serpentine zutreffend. Auch die O-Seite des pelagonischen
Massivs weist sie aus, worauf L. MARIO [106] aufmerksam gemacht hat,
Alchar-Rozden nicht minder. Und es ist bemerkenswert, daß auch die©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at307

ostalpinen Serpentinvorkommen in ähnlicher Position erscheinen: Gleinalm, Kraubath, Oppenberg, Schladming, die Tauernserpentine; vom
Serpentin und Amphibolit des Rhätikon hat F. ANGEL [380] die Lagezum Rande des Hochkristallins hervorgehoben.

II. Bemerkungen zu Petrographie und Magmenkunde derbasischen Chromerz-führenden Gesteinsgruppen.
Aus einer größeren Zahl von Einzelbeobachtungen, feldgeologischund unter dem Mikroskop, an balkanischen und teilweise auch kleinasiatischen Serpentinen und deren Begleitgesteinen angestellt, seien einige
allgemeine, kennzeichnende petrographische Merkmale und Schlüsse
herausgehoben. Weit entfernt, damit eine erschöpfende Sammelpetrographie
der basischen Gesteine dieser Gebiete geben zu können, soll doch hiezu
wenigstens ein Baustein geliefert werden, bei dessen Zuschnitt und
Bearbeitung ich hauptsächlich an den ausgezeichneten Petrographienin deutscher Sprache von ROSENBUSCH-OSANN, NIGGLI, ERDMANNSDÖRFER, BARTH-CORRENS-ESKOLA und anderen Rückhalt gefunden habe. Die hier behandelten Punkte gliedern sich:
1. Primäre Gesteinstypen der Ultrabasite und ihre Verbreitung, ihr
nichtmetamorpher Mineralbestand und ihr Gefüge.
2. Zu Chemismus und Magmenkunde der peridotitischen Gesteine.
3. Absonderungsformen des Peridotits.
4. Gang- und Schlierengefolgschaft des Peridotits, sonstige basische
Begleit- und Grenzgesteine desselben (Gabbro, Norit, Diabas, Amphibolit,
Eklogit usw.).
5. Interne Altersfolgen innerhalb ultrabasischer Gesteinszyklen.
6. Über sonstige Eigenschaften und Eigentümlichkeiten der Gesteine
aus ultrabasischen Komplexen (physikalische Eigenschaften wie Magnetismus, elektrische Leitfähigkeit, Wärmeleitung, Schwere usw.; fallweise
Jiarsteigenschaft von Peridotitgestein, Bodenbildung und Pflanzenwuchs).
1. P r i m ä r e G e s t e i n s t y p e n der U l t r a b a s i t e u n d i h r e V e r b r e i t u n g ,i h r n i c h t m e t a m o r p h e r M i n e r a l b e s t a n d u n d ihr Gefüge.
Das auf der Balkanhalbinsel, auf den Inseln des östlichen Mittelmeeres
und der Ägäis wie auch in Kleinasien ü b e r w i e g e n d in Erscheinung
tretende Peridotitgestein ist der P y r o x e n f ü h r e n d e P e r i d o t i t . Pyroxenfreie oder -arme Gesteine, D u n i t e , nehmen räumlich nur u n t e r g e o r d n e t e A u s s c h n i t t e der Peridotitareale ein.
Die Frage jeweils nach Art des Pyroxens und damit Benennung undchemisch-petrographische Charakteristik des Gesteins gebend, ob
rhombischer Pyroxen — Harzburgit, ob monoklin — Wehrlit, ob beide
Pyroxenarten gleichzeitig vertreten — Lherzolith, ist für ein ganzes Massiv
durchaus nicht immer rasch und sicher zu beantworten, denn die Pyroxenarten wechseln nicht selten in ein und demselben Gesteinsbezirk. Zudem
ist die Pyxoxenart freisichtig, ohne Dünnschliffbefund, meist nicht zu©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at308
unterscheiden. Oft würde es einer Art statistischer Erfassung der Dünnschliffbefunde bedürfen, um ein Massiv als harzburgitisch oder lherzolithischoder als solches von wechselndem Gesteinscharakter zu bezeichnen.
Mangelndes Prüfen an umfangreichem Gesteinsmaterial führt dann häufig
zu Widersprüchen in der Gesteinsbenennung seitens verschiedener
Beobachter.
Der V e r b a n d des P e r i d o t i t s e r p e n t i n s , ob in einer mindermetamorphen paläozoischen Gesteinsserie steckend, oder ob von hochkristallinen Schichten beherbergt, ist o h n e B e d e u t u n g für seine p r i m ä r p e t r o g r a p h i s c h e A u s b i l d u n g . Wenn auch örtlich höhere Metamorphosedes Peridotits mit gesteigerter Metamorphose der Begleitgesteine Hand
in Hand gehen kann, so sind doch auch Peridotite im Altkristallinverband
in derselben Frische und Unversehrtheit vorhanden wie in mindermetamorpher Hülle.
Die dunitischen oder zumindest pyroxenarmen Peridotite sind vielfach für die engere Umgebung von Chromitvorkommen bezeichnend, treten
aber auch ohne Zusammenhang mit Chromitanreicherung auf, sowie auch
Pyroxenperidotite, wenn auch seltener, das unmittelbare Nachbargestein
von Chromitlagerstätten abgeben.
Unter den Pyroxen führenden Peridotitgesteinen steht, nach Literatureinsicht und vielen eigenen Befunden, sehr wahrscheinlich der Peridotit
mit rhombischem Pyroxen, H a r z b u r g i t (Saxonit), in Vormacht. Nächst
häufig erscheint Lherzolith, dann erst folgt Wehrlit.
Damit sind die hauptsächlichsten Peridotittypen des Balkans und wohl auch Kleinasiens bereits erschöpft. Selbständige Massive echter A m p h i b o l p e r i d o t i t e mit primär
magmatisch gebildeter Hornblende oder solche von G l i m m e r p e r i d o t i t scheinen völlig
zu fehlen. Ebenso fehlt der A r i e g i t t y p u s der Pyrenäen, wo sich (ROSENBUSCH) inlherzolithischer Grundmasse schlierenartig verteilt Bronzit, Hornblende, Spinell und
Granat nebst Olivin, Biotit und Andesin zusammenfinden.

Eine Regel für die Verbreitung des Harzburgits ist allerdings nicht
zu geben. Weder i-t auszusagen, daß er in bestimmten, etwa dem Gebirgsstreichen folgenden Abschnitten der Balkan-Serpentinzüge stetig wiederkehre noch ist Abhängigkeit von seinem primären Verbandgestein oderseiner internen Zoneneingliederung in das jeweilige basische Massiv zu
erblicken.
I n der Studie über die serbischen Chromitlagerstätten vermutet zwar M. DONATH[36], daß auf der Balkanhalbinsel von N nach S eine Zunahme der Basizität der basischen
Gesteine stattfände. Die seither weiter gediehene petrographische Einzelkenntnis
über diese Gesteinsgebiete läßt dies jedoch nicht erkennen, höchstens kann mit Vorbehalt
die Feststellung ausgesprochen werden, daß in Mazedonien und z. T. Albanien der Dunitanteil ein größeres räumliches Ausmaß erreicht als etwa in Bosnien und Griechenland.
Eine der ersten und eingehendsten petrographischen Untersuchungen an basischen
Gesteinen des Balkans wurden 1900 von K I S P A T l C [81] für die b o s n i s c h e Serpentinzone geleistet. Nach ihm ist die Serpentinregion des Krivajatales einschließlieh derbekannten Chromlagerstätte Dubostica von bronzitreichem Lherzolith aufgebaut, wobei
aber rhombischer Pyroxen überwiegt. Das Fehlen oder Zurücktreten von Dunit wird
betont. — Pyroxen führende Serpentine setzen die basischen Massen des Borjagebietes
und des Osrengebietes bei Maglaj zusammen.
Die Z l a t i b o r m a s s e ist nach HAMMER [55] vorwiegend aus Harzburgit bestehend,
daneben hat PAVLOVIC [124] in einer neueren Durcharbeitung auch reichlich Lherzolithbeteiligt gefunden, ebenso meldet ihn TU CAN [162] von der Krnda. Dunit und mit ihm
Chromlagerstätten sind in bezeichnender Weise im Zlatibor spärlich.
Vor der B u k o w s k a p l a n i n a in Westserbien hat HAMMER Wehrlit angezeigt.

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I m unteren I b a r t a l enthält der Serpentin neben vorwaltend Bronzit auch diopsidische
Pyroxene, während die Serpentine im S und W des K o p a o n i k nach HAMMER [55],
I L l C [71] mehr harzburgitischer Art sind. I n der Ibarmasse vermeint HAMMER einen
durchschnittlich höheren Pyroxengehalt als am Zlatibor zu erblicken.
Lherzolith ist unter den Serpentinen von S t a r a R a s k a im ehemaligen Sandschak
Novipazar verbreitet (MARIO [104]).
Das in seinem magmatischen Einzelbau eingehend untersuchte Peridotitmassiv
zwischen Vardar- und Lepenactal bei R a d u s c h ä in Mazedonien weist einen Lagerungswechsel Pyroxen-führender und Pyroxen-armer bis -freier Olivingesteine auf, die sogar
in sich einen gewissen Zonenbau und beginnende, bzw. gehemmte Kristallisationsdifferentiation erkennen lassen, darüber wird in einem folgenden Abschnitt Näheres ausgeführt. Auch im Gebiet u m Raduschä handelt es sich bei den Pyroxen führenden
Peridotiten u m vorwiegend Harzburgite. — Wehrlite, die Eugenia GORSKY [49] als vorherrschend im Bereich von Casak bei Raduschä findet, erweisen sich nur als Einzelfall
inmitten harzburgitischer Peridotite dieser Örtlichkeit; ebenso sind Lherzolithe imübrigen Raduschamassiv selten.
Die Serpentine von J e z e r i n a - O s t r o v i c a im oberen Lepenactal, Mazedonien,bestehen sowohl aus Dunit als auch aus pyroxenreichen Peridotiten.
Die Peridotitzüge des nördlichen und mittleren A l b a n i e n s , einschließlich jene derMerdita, sind in der Hauptsache aus Harzburgit zusammengesetzt, daneben bestehen
Ausschnitte von Dunit; die Beteiligung von monoklinem Pyroxen tritt im allgemeinenzurück u n d bildet eher eine Ausnahme, z. B. für die geschlossenen Massen von Diallagperidotit im Valbonatal (VETTERS, NOPCSA, NOWACK, K E R N E R und e i g e n e
Beobachtungen).
An der O-Seite des pelagonischen Massivs sind wechselnd lherzolithische und harzburgitisehe Gesteine zugegen. Östlich von P r i l e p beschreibt MARIO [106] Lherzolith. Der
Serpentinzug A l c h a r - R o z d e n führt in der Hauptsache Harzburgit.
I m L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t des Peridotitgürtels der Vardarzone stehen die verschiedenen Typen der Pyroxenperidotite mit Dunit in wechselndem Zonenverband. F ü rgroße Ausschnitte fehlt leider mikroskopisches Untersuchungsmaterial oder ist verlorengegangen. U m Lojane selbst ist Harzburgit vorhanden, doch machen sich auch Gesteinstypen mit monoklinem Pyroxen breit.
F ü r die Serpentine des g r i e c h i s c h e n F e s t l a n d e s sind genauere petrographische
Daten leider nur lückenhaft. Reiches eigenes Aufsammlungsmaterial ist während derKriegswirren in Verlust geraten. Dunitische Anteile scheinen bevorzugt und in einer
bestimmten Zoneneinordnung auf der westlichen Chalkidike, im Lojane-Chalkidike-ast,
vorzukommen. Was ich an übrigen Serpentingebieten des griechischen Festlandes einsehen konnte, waren es in der Hauptsache ziemlich einförmige Pyroxenperidotitmassen.
Von Nordgriechenland, Epirus h a t H I L B E R [271] Harzburgit erwähnt, Lherzolith und
Harzburgit h a t K O B E R [180] in Attika festgestellt. Daß nach K O B E R s Beobachtung
in Attika der Lherzolithtypus auf Peridotit in Schichtverband nach Art „schistes
lustres", der Harzburgittypus sich über Marmoren entwickle, ist für eine Verallgemeinerung wohl nicht heranzuziehen.
Von den I n s e l n sei beispielsweise angeführt: die Peridotitmassen auf M y t i l e n e als
Harzburgit (de LAUNAY [285]); auf E u b ö a ziemlich geschlossene Pyroxenperidotitr ä u m e ; auf K r e t a herrschen gleicherweise Lherzolith und Harzburgit (CAYEUX [260]).
Die Serpentinvorkommen auf der O-Seite der Rhodope, vorwiegend in Kristallverband
gehüllt, bieten die gleichen Gesteinstypen dar wie auf der W-Seite. Der Kristallinverband
wirkt sich in keiner Weise auf die Ausbildung eines bestimmten Peridotittypus aus.
Die Serpentine bei O r s o v a in Rumänien gehen aus Duniten und diallagitischen
Peridotiten hervor (CODARCEA [176]).
I m Kristallin des R i l a g e b i r g e s , Westbulgarien, bricht Harzburgit durch(BONCHEFF [200]). Harzburgite sind auch die Serpentine im bulgarisch-mazedonischen
Grenzkamm (NICKOLOW [212, 213]).
I n O s t b u l g a r i e n und T h r a z i e n sind ungeachtet fallweise höherer Metamorphosedie gleichen Peridotittypen anzutreffen wie etwa in Mazedonien; unter den Pyroxen
führenden ist Harzburgit häufig.
I n K l e i n a s i e n ist das ausgedehnte Serpentinbergland an der anatolischen S-Küste
zwischen M a r m a r i s und F e t h i y e fast ausschließlich von harzburgitischem Peridotit
eingenommen.
I n der G u l e m a n z o n e der Osttürkei sind Lherzolithe reichlicher vertreten.

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310
Dunit: Der M i n e r a l b e s t a n d des frischen Gesteins beschränkt sichim allgemeinen auf Olivin und akzessorischen Chromit. Dunit gibt sichbereits feldgeologisch gut als einheitliches, Pyroxen-freies Gestein zu erkennen; im frischen Zustand, wenig serpentinisiert, ist im Bruch das
Körnergefüge des O l i v i n s durch verschiedene Einspiegelung der BruchSpalt-Flächen oft schon dem bloßen Auge gut kenntlich. U. d. M. ist es ein
rundliches allotriomorphes P f l a s t e r g e f ü g e . In manchen Duniten treten
gestreckte Kornformen des Olivins, doch auch hier ohne kristallographische Eigengestalt, zu einheitlichem Aggregat zusammen.
Außerbalkanisch: auf längliche Kornform von Olivin im „porphyritischen"
Serpentin Nordkareliens, h a t Paavo HAAPALA [492] aufmerksam gemacht. — F . R Y B A[437] glaubt im Dünnschliff von Kraubather Dunit sechs- und achteckige Kornumrisse
des Olivins wahrzunehmen.

Die Struktur im Pflastergefüge des Olivinfelses ist in der Regel r i c h t u n g s los k ö r n i g , die Kristallachsen liegen regellos durcheinander. Ausnahmsweise ließ sich eine durch m a g m a t i s c h e Druckverhältnisse bedingte
Kornregelung in einem reinen Dunitfels mit langgestreckten Olivinkörnern
bereits makroskopisch beobachten, es ist das Begleitgestein der Chromitlagerstätte A n g h i d a bei Wafdos, C h a l k i d i k e , in der Einzeldarstellung
dieses Revieres beschrieben und abgebildet. Diese Kornregelung desOlivins steht in Beziehung zur Erzkornebene der Schlierenplatte; die
Längserstreckung des Olivinkornes steht senkrecht zu dieser Ebene undverrät sich durch an Spaltflächen gemahnende Teilbarkeitsflächen, dieüber das ganze Gestein hinweg gleichzeitig einspiegeln. Leider fehlt das
Material zu Dünnschliffbefunden und Gefügeanalysen.
Die G r ö ß e d e r E i n z e l k ö r n e r des O l i v i n s im Dunit hält sich meist
unter 2—3 mm, sinkt manchmal wesentlich weiter herab, erreicht in langgestreckten Formen 4—5 mm und darüber.
Unklare, rissige S p a l t b a r k e i t des O l i v i n s ist verbreiteter als
schärfer ausgeprägte Teilbarkeit nach (010); letztere kommt manchmal
an die Schärfe der Diallagspaltbarkeit heran.
Schon W E I N S C H E N K [453] h a t diese Feststellung vom S t u b a c h i t s e r p e n t i n derTauern gemacht, SPANGENBERG [527] und H O R N I N G E R [507] an Serpentin vom
Z o p t e n in Schlesien. An Balkanserpentinen fand ich diese Olivinspaltbarkeit selten involler Schärfe. H O R N I N G E R empfiehlt, u m in solchen Fällen die Verwechslung mit
Diallag auszuschließen, sich jeweils durch Messung des Achsenwinkels im Mikro-Konoskop(Diallag 2 v = 60 °, Olivin 2» = 90 °) zu vergewissern.

Frisches Olivingestein, nicht serpentinisiert und bar jeder Durchbewegung, zeigt u. d. M. mitunter eigentümliche, an Zwillingsstreifen
erinnernde, mehr minder g e r a d l i n i g e u n d u l ö s e A u s l ö s c h u n g einzelner
Olivinkörner.
Auch diese Wahrnehmung h a t frühzeitig F . W E I N S C H E N K vom Venedigerserpentin
mitgeteilt und als Zwillingsquetschstreifen im Gefolge innerer Spannungen gedeutet. Auch
Balkanserpentine zeigen dieses Phänomen nicht gerade selten. M. PAVLOVlC erkennt es
an Peridotit des Zlatibor. Auffallend schön ist es in Letaj, Nordalbanien, ganz unvermittelt einzelnen Olivinkörnern im frischen Dunit eigen, das dort als Begleitgestein die
Chromerzlagerstätten Zogaj 4 und 6 umgibt; nicht weniger schön im Dunit vom K r a n
Mahale bei Saloniki (siehe Photoabb. 23) wahrzunehmen; nirgends bestehen Anzeichen vonDurchbewegung, so daß auch hier im Kristallkorn die W i r k u n g m a g m a t i s c h e r
S p a n n u n g s e r s c h e i n u n g e n , Abkühlungsspannungen oder Vorläufer von Protoklase
festgehalten sein dürfte.

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Ob Fe-reicher oder Fe-armer Olivin jeweils vorliegt, durch Messung
der mit dem Fe-Gehalt steigenden H ö h e der D o p p e l b r e c h u n g erschließbar, ist für Balkanserpentine bisher systematisch nicht mitbeobachtet
worden.
Der akzessorische C h r o m i t i m D u n i t i s t fast immer von viel kleinerem
Korn als Olivin, oft idiomorph oder annähernd idiomorph oktaedrischausgebildet, häufiger korrodiert als nicht korrodiert, mäßig braundurchsichtig, in den kleineren Körnern häufig nur randlich durchschimmerndoder opak.
Magnetit-Peridotit von Lojane, Mazedonien, siehe Tl. 1, S. 109. — Vergleichbar
etwa Magnetit-Olivinit von Taberg in Schweden (HJELMQVIST [493 a]).

Pyroxenperidotit: Von schütterer, doch meist regelmäßig verteilter
Pyroxen-Kornstreuung bis zu dicht gehäufter Einbettung von Pyroxen,
bereits an Pyroxenite heranreichend, bestehen alle Übergänge, im einzelnen
aber doch häufig deutliche auch kartenmäßig festhaltbare Grenzen dieser
Typen unter sich.
Die P y r o x e n e i n s p r e n g l i n g e , mit ihren glänzenden Spaltflächen
auch noch im verwitterten Gestein auffällig, heben sich im minder
serpentinisierten Gestein von der matteren Olivin-Serpentin-Grundmasse
scharf ab. Über Olivin als Bestandteil ist ähnliches wie für Dunit-Olivin
auszusagen. Die P y r o x e n e erreichen Korngrößen von 3 bis 5 mm,
seltener 10 mm und darüber — sie sind ebensowenig eigengestaltig wie
Olivin. Der Pyroxen ragt häufig durch größeres Korn über das Korngefüge der Olivine hinaus. Oft ist dies nur scheinbar und makroskopischbetont, weil die Pyroxenspaltbarkeit besseres Ansehen verleiht und bei
der mehr minder schütteren Streuung des Pyroxens als Einzelkorn inmitten geschlossenen Korngefüges des Olivins s c h e i n p o r p h y r i s c h e
S t r u k t u r hervorgerufen ist. U. d. M. ist dieser Eindruck meistens herabgemindert, mitunter besteht überhaupt kein Korngrößenunterschied zu
Olivin, ausnahmsweise ist auch Pyroxen in der Korngröße dem Olivin
unterlegen. Die so allgemein verbreitete, scheinbare Porphyrstruktur
des Pyroxenperidotites ist n i c h t als Ergebnis einer durch O r t s w e c h s e lhervorgerufenen Zweiphasigkeit der Ausscheidungsfolge zu werten — auch
ist der Korngrößenunterschied ein viel geringerer als bei echt porphyrischer
Struktur — wo überdies d a s s e l b e Mineral in zwei Generationen auftritt — sondern es spiegeln sich darin, die allgemeinen gesteinskundlichen
Ausführungen von ERDMANNSDÖRFER [721] auf Peridotite angewendet, zweifellos petrochemische Bedingungen während der Erstarrung
wieder: Überschußkomponenten können größere, auch idiomorphe Kristalle
bilden. Idiomorphie trifft allerdings für die Pyroxenausscheidung in
Peridotiten niemals zu. Ferner ist an sich die A u s s c h e i d u n g s f o l g e
für Pyroxen keine starre.
Die R e a k t i o n s r e i h e im Magma gabbroider Zusammensetzung — nach ROSENBUSCH: Olivin-»-rhombischer Pyroxen -* monokliner Pyroxen -*• Hornblende — kann
Abänderung erfahren u. a. durch Konzentration und Massenwirkung, so daß beispielsweisenach E R D M A N N S D Ö R F E R bei geringem OUvinanteil im Magma Enstatit v o r Olivin,oderOlivin n a c h Plagioklas zurAusscheidnug k o m m t ; monokliner Pyroxen kann in der
Ausscheidung rhombischem Hypersthen vorangehen.
Auch das peridotitische Magma folgt Abweichungen von der üblichen Ausscheidungsfolge, vor allem der r h o m b i s c h e P y r o x e n im Harzburgit kristallisiert häufig v o r©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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Olivin, ist von Olivin magmatisch angelöst, korrosiv gebuchtet. HAMMER hat diese
Beobachtung vom Harzburgit des Zlatibormassivs gebracht; sie ist an vielen Balkanperidotiten anzustellen.

Die D i c h t e der P y r o x e n k o r n s t r e u u n g zeigt alle Übergänge vonpyroxenarmen Duniten hin zu Pyroxeniten; in den einzelnen abgrenz baren Gesteinskomplexen für sich bleibt die Dichte der Streuung gewöhnlich
gleich.
Im s t r u k t u r e l l e n V e r h a l t e n zeigen sich kaum Unterschiede zwischenrhombischem und monoklinem Pyroxen, auch dort nicht, wo sie gleichzeitig
und in wechselndem Mengenverhältnis zugegen sind. Umwachsungen vonmonoklinem Pyroxen durch rhombischen wie sich solche in Gabbro's (siehe
Photoabb. 25) ereignen, sind in den Balkanperidotiten nicht zu beobachten.
Hypersthen in Peridotit ist viel seltener als Bronzit oder Enstatit, Diallag
häufiger als Diopsid. Undulöse Auslöschung von Pyroxenen gelangt ähnlich
zur Beobachtung wie an Olivin, und auch hier in mechanisch unversehrtem
Gestein.
Außer der scheinbaren Porphyrstruktur ist auch da und dort l a g i g - s c h l i e r i g e ,auch b ä n d e r i g e Struktur der Pyroxenanhäufungen in Olivingrundmasse zu beobachten.
Beispielsweise sind in L o j a n e , Mazedonien, Peridotithorizonte ausgeprägt, wo die
Pyroxenkörner, zu kleinen flach ausgezogenen Gruppen gehäuft, der magmatisehen
Schichtung konform, ziemlich regelmäßig verteilt, in Olivingrundmasse eingebettet sind —ein Typus sich formal etwa den Ariegiten nähernd. Jedenfalls ist beginnende Kristallisationsdifferentiation damit angedeutet. Andernorts ist der Vorgang so weit gediehen,daß, im kleinen magmatisch geschichtet, Pyroxenlagen mit pyroxenfreien Lagen wechseln.

H o r n b l e n d e , deren Ausscheidung noch in die magmatische Hauptphase fiele, gleichwertig mit der Pyroxenbildung und dann etwa wie üblichin poikilitischer Verwachsung mit Pyroxen, mag für Balkanperidotite nur
ausnahmsweise vorgefunden werden. In den mir bekannten Gesteinsausschnitten war Amphibolperidotit mit m a g m a t i s c h e r Hornblendebildung
nirgends einwandfrei erweisbar. Überall, wo Hornblende, sei es rhombischeoder monokline in Erscheinung tritt, spielen Metamorphosevorgänge mit herein, zumindest solche, die gleichlaufend mit der Serpentinisierung noch indie endmagmatiseh-hydrothermale Autometamorphose einspielen, so daßbestimmtere genetische Aussagen schwer zu machen sind. In ganz frischen,nicht oder fast nicht serpentinisierten Peridotitgesteinen ist mir Hornblende
als regelmäßiger Gesteinsbestandteil, sei es gleichzeitig mit oder an Stelle
von Pyroxen, nirgends am Balkan untergekommen. H o r n b l e n d e auf
B a l k a n p e r i d o t i t e n i s t in e r s t e r L i n i e M e t a m o r p h o s e p r . o d u k t .
Wo sich eine dann meist smaragditische Hornblende lokal in f r i s c h e n
Peridotitgesteinen findet, ist sekundäre Entstehung, etwa Beeinflussung
durch Gabbropegmatit, erweisbar; vielfach ist Pyroxenkern erhalten.
Anderseits bestehen geschlossene Hornblendemassen, H o r n b l e n d e f e l s e , massig
oder schiefrig-schichtig, innerhalb Peridotit, der keine Durchbewegung verrät, nochhäufiger an der Grenze von Peridotitmassen, hier auch n e b e n G a b b r o mit frischerhaltener Gabbrostruktur. F ü r einen Teil dieser H o r n b l e n d i t e dünkt p r i m ä r m a g m a t i s c h e E n t s t e h u n g wahrscheinlicher als metamorphe. Auf diese Gesteine
wird unter den „Amphiboliten" noch zurückgekommen.
A u ß e r b a l k a n i s c h : Lherzolithische Peridotitvorkommen unter Beteiligung vonHornblende- und Biotitperidotit (z. T. dem Koswitmagma verwandt, mit Lokalnamen
Bragancait, Abessedit bezeichnet), Chromerz und Platin führend, h a t COTELO NEIVA[462 a] in jüngster Zeit aus Nordostportugal beschrieben.

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Unter d e n a k z e s s o r i s c h e n G e m e n g t e i l e n der P e r i d o t i t e reihen
die S p i n e l l e . Der akzessorische C h r o m i t in Pyroxenperidotit ist meist
spärlicher gesät wie in Dunit, im übrigen von gleichem Verhalten. Neben
Chromit (und Magnetit) kommen auch andere Spinelle vor: Picotit, Pleonast
usw., im Dünnschliff nicht immer unterscheidbar.
PAVLOVlC sieht im Z l a t i b o r m a s s i v Chromit auf pyroxenarmem Peridotit, Hercynit
auf lherzolithische Gesteine daselbst beschränkt. Auf mazedonischen u n d albanischen
Serpentinen sind andere Spinelle als Chromit selten anzutreffen, auch Picotit ist nicht
häufig. E i n einziger Fall von M a g n e t i t - P e r i d ö t i t ist mir von L o j a n e bekannt
geworden.
Pleonast meldet K I S P A T l C als häufig in b o s n i s c h e n Serpentinen.

Als Ü b e r g e m e n g t e i l e der P e r i d o t i t e kommen in Betracht:
R u t i l in Körnern oder länglichen Säulen von rötlich-gelber Farbe
trifft KISPATIÖ auffallend häufig in bosnischen Serpentinen an; ganzvereinzelt fand ich Rutil auch in mazedonischem Serpentin.
G r a n a t , ähnlich wie Hornblende, wohl meist Metamorphoseprodukt,übrigens selten. KISPATlC erwähnt kollophoniumbraunen Granat in
Serpentinen von Bosnien, NICKOLOW grünen Granat nebst Amphibol
im Serpentin SW-Bulgariens. Pyrop, aus Dunit amerikanischer Vorkommen beschrieben (ROSENBUSCH-OSANN [779] S. 246), wird vonBalkanperidotiten m. W. nirgends erwähnt. Möglicherweise ist ein hochveränderter Serpentin mit blaßrosa Granat aus der Grenzzone des Jezerinaperidotits, Mazedonien, auf ursprünglichen Pyrop-Dunit zurückzuführen.
Z i r k o n selten, ebenso S a p h y r . Ein blaues Saphyrkorn beschrieben
HILBER und IPPEN [275] aus einem serpentinisierten Olivinfels NGriechenlands.
Zirkon im gelben dichten Schweizerit-Serpentin einer Fundstätte des W a l l i s , istnach N I G G L I - K Ö N I G S B E R G E R - P A R K E R (Minerallagerstätten der Schweiz, Basel,1936) zusammen mit Granat, Asbest-Amphibol, Perowskit. F ü r diese Minerale liegt
insgesamt wohl sekundäre Bildung vor.
Anders kann es sich mit Saphyr verhalten, für den primär petrochemische Bildungsanlässe in Serpentin auch von anderen Orten bekannt sind; K o r u n d findet sich z. B.
mit Plagioklas, Margarit, schwarzer Hornblende und etwas C h r o m i t in Gängen im
Antophyllit-Peridotit des Staates Georgia, USA., an diesen genetisch angeschlossen(ROSENBUSCH-OSANN, S. 250); ebenso sind K o r u n d l a g e r s t ä t t e n m i t D u n i t
u n d P y r o x e n i t verknüpft von N o r d k a r o l i n a , USA, bekannt.

K i e s e sind selten: M a g n e t k i e s , Schwefelkies, M i l l e r i t (?), allenicht immer sicher auf primärmagmatische Entstehung zurückzuführen.
Pentlandit, Kupferkies, Cubanit (rhombischer Kupferkies) sind auf wenige
balkanische Peridotit- u n d Chromitörtlichkeiten beschränkt. Ersterer vom Z l a t i b o r
durch PAVLOVlC [124] im besonderen namhaft gemacht, die Kupferkiese reichlicher mit
Chromerz von O r s o v a , Rumänien ( P E T R U L I A N [190], von P e t k o v i c h bei Orahovac
in Mazedonien (TORNQUIST und eigene Beobachtung), hier auch von Magnetit begleitet;von Jawornica in Nordgriechenland (LEPEZ [287]).
I m Lherzolith von Selva bei Poschiavo, Schweiz, h a t F . de QUERVAIN [434] chalkographisch Pentlandit und das platinähnliche tellurische Eisennickel, den A w a r u i t nachgewiesen.
Nachtrag: Awaruit aus Dolomit führendem Serpentin von Hirt in Kärnten, nebst
Rotnickelkies (Ni As), Heazlewoodit (Ni 3 S2) nach P . RAMDOHR (siehe H . M E I X N E R ,N . J b . f. Min. usw., MoH. 8, 1950, der von dort auch das Ni-Mg-Arsenat Cabrererit alsrezente apfelgrüne Überzüge auf Serpentin besehreibt).
Neueste Arbeiten P . RAMDOHRs [772 b] über Heazlewoodit, Shandit Ni 3 Pb 2 S 2 :kleingehäufte Aggregate z. T. neben anderen Sulfiden, aber auch Magnetit, Chromit,
in Dunitserpentin T a s m a n i e n s als hochtemperierte, also wohl primäre Ausscheidungen.—©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

314
Hingegen derselbe Autor [772 c ] : Awaruit und die weiteren tellurisehen Fe-Ni-minerale
Souesit, Josephinit, in Serpentinen seien mit Sicherheit als Bildungen ziemlich niederer
Temperatur — etwa in Höhe der Talkbildung — zu werten.

Während die V e r w i t t e r u n g an minder serpentinisierten Duniten
meist glatte Oberflächen hervorruft, ist an Pyroxenperidotit die knopfigrauhe Oberfläche charakteristisch, durch geringere Angreifbarkeit der
Pyroxene bedingt. Nichtsdestoweniger sind in der Hochgebirgsregion desJezerina-Peridotits in Mazedonien auch tiefschründige karrenartige Verwitterungseffekte am pyroxenreichen (Diallag! Ca!) Serpentin anzutreffen.
Pyroxenite fehlen niemals innerhalb der dunitischen und pyroxenperidotitischen Massen des Balkans; in ihrer Erscheinungsweise bilden
sie mit diesen eine geschlossene magmatische Einheit, meist deutlich abgegrenzt zu den gabbroiden oder diabasischen Begleitgesteinen.
Die pyroxenitischen Gesteine sind massig, r i c h t u n g s l o s k ö r n i g ,monogen, zumeist von einheitlicher Pyroxenart zusammengesetzt; ausnahmsweise finden sich Gemenge von rhombischen und monoklinen
Pyroxenen. Die K o r n g r ö ß e ist in einer und derselben Masse ziemlich
einheitlich, selten feinkörnig, meist mittel- bis grobkörnig. Riesenkornausbildung, Aggregate aus Tafeln von 5 bis 10 cm Kantenlänge und darüber
bestehend, ist auf Schlieren meist kleineren Umfanges beschränkt, in
Grenzpyroxeniten aber nicht anzutreffen. Die Pyroxenkörner sind ohne
Eigengestalt. U. d. M. ist wellige Auslöschung nicht selten zu sehen.
Die Pyroxenite treten als quergreifende Gänge oder als G a n g s c h l i e r e nauf, die ihre Wurzeln stets im Peridotitmassiv selbst haben; sie sind diesem
auch als unregelmäßige m a s s i g e S c h l i e r e n meist konform zu einer
erkennbaren magmatischen Schichtungsebene eingelagert, bilden dieser Art
auch längerausgreifende Pyroxenithorizonte. Oder sie geben, für Balkanverhältnisse seltener, das pyroxenitische G r e n z g e s t e i n des Peridotits ab.
In Sonderfällen bilden sie die H ü l l k r u s t e n von Chromitstöcken und
p a r a l l e l e Z w i s c h e n l a g e n von Chromerz-Schlierenplatten. Mitunter
besteht L a g e n t e x t u r im kleinen parallel zur magmatischen Bankung,wie solches KISPATlC frühzeitig in B o s n i e n beobachtet hat.
Der Masse nach handelt es sich bei den Pyroxeniten in der Gesamterscheinung des ultrabasischen Massivs gewöhnlich n u r ' um einen untergeordneten Anteil. Die Gänge und Gangschlieren bleiben meist unter 1-0 m
Mächtigkeit, oft sinken sie netzartig zu einem dünnen Pyroxenitgeäder
herab. In den flachen Fladen von Pyroxenit hält sich die Mächtigkeit
auch meist unter 10—20 m, die Streicherstreckung ist meist linsig endigend.
Die G r e n z e n der Pyroxenite, obwohl im groben scharf von Peridotit
geschieden, lassen doch häufig ein magmatisehes Verschweißtsein mit
Peridotit erkennen, zackige Nähte, gewundene Grenzlinien. Pyroxenitgänge
durchkreuzen sich mit oft deutlich erkennbarem „älter und jünger", ohne
<iaß deshalb ernsthafte Altersunterschiede vorlägen, vielmehr kommen damit
nur Viskositätsunterschiede zum Abbild.
In der Z u s a m m e n s e t z u n g scheint die größte Verbreitung den
rhombischen Pyroxenen und unter diesen dem Bronzit zuzukommen,B r o n z i t i t e aufbauend. Diesen folgen Diallagite, Diopsidite. Im allgemeinen handelt es sich um die gleichen Pyroxenarten wie in den Pyroxenperidotiten. Selten sind Hypersthenite.

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V Ä Y R Y N E N H E I K K I berichtet aus der Petrologie des Nickelerzfeldes Kaulatunturi in Petsamo, Finnland [497], von Unterschieden der Pyroxenausbildung in
Pyroxeniten u n d Pyroxenserpentinen des gleichen basischen Massivs: Pyroxen in
Pyroxenserpentin ist Pigeonit (60—80% Diopsidanteil, kleiner Achsenwinkel), Pyroxen
in Pyroxenit h a t größeren Achsenwinkel, steht dem Diopsid näher. Der Übergang von
Pyroxenit zu Serpentin sei ziemlich scharf, jener zu Gabbro ein langsamer.
Die Spezialmineralogie der Pyroxene in basischen Gesteinen gewinnt zunehmend an
Bedeutung; siehe u. a. H . H . HESS [850].

Unter den zahlreichen Pyroxenitausscheidungen des Lojanegebietes,
Mazedonien, fand sich ein websteritartiger Fels, der u. d. M. größere Einzelkörner von rhombischem (Bronzit) und monoklinem Pyroxen schwebend
in einem kleinerkörnigen Pflaster der gleichen Pyroxenarten erblicken ließ,eine Annäherung an echt porphyrische Struktur dartuend.
Als N e b e n g e m e n g t e i l der Pyroxenite sind, meist spärlich, C h r o m i t
zugegen, fallweise auch M a g n e t i t , M a g n e t k i e s , Schwefelkies. Die
Chromite in Pyroxenit weisen oft besonders schöne Eigengestalt auf,scharfe, wohl ausgebildete Oktaeder, die mitunter Größen von mehreren
Millimetern erreichen. Ausnahmsweise kommt es zur Anhäufung kleiner
Lagerstättenmassen von Chromit in Pyroxenit.
2.

Zu

Chemismus

undMagmenkunde
Gesteine.

derperidotitischen

C h e m i s c h e r B e s t a n d . Von den einzelnen Gesteinsgliedern der
Peridotite in frischem unverändertem Zustande liegen nur aus wenigen
Gebieten des Balkans Bauschanalysen vor, doch sind darüber hinaus schon
aus der vergleichsweisen mikroskopischen Prüfung von Peridotitgesteinender übrigen Gebiete keine großen zusätzlichen Besonderheiten zu erwarten.
Eine Gruppe systematischer Analysen lherzolithischer und harzburgitischer Peridotite
ist der Arbeit von M. St. PAVLOVlC [124] über die basischen Gesteine des Z l a t i b o r ,Serbien, zu verdanken. Eine weitere Reihe von Analysen allerdings stark serpentinisierter
Peridotite h a t N. NICKOLOW [213] aus S ü d w e s t b u l g a r i e n mitgeteilt.

Die Balkanperidotite sind zur K a l k - A l k a l i r e i h e im Sinne NIGGLIs
zu rechnen, ohne nachdrückliche Tendenz zur Alkalireihe, was u. a. aus
Abwesenheit von Glimmerperidotit, Fehlen oder völligem Zurücktreten
echter primär-magmatischer
Hornblendeperidotite, die meist mit
ansteigendem Alkaligehalt verbunden sind, zu schließen ist. Nur das
ziemlich häufig gemeldete Vorkommen von Albititen als Gangschlieren
neben Gabbropegmatit innerhalb der Peridotitmassive — allerdings eineauch auf außerbalkanischenPeridotitgebieten wiederkehrende Erscheinung—auch die etwas Na-haltige smaragditische Hornblende, öfters von hellem
Glimmer begleitet, aus der pneuniatolytisch-hydrothermalen Phase desPeridotits, könnten als schwache Einflüsse von der Alkaliseite her gedeutet
werden, die in breiterer Form auch in der großen Verbreitung der die
Peridotitintrusionen begleitenden etwas alkalibetonten Diabasgesteine ihren
Ausdruck fänden.
Als kurzer Hinweis auf das neueste, weltumfassende petrographische Ophiolithwerk
von B U R R I , N I G G L I [907] sei eingeschaltet, daß dort die Ophiolithe (Ultrabasite
und die minderbasischen Gesteine der Ophite) als Eolge komplexer Kristallisationsdifferentiation eines basaltischen Magmas erklärt werden, wobei Abspaltungen v o nintermediären bis sauren Gesteinsmagmen möglich seien.

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I m allgemeinen (ROSENBUSCH, E R D M A N N S D Ö R F E R usw.) bewegen sich die
Si0 2 -Gehalte in den Peridotiten u n d Pyroxeniten von 3 5 % Sr0 2 aufwärts, kommen in
Gabbros und Noriten an 5 0 % heran und erreichen vergleichsweise in Graniten
65—75% Si0 2 . Die Dunitanalysen für sich halten zwischen 35 und 4 0 % S i 0 2 , die
Pyroxenperidotite u n d Pyroxenite zwischen 40 und 50%.
Der H 2 0-Gehalt der frischen Dunite wird mit 0-5% angegeben, beispielsweise in derDunitanalyse Nr. 17 ROSENBÜSCH-OSANN [779], S. 248 mit 0-57% — bei 3-3 s p e z .
G e w i c h t , also sicherlich frischestes Gestein.
I n v e r ä n d e r t e n serpentinisierten Peridotitgesteinen betragen die H a O-Gehalte imDurchschnitt 8—12%; im SiO a -Gehalt ist die Spanne auf 35—40% S i 0 2 zusammengerückt, also dem Si0 2 -Gehalt der Dunite ebenbürtig, gleichviel ob pyroxenfreies oderpyroxenhaltiges Ausgangsgestein vorlag.
I n dieser Größenordnung bewegt sich auch der Si0 2 -Gehalt der Analysenreihe ziemlieh stark veränderter pyroxenitischer Serpentine aus Südwestbulgarien, durch
N . NICKOLOW [213] mitgeteilt; die H 2 0-Gehalte, bei über 110° bestimmt, belaufen sich•dort auf 10—13%, einer steigt sogar auf 17% bei spezifischen Gewichten von 2-6—2-8.
D i e F e - u n d M g O - G e h a l t e unterliegen im allgemeinen bei den Pyroxen führenden
Peridotiten beträchtlichen Schwankungen, weniger bei Dunit.
Als mittlere Gehalte in der chemischen Zusammensetzung von Dunit gibt B A R T H[694] an bei 40-49% S i 0 2 die Beträge 2-84% F e 2 0 3 , 5-54% FeO, 46-22% MgO.
Wehrlitanalysen nach ROSENBTJSCH-OSANN, der Durchschnitt von 6 Analysen
verschiedenster Fundorte errechnet sich für: MgO-Gehalt mit 2 3 % , für FeO-Gehalt mit
17%, bei Spannen von 14—40% MgO und 8—30% FeO.
Die vereinzelte Vollanalyse eines D u n i t s v o n d e r S c h a r p l a n i n a in Mazedonien,
vermutlich aus dem Raduschabezirk, besagt nach M. St. PAVLOVlC in:
Si02
41-84%
H 2 0—(110°?)0-19%
A1 2 0 3
0-38%
Na ä O
0-23%
FeO
6-98%
K20
0-13%
Fe203
2-27%
TiO a
Spur
MnO
0-17%
Cr203
0-14%
NiO
0-26%
C02
0-29%
MgO
45-92%
F
0-08%
CaO
1-16%
H 2 O + (110°?)0-29%
E i n völlig frischer L h e r z o l i t h d e s Z l a t i b o r weist nach den von M. St. PAVLOVlC
mitgeteilten Analysenergebnissen auf: neben 43-36 Si0 2
FeO
7-08%
MnO
0-18%
Fe203
1-76%
NiO
0-17%
MgO
37-41%CaO
3-74%
A1 2 0 3
4-21%
Na a O
0-80%
KaO
0-22%
Cr203
0-12%
Ti02
0-28%
HaO +
0-14%
CO a
0-21%
H20 —
0-27%
Aus derselben Analysenreihe lherzolithischer Typen haben etwas veränderte Gesteine:
Si0 2 -Gehalte zwischen 39-3 und 42-3%, Wassergehalte + (110°?) 2-7 bis 6-8%,
solche — (110°) 0-22 bis 0-66%.
Die Analyse eines anscheinend in leichter Zersetzung befindlichen Lherzoliths vonK m d a bei Usice Zlatibor, durchgeführt von M. T A J D E R (mitgeteilt von F . T U CAN [162])schließt noch mit ähnlichen Ergebnissen an, geringer ist der MgO-Gehalt (34-66), auchA1 2 0 3 (0-92), NiO ist 0-47, C r 2 0 3 0-35, P 2 O s in Spuren.
Drei h a r z b u r g i t i s c h e G e s t e i n s p r o b e n d e s Z l a t i b o r zeigen nach den von
M. St. PAVLOVlC mitgeteilten Analysen durchschnittliche Zusammensetzung in:
Si02
A1 2 0 3
Fe203
FeO
MnO
NiO
MgO
CaO

40-6 %
2-8 %
2-0 %
6-6 %
0-18%
0-22%
39-1 %
2-6 %

Na20
K20
Ti02
Cr 2 O s
0O2
F
H20 +
H20 —

0-4 %
0-1 %
Spur
0-17%
0-7%
0-06%
4-2 %
0-4 %

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Was den ursprünglichen T i 0 2 - G e h a l t betrifft, dürfte er in denbosnischen Lherzolithen, mit häufig Rutil, höher vorauszusetzen sein als
in den harzburgitisehen Gesteinen Mazedoniens und Albaniens, wo TiO ä
mit Fe-oxyden in die gabbroiden Restschmelzen verschwindet.
Wie weit der N i O - G e h a l t der Balkanperidotite nur an Chromit oderauch an Olivin gebunden ist, steht noch offen. Die Analysierung vonderbem Chromerz aus der Förderung Orasje, Mazedonien, ergab regelmäßig
einen NiO-Gehalt von 0-08%.
I m Dunit von Kraubath, Steiermark, ist bekanntlich Olivin der Ni-Träger, nach
F . R Y B A [437] hält dort der Olivin 0-66% NiO.
P h . K R A F T [753] betrachtet Nickel in Olivin primär eingebaut, ob mechanischbeigemengt oder Magnesia ersetzend ?
COTELO NEIVA [462 a] fand in Olivin eines portugiesischen Peridotits 0-05 bis
0-26% Ni und 0-04% Co. Der Ni-Gehalt des schwach serpentinisierten Kraubather Olivinfelses, Steiermark: um 0-2% (R. MÜLLER [874 a]).

Bekanntlich haben Ni und Mg gleiche Ionenradien, darum ist auch
Untertauchen des Ni in Olivin begünstigt, so lange nicht Schwefel oder
Arsen zur Bindung reizen.
SANDELL und GOLDICH [786], die sich mit der Untersuchung der selteneren
Bestandteile amerikanischer Eruptivgesteine befaßten, stellen heraus: Ni-Gehalt folgt
dem Mg-Gehalt, bevorzugt aber die Orthosilikate; Ni ist also im Mg des Olivins viel mehrals im Mg der Pyroxene zu finden. Ähnlich verhält sich auch Co, ist jedoch unabhängig
von den Orthosilikaten.

Als Durchschnitt des C r 2 0 3 - G e h a l t e s am Beispiel uralischer Dunite
gibt A. ZAVARITSKY [550] 0-5% an.
Die S c h m e l z t e m p e r a t u r der feldspatfreien basischen Gesteine wird
verschieden beurteilt; der Erstarrungsvorgang verläuft infolge des immer
gegenwärtigen Wassergehaltes in der Natur eben anders als experimentell.
Magmen haben bekanntlich keinen Kristallisationspunkt, sondern ein
Kristallisationsintervall(ROSENBUSCH-OSANN[779]),
ein
Temperaturintervall zwischen beginnender und endender Erstarrung.
Es ist zu unterscheiden zwischen M a g m e n t e m p e r a t u r , der Schmelztemperatur für in der Tiefe verborgen bleibende, unter Druck eingeschlossene
Schmelzflüsse, und L a v e n t e m p e r a t u r für Schmelzflüsse, die sich mit
der Oberfläche ins Gleichgewicht zu setzen haben. Für p e r i d o t i t i s c h e
G e s t e i n e kennt man k e i n e L a v e n . (Für Kimberlite Südafrikas wird
allerdings peridotitischer Tuffcharakter vermutet.)
Die Schmelztemperaturen der Mineralkomponenten der Peridotite sindhoch. Für künstlichen Enstatit werden 1300° als Bildungstemperatur
angegeben (ERDMANNSDÖRFER [721]). Gabbro schmilzt nach ERDMANNSDÖRFER bei 1685°. Natürliche Pyroxene erstarren im Intervall
von 1550 bis 1420° (BARTH [694]). Die Schmelztemperatur von Olivin
als Mischkristall zwischen Forsterit Mg 2 Si0 4 und Fayalit Fe 2 Si0 4 bewegt
sich zwischen den Schmelzpunkten des ersteren von 1890° und 1205°
des letzteren; für gewöhnlichen Mg-reichen Olivin wird 1800° angegeben(BARTH).
Diese hohen Temperaturen brauchen in der Natur auch bei niedrigen Drucken nicht
zutreffen, da der stete H 2 0-Gehalt beträchtliche Schmelzpunkterniedrigungen zu bewirken vermag. Für den Peridotit von Kaersut auf Grönland mit 4 % H a O schätzt
K. D R E S C H E R [644] die Bildungstemperatur mit 1200 ° ein. Andere Schlüsse in Richtung©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at318
Intrusionstemperatur der Peridotite gehen sogar bis auf 600 ° C herab (SOSMAN in
B A R T H p . 96 [694]).

Für die Balkanperidotite sind Sehätzungen der Intrusionstemperatur
auf Grund der speziellen Verhältnisse meines Wissens bisher nicht erfolgt.
Es bestehen jedenfalls keine Anzeichen, die auf abweichend hohe Schmelztemperaturen schließen lassen, ebenso ist die Abkühlungsgeschwindigkeit
als gering anzunehmen, da keinerlei Phänomene auf rasche Abkühlung
hindeuten.
Gasgehalte, Restschmelzen, Restlösungen.
Gaseinschlüsse, Mineralbildungen aus Restlösungen, Absätze vonDämpfen in miarolitischen Hohlräumen, aus Peridotiten des Urals bekannt,
werden in Peridotiten des balkanischen Raumes nicht — zumindest Gasgehalte nicht — angetroffen, obwohl hier der Bergbaueingriff in Peridötitmassive bereits beachtliche Ausdehnung erreicht hat.
Über Gas u n d seine Zusammensetzung, im U r a l aus Dunit erbohrt, siehe Angaben
S. 360.

Dem H 2 0 - G e h a l t im peridotitischen Magma scheinen andere Eigenschaften zuzukommen, als sie Gasen und Dämpfen der mittelbasischen
bis sauren Magmen mit ihrer aktiv nach außen drängenden Wirkungsweise
eigen sind. Der H 2 0-Gehalt bleibt auch in der Erstarrungsphase derPeridotite magma-gebunden und wird in der ausklingenden endmagmatischhydrothermalen Phase teilweise noch während der Erstarrung oder unmittelbar nachfolgend für die Serpentinbildung verbraucht. Aus diesem besonderen
Verhalten der Dampfphase des Peridotitmagmas während der Erstarrung
ist z. T. auch das Ausbleiben besonderer Kontaktwirkungen zu erklären.
Als versteinte saure Restschmelzen des Peridotitmagmas können die
G a b b r o p e g m a t i t - G ä n g c h e n angesehen werden, die als schmale, meist
kaum Handbreite überschreitende Gangschlieren in fast allen .Peridotitmassiven des Balkans anzutreffen sind. Sie sind nicht Vertreter besonderer
Gabbrointrusionen, ihre petrographische Natur wird aber unter den Gabbros
noch näher erörtert. In die Gabbropegmatite flüchten sich nicht nur Tiu n d F e - O x y d e des Magmas, sondern auch N i - S u l f i d e , wie das Auftreten von derbem Rotnickelkies im Kern eines Gabbropegmatits auf der
Tiefbausohle des Bergbaues R a v n i s t e bei Raduscha, Mazedonien, sehrschön vor Augen stellte [64].
I m U r a l sind m i a r o l i t h i s e h e H o h l r ä u m e in Peridotiten häufiger u n d werdenvon Mineralabsätzen der magmatiseh-hydrothermalen Endphase des Peridotits in Anspruch genommen; vorzüglich finden sich darin Platin u n d Platinsuliide, Perowskit(CaTi0 3 ), Vesuvian u n d andere teils Cr-haltige Minerale.
I m Derberz der Chromitlagerstätte Zentrale L o j a n e bei Skoplje, Mazedonien, werden
an Ausfüllung miarolithischer Hohlräume gemahnende winzige Drusenfüllungen von
Uwarowitkristallen z. T. von Diopsid begleitet, wahrgenommen, die aber nicht primär magmatiseh, sondern erst späterer Einwirkung durch granitische Dämpfe entlang
Berstungsrissen ihre Entstehung verdanken.
Spielt Pneumatolyse in ultrabasisehen Gesteinen, von ihrem etwaigen Anteil an der
Serpentinisierung abgesehen, eine geringe Rolle, so erringt sie in basischen Gesteinen desGabbrotyps schon eher Gewicht, doch sind vom Balkan hiefür keine Extremfälle aufzuzeigen.
I n N o r w e g e n füllen bekanntlich Cl-F-Apatite Gangspalten ihres gabbroiden Muttergesteins unter Umwandlung derselben an den Kontakten zu Skapolithhornblendefels.

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V i s k o s i t ä t . Mit der Beschreibung der Viskosität des peridotitischen
Gesteinsschmelzflusses der Intrusionen auf der Balkanhalbinsel und Kleinasien ist ein Fragenkomplex angeschnitten, dessen richtige Beantwortungwesentlich ist sowohl für die Erkenntnis von Bildungsweise, Differentiation,
Intrusionsmechanik, Lagerungsbeziehung und innerer Baugesetzlichkeit
der Gesteine des Peridotitzyklus an sich als auch in Beziehung zu den eingeschlossenen Chromitlagerstätten.
Die Viskosität, Zähflüssigkeit von Gesteinsschmelzen steht in Abhängigkeit von Temperatur, chemischer Zusammensetzung, Druck und Durchgasung. Für Tiefengesteine ist demnach ein anderes Verhalten vorauszusetzen als für Ergußgesteine. Temperaturzunahme, Durchgasung, Wassergehalt setzen die Viskosität im allgemeinen herab, Druck erhöht sie.
Es ist eine seit langem in fast allen Lehrbüchern der Petrographie
vertretene Anschauung, daß die basischen Gesteins-Schmelzen dünnflüssig,
die sauren zähflüssig, viskos seien.
Diese Erfahrung entstammt allerdings in der Hauptsache L a b o r versuchen und der Beobachtung an Lavenausflüssen rezenter Vulkane.
I n C. D O E L T E R s Petrogenesis 1906 findet sich niedergelegt: Basalt dünnflüssig,
Gabbro wenig dünnflüssig, Phonolith und Granit zähe Schmelzen. Laven wie Feldspatbasalt, Limburgit lassen sich in Formen gießen.
J . H . L. VOGT [817] spricht von Dünnflüssigkeit des Peridotitmagmas.
O. H . E R D M A N N S D Ö R F E R 1924 in .den „Grundlagen der Petrographie":
Fe-Mg-Silikate liefern Schmelzen von sehr geringer Zähigkeit.
Schließlich B A R T H 1939 in „Barth-Correns-Eskola": es ist eine geologische Erfahrung,
daß basische Magmen niedrige, saure Magmen höhere Viskosität aufweisen; die basaltischen
Ergüsse der basischen Vulkane sind dünnflüssig wie ö l .
Aber in einem speziellen Falle der magmatischen Differentiation wird H. B O R C H E R T
1930 [699] auch zu gegenteiliger Auffassung geführt: jeden Olivin- oder Pyroxenkristall
als Magmenkörper mit Restschmelze betrachtend, wird die vorkommende Feinstausscheidung von Chromit in Olivin (Südafrika) auf Zähflüssigkeit des Olivinmagmas zurückgeführt, die zu einer Zeit bestand, als Chromit daneben noch hohe Flüchtigkeit besaß.

Bei meiner langjährigen geologischen Arbeit auf ultrabasischen Massengesteinsgebieten der Balkanhalbinsel hatte sich mir aus den Phänomenen derLagerungsverhältnisse, der Gesteinsdifferentiate und ihrer Verteilung undAbgrenzung gegeneinander, aus der Beobachtung ungezählter Aufschlußbilder und Strukturerscheinungen, in Sonderheit auch aus Art, Verteilung
und Texturen der Chromerzlagerstätten, frühzeitig, und immer vonneuem darin bestärkt, der Eindruck herausgebildet, daß bei Platznahme
der u l t r a b a s i s c h e n G e s t e i n s k o m p l e x e und während des Erstarrungsvorganges verhältnismäßig z ä h f l ü s s i g e M a g m e n e i g e n s c h a f t e n geherrscht haben müssen. Die Passage über „zähflüssig" zu völliger Erstarrung
dürfte l a n g e Zeit gedauert haben. Das Fehlen feinkörnig-dichter Peridotitstrukturen, die stete Ausbildung mittel- bis grobkörniger Olivin- undPyroxenaggregate sprechen ebenfalls zugunsten eines l a n g s a m e n Abkühlungsvorganges.
Bereits in früheren Arbeiten über die Geologie der mazedonischen
Chromerzlagerstätten, zuletzt 1937 [6], habe ich der Auffassung von zähflüssiger Beschaffenheit des Peridotitmagmas Raum gegeben und erst
später bei genauerem Zunutzemachen der klassischen Arbeiten E. WEINSCHENKs [453] über die Serpentinpetrographie der Hohen Tauern 1894
habe ich mit viel Genugtuung festgestellt, daß dieser um die Serpentingeologie so sehr bemühte Forscher sich der Vorstellung von „wenig leicht-

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flüssiger Beschaffenheit" des intrudierenden Peridotitmagmas der Tauernserpentine gleichfalls nicht erwehren konnte. — Zu ungefähr gleicher Zeit
hat A. LACROIX für die Magmabeschaffenheit der Pyrenäen-Peridotite
Zähflüssigkeit in Betracht gezogen.
I m besonderen für die Bildung des Stubachitserpentins spricht E . W E I N S C H E N K(S. 57) a u s : „Während der Aufstauung des Gebirges wurden an Stellen geringen Widerstandes die Schichtfugen der Schiefer gelöst u n d in die so entstandenen Hohlräume wurde
ein v i s k o s e s M a g n e s i a s i l i k a t - M a g m a eingepreßt, welches u n t e r m ä c h t i g e r S p a n n u n g zu O l i v i n u n d A n t i g o r i t erstarrte." Unbeschadet der heute etwa nicht volle undallseitige Zustimmung findenden Auffassung über Antigoritbildung ist das viskose Verhalten aus den magmatischen und strukturellen Gesamterscheinungen dieses basischen
Massivs abgeleitet worden.

Es hieße den Abschnitten über Chromerzlagerstätten und innerer
Zonengliederung vorgreifen, würden im e i n z e l n e n die Beobachtungenüber Lagerungsverhältnisse und Strukturen herangezogen werden, welche
die Vorstellung von Zähflüssigkeit der peridotitischen Magmen unterstützt
haben. I m g r o ß e n ist es die Erkenntnis vom Innenbau der hochbasischen
Gesteinsmassive, im Raduschamassiv am klarsten ersichtlich als übereinander getürmte, eine magmatische Schichtung vollführende Folge derverschiedenen Differentiate, in diesen jeweils Ansatz, doch nur unvollkommen
durchgedrungen, der Erscheinung von Kristallisationsdifferentiation. Die
Differentiate einschließlich der Chromerzabspaltung bestehen nebeneinanderin flüssigem oder weichem Zustande, sie erstarren im gleichen Kristallisationsintervall. Kurz: der I n n e n b a u des in D i f f e r e n t i a t e z e r l e g t e n ,e r s t a r r e n d e n P e r i d o t i t k u c h e n s l ä ß t ein z ä h e s T e i g g e w o g ee r k e n n e n m i t T e n d e n z zu m a g m a t i s c h e r S c h i c h t u n g .
Das Peridotitmagma bleibt während seiner Platznahme zäh geballt,
es gibt im allgemeinen keine Injektionen, keine Gangnachschübe oder
Gangdurchaderungen, keine G a n g a p o p h y s e n ins Nachbargestein. Die
viskosen Eigenschaften des Magmas stünden einer solchen Entwicklung
entgegen. In gleicher Weise entgegenstehen müßte die viskose Beschaffenheit
auch der Ausbildung von Migmatitgesteinen, damit den anscheinend
schon chemisch bestehenden Mangel an Reaktionsbereitschaft verstärkend.
Der nicht unbeträchtlich gegenwärtige H 2 0-Gehalt des Magmas scheint
nicht fähig gewesen zu sein, die Rolle stärkerer Durchgasung zu übernehmen
und damit die Viskosität herabzumindern.
Herabgesetzte Viskosität dürfte allerdings den h y b r i d e n Typ der Peridotite auszeichnen, zu welchem die Alkaliperidotite und Genossen zu rechnen sind; diese, wie etwa
die B i o t i t p y r o x e n i t e (D. R E Y N O L D S [776]), sind reieh an flüchtigen Bestandteilen,
neigen zu starker Alkaliabgabe an die Umgebung und sind auch zu Assimilation des Nebengesteins besser befähigt.

Für den H 2 0-Gehalt, der gleichsam adsorptiv, ohne Dampf- oder
Lösungsabgabe nach außen, dem ultrabasischen Magma anhing, mußb e s o n d e r e s p h y s i k a l i s c h e s V e r h a l t e n angenommen werden. Die
f e h l e n d e oder nur sehr dürftig anzutreffende Erscheinung von K o n t a k t m e t a m o r p h o s e ist hiefür Zeugnis.
Diese chemisch-physikalische Passivität des ultrabasischen Magmas,
nur geringe Wirkung nach außen zu haben und von außen auch nur zögernd
Einflüsse in sich aufnehmend, scheint eben außer durch chemische
Beschaffenheit auch durch die viskose Eigenschaft befördert worden zu sein.

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321
Die S t r u k t u r e n u n d T e x t u r e n im e i n z e l n e n : gewundene Grenzlinien, breite fladige Ausdehnung der Schlieren, keine diffusen Übergänge
derselben, häufig verwachsene oder erstarrungsmäßig verschweißte Grenzen
auch der Gangschlieren, Ausbildung der verschiedenen Typen der Chromerzlagerstätten, insbesondere auch die verschiedenen sphärischen Texturen
der Chromerze und eine Reihe weiterer Phänomene dieser Art (siehe auch
Photoabb. 19) bestärken in der Ansicht, daß nur zähflüssiges V e r h a l t e n
gleichzeitig flüssiger bzw. teigig nebeneinander bestehender Schmelzen
imstande war, alle diese Erscheinungen hervorzurufen.
I n diesem Zusammenhang ist bemerkenswert: gelegentlich eines Besuches der
Nickelerzvorkommen
Frankenstein
i n S c h l e s i e n unter FührungvonDr. E. SCHEIBE im September 1944 konnte ich mich von der zähflüssigteigigen Beschaffenheit der in der dortigen Nickelhütte anfallenden Schlacke überzeugen, welche ohne
voll erreichte Schmelztemperatur in teigigem Zustand von der gleichfalls teigigen Ni-FeLuppe ( 7 % Ni, 9 2 % Fe) getrennt wird. Der Prozeß erfolgt im Krupp-Rennofen bei
maximaler Temperatur von 1200°; die Schlacke, unter Beigabe von Kalk und Kohlenstaub aus Verarbeitung des Ni-haltigen Serpentins stammend, muß jedenfalls beträchtliche Anteile Mg-Silikate enthalten und als basisch bezeichnet werden.
Auch folgender Hinweis auf Viskosität aus der Peridotitstruktur im einzelnen kannnebenher Erwähnung finden: mitunter werden besonders weitgehend korrodierte, sichgabelnde und verzweigende Reliktformen von oktaedrischen Chromittropfen in Olivingrundmasse wahrgenommen, die schon bald den Eindruck von Skelettwachstum erwecken;
hiefür kann ebenfalls viskose Magmeneigenschaft fördernd gewirkt haben.

So wenig man in der Lage ist, anders als mittelbar sich über die
Viskosität basischer Plutonmagmen ein Urteil zu bilden, da Experimente
an die natürlichen Bedingungen nicht heranreichen können, so lassen sichauch Zahlen über die s p e z i f i s c h e n G e w i c h t e solcher Schmelzen nicht
unmittelbar gewinnen. Hohes spezifisches Gewicht, das die basischen
Gesteine im Festen auszeichnet (3, 2—3, 5) und von jenem ihrer Hüllgesteine
scharf absteht, wird auch schon vermöge der Viskosität den basischen
Schmelzen eigen sein.
Nach DOUGLAS (cit. in ERDMANNSDÖRFER [721] S. 29) ist die
VolumdifFerenz der festen und flüssigen Masse bei kieselsäurearmen
Gesteinen mit 5 % experimentell ermittelbar, in der Regel ist also
K r i s t a l l i s a t i o n u n t e r V o l u m s c h w u n d anzunehmen.
DALY hat schon 1903 (cit. DOELTER, Petrogenesis p. 34) errechnet,
daß in sehr basischen Gabbro- und Peridotitschmelzen kompakte Blöcke
der Nebengesteine nicht mehr einsinken können. Die A s s i m i l a t i o n ist
dadurch außerordentlich erschwert. Immerhin wird von Assimilation auch
aus hochbasischen Tiefengesteinszonen berichtet.
Aus dem liegenden Teil des Norithorizontes im B u s h v e l d Igneous Complex Südafrikas gibt A. L. H A L L [597, 598] assimilierte Gesteine, besonders Dolomit, als Migmatit an.
Eine weniger durchsichtige Art von Assimilation, weil dynamometamorph verwischt,
ist von F . ANGEL [370] aus dem Serpentin der G l e i n a l p e , Mittelsteiermark, bekanntgemacht worden: an den Serpentinstock reichen beiderseits Kalkzüge heran, derenideelles Fortstreichen in Serpentin durch Ausbildung von Karbonatserpentin markiert ist.
Ob gewisse A m p h i b o l i t s c h o l l e n der Peridotitmassive des Balkans, massig oderauch geschlichtet oder — primär ? — geschiefert inmitten eines tektonisch unversehrten
Serpentinabschnittes steckend, beispielsweise nächst Casak bei R a d u s c h a , Mazedonien,u n d hier dachnahe, nicht doch auch Migmatitkörper darstellen, bedarf noch der Untersuchung. Vermutlich steht auch das isolierte Auftreten von Granat-Vesuvianfels inmitten
von Peridotitmassen mit Assimilationsvorgängen in Zusammenhang, sofern nicht ausJahrbuch G. B. A., Sonderband 1, 2. Teil

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schließlich metamorpher Stoffwechsel in Frage k o m m t ; u. a. geschilderte Vorkommen
dieser Art aus dem Paranguserpentin in den Südkarpathen (MURGOCI-MONTEANU[187]), aus dem Ossolatal der Westalpen (ÄKTINI [387 a]).

Die vorgenannten Beispiele sind aber Ausnahmen, welche den imallgemeinen der Migmatitbildung abholden Charakter der ultrabasischen
Schmelzen nur schärfer hervortreten lassen. Dieser Migmatitfeindlichkeit,
dem Nichtmischungsvermögen der ultrabasischen Schmelzen ist es zum
guten Teil zuzuschreiben, daß die beschränkten Varianten der ultrabasischen Gesteinsbildung und der mit ihnen verbundenen Chromerzausscheidung, sowohl in Textur als auch Zusammensetzung und sonstigen
Eigenheiten weltweite Uniformität aufweisen.
Differentiation
und Existenzfrage eines selbständigenp e r i d o t i t i s c h e n M a g m a s . Die wichtigsten, räumlich ausschlaggebendsten
Teilvorgänge in der Differentiation und Erstarrungsabfolge des peridotitischen
Magmas sind die Bildung von Dunit, Pyroxenperidotit und Pyroxenit.
Diese Gesteine in wechselndem Anteil setzen die ultrabasischen Gesteinsmassive des Balkans und Kleinasiens in der Hauptsache zusammen. Ein
winziger, doch fast ständig gegenwärtiger Ausschnitt an Gabbropegmatit
verrät den jeweils äußerst geringfügigen Anteil saurer Magmensubstanz,
die sich als Restschmelze in die entstehenden Fugen der erkaltenden basischen
Spaltmagmen verliert.
Die übrigen basischen Gesteine im Bereich der ultrabasischen Komplexe,voran Diabas und Gabbro, sind mit den Gesteinen der Peridotitreihe zwar
genetisch z. T. aufs engste verknüpft, was auch in der räumlichen undzeitlichen Abfolge zum Ausdruck kommt, aber nur vereinzelt reicht die
Bildungszeit etwa von Gabbro noch in die magmatische Phase der Peridotits
hinein, wie beispielsweise die diffuse Vermengung von Peridotit- und Gabbromagma im Ibarmassiv, Serbien, hiefür beweiskräftig ist und der Gabbro
daselbst als gleichzeitiges Differentiat desselben Magmas anzusehen ist,
aus dem die Gesteinsglieder der Peridotitreihe hervorgingen.
Die A r t der D i f f e r e n t i a t i o n aus dem Stamm-Magma: ob Spaltung,Liquation in unmischbare, verschieden basische Teilschmelzen während
der flüssigen Phase oder ob ausschließlich Abkühlungs- bzw. Kristallisationsdifferentiation die Ausbildung der verschiedenen Teilglieder der peridotitischen
Gesteinsreihe vollbrachte, bedarf jeweils genauerer Untersuchung; für diebasischen Massive der Balkanhalbinsel und Kleinasiens ist die Frage meines
Erachtens noch nicht mit völliger Einheitlichkeit zu beantworten.
Beobachtungen besonders an jenen Vorkommen, wo magmatischer Schichtenbau, innere Zonengliederung hervortreten, lassen im allgemeinen Schlüsse
zu, die für die Bildung dieser Massive einen k o m b i n i e r t e n V o r g a n g v o n
Spaltung
undKristallisationsdifferentiation
anzunehmen
berechtigen. Erst dieser kombinierte Vorgang würde den Erscheinungsweisen von Gestein und Chromlagerstätten am ehesten gerecht.
Im Abschnitt über inneren Zonenbau wird darzutun sein, daß die
Tendenz zu magmatischer Stockwerksbildung in mehr minder schichtartiger
Ausbreitung, ohne jedoch im einzelnen die Phänomene scharf ausgeprägter
Kristallisationsdifferentiation etwa in Annäherung an die Vollkommenheit
der Bushveld-Phänomene zu zeigen, am ehesten aus dem B e s t e h e n
f e r t i g e r , a u s d e r Tiefe g e f ö r d e r t e r D i f f e r e n t i a t e erklärt werden
könnte, was auch mit anderen wichtigen Beobachtungen im Gesteinsverband

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at323übereinstimmen würde. Zugleich sind Anzeichen zu vermerken, daß imfertigen, doch noch flüssigen bis zähflüssigen Stockwerksbau die K r i s t a l l i s a t i o n s d i f f e r e n t i a t i o n auch gravitativer Art gleichsam n a c h h i n k e n deinsetzte und nur mehr zu beschränktem Erfolg gedieh. Allerdings steht
mit dieser Vorstellung die Fragebeantwortung nach den Vorgängen undGesetzlichkeiten bei der a b s e i t i g e n Bildung der Differentiate — wie weit
vielleicht dort Kristallisationsdifferentiation herrschend gewesen ist — nochaus. Das Problem ist also nur seitlich oder völlig nach einem tieferen
Magmenkeller verlagert.
E i n wichtiges Moment in der Beurteilung der Differentiation wurde durch die Vorstellung der „fraktionierten Kristallisation" (T. W. B A R T H [694] S. 36) hineingetragen:verschiedene Ausscheidungsfolgen, je nachdem Ausgeschiedenes und Restschmelzen beisammenbleiben oder schon während der Erstarrung getrennt werden. I m letzteren Falle
kommen die Reaktionsverhältnisse zwischen Restmagma und frühgebildeten Kristallen
nicht mehr zur Auswirkung, das spezielle BOWENsche „Reaktionsprinzip" mit den Entwicklungsreihen Olivin über Pyroxen, Hornblende, Biotit zu Quarz auf der einen Seite,
Bytownit über Labrador, Andesin, Oligoklas zu Albit auf der anderen Seite, kann nicht
mehr in Vollkommenheit ablaufen.
Die Parallelität der Gesteinsentwicklung im Kleinen und Großen, Kristallisationsreihenfolge und Differentiationsreihenfolge h a t B R O E G G E R erkannt (cit. B A R T H ,S. 37).
LÖWINSON-LESSING [758 b ] , sich gegen die Annahme von Bestand eines selbständigen peridotitischen Magmas wendend, h a t in tiefgründigen Ausführungen die
Ursachen von Vielfalt der magmatischen Differentiation aufgezeigt, hiebei wiederholt
betont, daß von einer "Universalhypothese derselben nicht gesprochen werden kann.

Unter der angeführten Vorstellung wäre das Niveau der magmatischen
Spaltung und das eigentliche Intrusionsniveau einiger Wahrscheinlichkeit
nach getrennt.
Über das Intrusionsniveau wird im Abschnitt Innenbau und Intrusionsmechanismus noch einiges ausgesagt.
Das Niveau der m a g m a t i s c h e n S p a l t u n g wäre unmittelbar odernahe an das Dach des S i m a g ü r t e l s zu verlegen, soweit nicht Spaltung
im Aufstiegstrichter selbst sich vollzog. Trennung der Schmelzen durch die
Bewegung selbst haben CLOOS, BALK u. a. vertreten: Statische Bedingungender Differentiation würden sich seltener ereignen als dynamische (CLOOS).
Die weltweite Gleichartigkeit der Erscheinungsweise gerade der Gruppe
von Peridotitkomplexen fördert die Vorstellung einheitlicher stofflicher
und physikalischer Bedingnisse, die am ehesten in bedeutender Erdtiefe,
auch noch das Intrusionsniveau einschließend, vorauszusetzen sind. Die
Vorstellung von der S i m a s c h a l e des Erdinnenbaues hat sich ja zum
größten Teil auf die Existenz der Peridotite gestützt.
Sind die B a l k a n p e r i d o t i t e a u s — r e l a t i v — s e l b s t ä n d i g e n
M a g m e n h e r v o r g e g a n g e n ? Aus ihrem geologischen Auftreten ist die
Frage eher zu bejahen. Unabhängig von granitischen und syenitischen
Intrusionen, als deren Abspaltungen oder Randfazien, wie etwa im Harzgebirge Mitteldeutschlands, die peridotitischen und gabbroiden Gesteinskomplexe sonst gerne genommen werden, setzen die Peridotite ihren Zug
durch die Balkanhalbinsel nach Kleinasien fort, in jeder Zeitrichtung
ab ihrer Intrusion, sowohl nach Vergangenheit als Zukunft, von Granitoder Syenit durch g e o l o g i s c h e Zeitepochen-Abstände getrennt. Nicht
einmal die gabbroiden oder gabbrodioritischen Begleitgesteine sind überall
ein unerläßliches Anhängsel der Peridotite, oft treten sie ganz zurück und©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at324

weiträumige Peridotitabschnitte verbleiben ohne gabbroide Einschaltung,oder aber Gabbros ihrerseits nehmen die dominierende Stellung ein.
Bei den Diabasen zeigt sich ähnliches, wenngleich hier andere petrochemische und Intrusions-Notwendigkeiten herrschen, die einen Teil der
Diabase zwar innig mit Peridotitintrusionen verflechten, andere Diabasförderungen wieder vo - die Peridotitintrusionen ansetzen oder häufiger
auch noch um epochale Zeitspannen darüber hinaus andauern lassen.
Für den Bestand selbständiger Peridotitmagmen hat sich in jüngster
Zeit besonders der amerikanische Geologe H. H. HESS [739, 741] eingesetzt.
Nach der Auffassung von BOWEN [701] wäre ja die Entstehung derP e r i d o t i t e nur beschränkt gewesen auf ein Hervorgehen als gravitatives
Sammelkristallatvonfrüh
geformten
Kristalleneines
b a s a l t i s c h e n oder n o r i t i s c h - g a b b r o i d e n M a g m a s . Als Beispieldieser Art wird von BOWEN die kühle Randfazies des Peridotits derInsel Skye im N Englands angeführt, wo die Olivinkristalle in basaltischer
Grundschmelze ausgeschieden sind.
Die t e r t i ä r e n B a s a l t e der B a l k a n h a l b i n s e l stehen in k e i n e mzeitlichen und unmittelbaren genetischen Z u s a m m e n h a n g m i t d e n
P e r i d o t i t e n , wenngleich sie räumlich nicht selten an die Peridotite heranrücken, so die Basalte von Momcilgrad und Krumovgrad in Ostbulgarien,der Leuzitbasalt von Stara Raska in der NW-Ecke Mazedoniens, die
Basalte bei Kumanovo in Innermazedonien u. a.
Auch ein gabbroides Stamm-Magma ist für die Balkanperidotite nicht sehrwahrscheinlich, da das bedeutende Überwiegen der Ultrabasica gegenüber
mitintrusivem Gabbro ein viel basischeres als gabbroides Muttermagma
zur Voraussetzung hätte.
Derselbe Grund hindert zwar V Ä Y R Y N E N H E I K K I [497] nicht, den Dunit desPetsamofeldes in Finnland im Sinne B O W E N entstanden zu denken als gravitatives
KristaUisationsdifferentiat von Olivingabbro, obwohl die Dunitmassen den Gabbro bei
weitem überwiegen, also doch sehr basisches Stamm-Magma vorausgesetzt werden
müßte.

H. H. HESS [741] unterscheidet die P e r i d o t i t e der E r d e nachsolchen der o r o g e n e n G ü r t e l und solchen der R u h e b e z i r k e . Die Orogenperidotite HESS' würden dem „initialen Magmatismus" im Sinne H. STILLE
entsprechen. Für die Peridotite der Ruhebildung wäre reine Kristallisationsdifferentiation und Bindung an Basalte im Sinne H. BOWENs anzunehmen,
sie wären etwa im Kratogen KOBERs zuhause, HESS bezeichnet sie als
gewöhnliche feldspatfreie Gesteine mit „Mafic's" und nennt im Gegensatz
dazu das aus selbständigem Magma herstammende Peridotitgestein„Ultramafic".
Von Wichtigkeit erscheint der Versuch von H. H. HESS, die U n t e r s c h e i d u n g nach Herkunft der Peridotite, ob m a f i s c h e s oder u l t r a m a f i s c h e s Gestein, nach p e t r o c h e m i s c h e n K e n n z e i c h e n zu treffen:
In Ultramafics wäreder Molekular quotient Mg/Fe größer als 7-5, in manschen,von Basalt herzuleitenden Peridotiten wäre derselbe Quotient 3-1—7-5.
Auch erwiesen sich die ultramanschen Gesteine niedriger im CaO- und
A1 2 0 3 -Gehalt als die manschen. Ferner wurde versucht, den absoluten
Wert des FeO-Gehaltes als Unterscheidungsmerkmal zu benützen: Peridotite
der orogenen Gürtel hätten 6—8% FeO in den Bauschanalysen, jene derKristallisationsdifferentiation 1 1 % FeO und mehr.

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Aber HESS gibt selbst zu, daß für Peridotite aus U r a l und B a l k a n
die Trennung nicht so scharf sei, daß hier höhere und niedere Werte der
Molekularquotienten wie oben angegeben errechenbar wären.
Damit soll der Versuch, für die Entstehungsfrage der Balkanperidotite
auch von chemischer Seite her Stellung zu nehmen, meines Erachtens
nicht aufgegeben werden. Ich selbst habe in Unkenntnis von H. H. HESS'
Bemühungen schon seit langem versucht, nach chemischen Prinzipien in
der inneren Zonengliederung der Balkanperidotite, vor allem auch in den
Beziehungen von Chromitlagerstätten und deren Zoneneinordnung und
Begleitgestein, nachzuforschen. Auch hier waren bisher nur teilweise
befriedigende Ergebnisse zu erzielen.
Daß die Balkanperidotite und mit ihnen jene Kleinasiens, eine Zwischenstellung einnehmen zwischen „mafios" und „ultramafics", mag eben darin
begründet sein, daß neben ihrem Charakter als selbständiges Magma. an ihnen auch Grundsätze der Kristallisationsdifferentiation verwirklicht
erscheinen, die in petrographischer Beschaffenheit, in magmatischem
Schiehtenaufbau und in der Typenverteilung der Chromitlagerstätten zum
Ausdruck kommen. Ganz allgemein scheinen aber diese Eigenschaften mehr
minder allen Peridotiten des orogenen Zyklus zuzukommen, so daß m i t
e i n e r s c h a r f e n T r e n n u n g der p e t r o c h e m i s c h e n E i g e n s c h a f t e no r o g e n e r u n d a n o r o g e n e r P e r i d o t i t e ü b e r h a u p t n i c h t zu
r e c h n e n sein wird. Die P h ä n o m e n e v o n m a g m a t i s c h e r S c h i c h t u n g
und anteiliger Kristallisationsdifferentiations c h l a g e n die
B r ü c k e z w i s c h e n den P e r i d o t i t e n der b e i d e n E n s t e h u n g s a r t e n .
Abschließend sei noch des „sekundären Serpentinits" der HESSschen Auffassung[739] gedacht: Dunitgänge in unregelmäßig schmalen Massen, die in situ geformten
Harzburgit durchsetzen, werden durch Wiederaufschmelzen des Harzburgits und Wiederausscheiden als Dunit während der magmatischen Periode gedacht. Ähnliche Beobachtungen am Gesteinsbild können beispielsweise auch im Serpentingebiet von Raduscha,
Mazedonien, gemacht werden, sind aber dort, wie mir dünkt, viel zwangloser durch das
Nebeneinanderbestehen viskoser Schmelzen zu deuten.

3. A b s o n d e r u n g s f o r m e n des P e r i d o t i t s .
Flächenhafte magmatische Schichtung, Bankung und allgemein Abkühlungsklüftung als Schrumpfungsklüfte sind in erstarrten Peridotitkörpern
ebenso vorhanden, wie sie H. CLOOS von sauren Intrusivmassen eingehenderzu betrachten gelehrt hat. Systematisches Beobachten hierüber ist allerdings
seltener durchführbar, da die basischen Massen des Balkans und Kleina,siens, stets in tektonisch stark beanspruchten Erdkrustenteilen gelegen,der Zerreißungstektonik, der tektonischen Auflösung in Schuppen, inbesonderem Maße erliegen und in deren Folgewirkung die Kluftanlagennach ihrer Genesis, ob Erstarrungsphänomen oder tektonischen Ursprungs
oder sich überdeckend, nicht immer leicht auseinander zu halten sind.
Als ein Gebiet verhältnismäßiger Unversehrtheit des inneren Zusammenhanges einer großen basischen Masse wurde das Gebiet von Raduscha
in Mazedonien erkannt. Auch der Zlatibor in Westserbien wäre eine wenig
bewegte, im Zusammenhalt gebliebene peridotitische Masse.
In R a d u s c h a sind primäre magmatische Schichtung, das schichtweise
Abwechseln pyroxenführender und pyroxenfreier mächtiger Gesteinslagen
im Vertikalaufbau des Peridotitmassivs klar zu erkennen. Einzelmächtig-

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keiten solcher magmatischer Schicht Wechsellagerung, auch morphologischdurch verschiedene Verwitterbarkeit der dunitischen und Pyroxen-führenden
Lagen hervortretend, sind von wenigen Metern ansteigend bis zu 50—80 m
und darüber wahrzunehmen.
Dem annähernd ebenen Verlauf dieser magmatischen Schichtgrenzflächen
parallel ist im Raduschabereich auch eine A b k ü h l u n g s b a n k u n g
entstanden, die Bänke schwankender Dicke, oft nur bis zu einigen Dezimeternstark erzeugt, ohne gerade mit gleichmäßigem Fortlaufen im Streichen
verbunden zu sein. Gewöhnlich ist diese schichtparallele Bankung jedochkaum oder zumindestens viel weniger hervortretend als eine dazu annähernd
senkrecht gestellte, die mit wechselnd dicken, manchmal auch ziemlich
gleichmäßig dicken Bänken in scharfen Wandfluchten bei annähernd
gleicher Richtung quer durch die dunitischen und pyroxenperidotitischen(harzburgitischen) Gesteinslagen hindurchsetzt. Eine dritte, wenig regelmäßig ausgeprägte Bankung zusammen mit verschiedenen, auch öfters
gleichlaufenden Systemen tektonischer Klüftung steuert zum b l o c k i g e neher denn parallellepipedischen oder plattigen Z e r f a l l der P e r i d o t i t m a s s e n bei.
In den Pyroxen-führenden Lagen des Raduschaperidotits ist die steilstehende Q u e r b a n k u n g in der Regel doch ausgreifender, bevorzugter
entwickelt wie im Dunit. Dies trifft nicht nur für die Vardarzone zu. Aberauch reine Dunitfelsmassen können von ausgezeichneter magmatischer
Querbankung erfaßt sein, wie es beim frischen Dunit der Peridotitmasse
von K u k e s , Nordalbanien, der Fall ist.
I m Abschnitt über die innere Gliederung der Peridotit-Serpentinmassen wird hingewiesen, daß beispielsweise die auffallend stetig gebankten Serpentine B o s n i e n s , dersogenannten „Mittleren gebankten Zone" zugehörig, in der T a t überwiegend Pyroxenserpentine sind. Die Chromerzführung von Dübostica mit diopsidischer Gangart folgt
B a n k u n g s f u g e n des Pyroxenserpentins. Die vorzügliche Bankungseigenschaft derbosnischen Serpentine war schon vor 1900 Gegenstand der Beobachtung von WALTER.
[168] und KISPATIÖ [81].
Von den Harzburgiten des Z l a t i b o r beschreibt HAMMER [55] NO bis NNO geneigteBankung und senkrecht dazu eine saigere Klüftung, die unabhängig von Mineralbestandund Struktur hindurchsetzt.
Die grobgebankte Serpentinzone von M a r m a r i s in Anatolien besteht fast durchwegs
aus Pyroxenserpentin.

Die U n t e r s c h e i d u n g z w i s c h e n A b k ü h l u n g s k l ü f t u n gundK l ü f t e n t e k t o n i s c h e n E i n f l u s s e s ist nicht immer einfach und sicher
zu treffen. Mitunter erleichtert der Belag der Klüfte mit plattigen Pyroxenkriställchen, die wie angepreßte Schuppen sich den Kluftflächen parallel
stellen, das Zuweisen der Klüfte zu den magmatischen Phänomenen. Die
Kluftfläche kann hiebei narbig, das Wachstum der Pyroxenkristalle nachinnen gerichtet sein.
Gerade in pyroxenfreien Gesteinen kann eine solche Pyroxenkornpflasterung der Klüfte besonders auffällig werden. Mitunter steigert sichdie Pyroxenführung der Klüfte zu richtigen Pyroxenitgängchen, sich soparallel in die Reihe der übrigen Abkühlungsklüfte stellend.
Starke Serpentinisierung, Ausbildung matt durchscheinender Serpentinsäume an den Kluftflächen, kann mit schon verminderter Sicherheit für
Kennzeichnung als Primärklüfte herangezogen werden.
Die Beziehung, bzw. fallweise Übereinstimmung von Kluftflächenrichtung des Gesteins und Plattenebenen-Richtung plattig ausgebildeter©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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Chromerzlagerstätten ist ebenfalls für die Auffassung solcher Klüfte als
Abkühlungsklüfte bedeutsam.
Alle Beobachtungen dieser u n d ähnlicher Art, gegeneinander abgewogen und verglichen, sind beispielsweise bei der geologischen Aufnahme einer großen Tagbauentblößung in Peridotitmassen geeignet, in das anfänglich verwirrende Bild der meist dicht
gesäten, scheinbar regellosen Durchklüftung weitgehend Ordnung und systematische Auflösung zu bringen.

Das Durchgreifen solcher m a g m a t i s c h e r Kluftrichtungen, denen inverschiedenen Stock werkniveaus Erzschlierenplatten gleicher Streichrichtung entsprechen, quer über ein ganzes Massiv, unbehindert durch
den petrographischen Gesteinswechsel, beweist die Aufprägung derAbkühlungsklüfte auf ein gemeinsam erstarrendes, wenn auch in sichmagmatisch differenziertes Magmenstoekwerk.
Eine p r i m ä r - s c h o l l i g e A u s b i l d u n g von Pyroxenperidotit in Dunit,
seltener umgekehrt, ist auf mazedonischen Serpentinen nicht selten anzutreffen, sie stellt einen Übergangstypus zu magmatischer Breccienbildung
dar. ImRaduscha-Massivist bei J a s c h i n c e die Grenze vonPyroxenserpentinnach oben gegen Dunit zwar scharf, doch im liegendsten Dunit schwimmen
dicht gestreut größere und kleinere Pyroxenperidotitschollen von Kopfgröße
ansteigend auf mehrere Meter Durchmesser, bis nach oben reiner Dunit
das Übergewicht erreicht (Siehe auch Abb. 18).

Abb. 115. Primärschollige Peridotitausbildung. (Der obere Stollen in Jaschince, Raduschamassiv.) Magmatisch-scholliger Übergang einer Pyroxenperidotitmasse (PyP) in Dunit D
mit Sprenkelerzplatten E.

Schollenübergänge dieser Art sind häufig, allerdings dort, wo starke
dynamometamorphose Einflüsse eine Durchbewegung oder Zerschieferung
bewirkt haben, leicht mit rein mechanischen Absonderungen zu verwechseln.
I m Nebengestein der Chromerzlagerstätte N a d a bei Raduscha sind solche S c h o l l e np e r i d o t i t e als Grenzausbildung zwischen Dunit und geschlossenen Pyroxenperidotitmassen auf den Tiefbausohlen dieser Grube mehrfach erschlossen; starke Gesteinszersetzung
durch langdauernde Grundwasserdurchtränkung erschwert allerdings klare Einsichten. — Von A l b a n i e n berichtet E . NOWACK die Ausbildung von „Konglomeratserpentin", schollig glasig, wohl in der Hauptsache Ausdruck mechanischer Umprägung;vielleicht liegt auch hier fallweise primär-scholliger Serpentin zugrunde. Schlierigs c h l a c k i g e T e x t u r von Serpentinen Nordalbaniens, deren Erscheinungsweise zuerst
Baron NOPCSA auffiel, spricht wohl eher für primärmagmatische Textur, wird aber dochseltener angetroffen.
Schollentextur, Perioditschollen in Gabbro am Peridotitrand als magmatische Übergangsfazies zu Gabbro, findet E . K A L K O W S K Y [477] aus dem ligurischen Apennin
erwähnenswert.

Neben den schichtigen und bankigen Absonderungen ist vereinzelt
auch eine den Diabastexturen ähnliche s p h ä r o i d i s c h e A b s o n d e r u n g
in Peridotitserpentin zu beobachten, die zumeist erst bei weitgehender
Verwitterung durch annähernd konzentrisch-kugelschalige Ablösungen sichdartut.

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328

D

v.
Abb. 116. EUipsoidische Peridotitabsonderung nächst Magnesitwerk Wafdos am Wegenach Neo Plaghia (Chalkidike).
PyP = Pyroxenperidotit, D = Dunit; die kugelig-ellipsoidischen Absonderungsflächen
übergreifen beide Gesteinstypen.
Von g r i e c h i s c h e n Serpentinen haben dies bereits H I L B E R und I P P E N [275]beschrieben. CLAR [395] erwähnt ähnliche Erscheinungen von K r a u b a t h in Steiermark.
I m Bereich Tagbau des Chromitbergbaues Zentrale L o j a n e bei Skoplje, Mazedonien,
ist annähernde kugelschalige, diabasähnliche Absonderung des Serpentins mit kaum dem
betragenden Halbmessern öfters zu beobachten; ellipsoidische Absonderung gibt es bei
Wafdos auf der Chalkidike (Abb. 116).
I n diesem Zusammenhang sei auf die algonkische Pillow-Lava in Böhmen verwiesen, vonF. SLAVIK [892] beschrieben: ellipsoidische Blöcke von echtem Diabas oder Alkalidiabas
schwimmen in ultrabasischer (pikritischer) Grundmasse.

Schließlich sollen hier noch die m a g m a t i s c h e n B r e c c i e n Erwähnung
finden, deren Bildung ebenfalls in Annäherung an die Erstarrungsphaseoder bei teilweisem Erreichen derselben vor sich geht. In rein peridotitischen
Gesteinen ist magmatische Breccienbildung verhältnismäßig selten, nur an
Chromerzschlieren ist sie häufiger zu beobachten, richtig beheimatet unterden basischen Magmatiten ist sie in gabbroiden und vor allem in diabasischen Gesteinen.
Breccien eckiger Diabasschollen, diabasisch verheilt, wurden in den vorangehenden
Einzeldarstellungen der Chromerzreviere und ihren Profilen mehrfach verzeichnet.
Unter den Chromerzvorkommen sind es vor allem solche mit sphäroidischer Textur(„Leoparderzvorkommen"), wo magmatische Breccienbildung als Eigentümlichkeit auftritt. Die Sphäroiderze in Dunithülle, frühmagmatisch und im Erstarrungsvorgang etwas
weiter voran, werden von weniger zähflüssig nachschiebendem Bronzitit oder Dunit zerteilt, zu eckig bis mäßig gerundeten Bruchstücken zerschollt. Von der Lagerstätte K u k e s
in N o r d a l b a n i e n wurde in Abb. 124 und Photoabb. 19 das selten schöne Beispiel einer
Vorstufe magmatischer SchoUenzerteilung gebracht, die in dieser Art als „magmatischer
Verwurf" bezeichnet werden kann. Jedenfalls muß der Vorgang des Zerschneidens derErzovoide unter gleichzeitiger Verschiebung der endgültigen Erstarrung vorausgegangensein und bietet so im Kleinen Ausdruck für zähflüssiges Verhalten der Schmelzen.

4. Gang- u n d S c h l i e r e n g e f o l g s c h a f t d e s P e r i d o t i t s , s o n s t i g eb a s i s c h e Begleit- u n d G r e n z g e s t e i n e d e s s e l b e n ( G a b b r o , N o r i t ,D i a b a s , A m p h i b o l i t , E k l o g i t usw.).
Eine e c h t e Ganggefolgschaft, körnig oder porphyrisch struierte Nachschubgesteine verwandter mineralogisch-chemischer Zusammensetzung wie
Peridotit, in diesen n a c h seiner Erstarrung unter Durchbrechen seiner©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at329
Hüllgesteine intrudierend, ist auf balkanischen Peridotitmassiven wohl
selten nachzuweisen. Entweder sind die vorkommenden Ganggesteine
keine echten Gänge sondern Schlierengänge, vom Peridotit nie getrennt
gewesen, nur innerhalb der erstarrenden Peridotitmasse länger flüssig
geblieben und schließlich noch mit ihr gemeinsam erstarrt; oder es handelt
sich bei echten Gangdurchbrüchen bereits um Gesteine gabbroider, noritischer,dioritischer Abkunft, also um Abkömmlinge weiterer Abspaltungen in der Tiefe.
Unter den Gangschlierengesteinen nehmen die P y r o x e n i t e die Hauptverbreitung ein, das gleiche gilt auch für die Pyroxenite der unregelmäßig
fladigen oder l i n s i g e n S c h l i e r e n m a s s e n innerhalb Peridotit. Als
G a n g s c h l i e r e n haben die Pyroxenite ihre Wurzel im Peridotitmassiv
selbst, ihr oberes Ende klingt innerhalb des Peridotitmassivs aus. Die
petrographischen und morphologischen Eigenschaften der Gangpyroxenite
und Schlierenpyroxenite sind die gleichen wie die der Pyroxenite überhaupt
und wurden bereits eingangs unter den verschiedenen Typen der Ultrabasica
geschildert. Die verbreitetsten Typen unter den Gangschlieren sindBronzitite
und Diallagite. Dieselben Pyroxenitabarten sind auch vorherrschend inden u n r e g e l m ä ß i g g e s t a l t i g e n P y r o x e n i t s c h l i e r e n . In magmatischgeschichteten Peridotitmassiven erscheinen häufig die Pyroxenitschlieren
lagig oder linsig parallel der magmatischen Schichtungsebene, z. T. basisnahe jeweils im Dunit, der seinerseits in Verband mit Pyroxenperidotitlagen steht — als läge in diesen Pyroxenitmassen das Äquivalent fürursprünglich im Pyroxenperidotit gleichmäßig verteilten, dann aber dochnoch in magmatischer Phase gesaigerten und gesammelten Pyroxen vor.
Neben Pyroxeniten, doch weniger häufig und in viel geringerem Massenanteil, sind die G a b b r o - bzw. N o r i t p e g m a t i t e verbreitet. Auch ihre
Bildung liegt zeitlich noch in der ausklingenden magmatischen Phase desPeridotits, sie stellen saure Restschmelzen dar, welche, am längsten flüssig,
längs in Bildung begriffener Abkühlungsfugen in Peridotit eingepreßt
werden. Vermöge ihrer hellen, weiß verwitternden Grundmasse, manchmal
weiße Magnesitadern vortäuschend, heben sich die Gabbropegmatite auffällig von den dunklen Peridotitgesteinen ab. Durch Zurücktreten desdunklen Bestandteiles, rhombischer oder monokliner Pyroxene, gewinnt
der Peldspat Labrador oder Bytownit Vormacht und das Gestein nähert
sich G a b b r o a p l i t e n und A n o r t h o s i t e n .
Pluidalgepräge, primärschiefrige Paralleltexturen zeigen von Strömung
und orientiertem Druck während der Erstarrung, Korrosionen und magmatisch-brecciöse Ausbildungen an Gabbropegmatiten sind als Folge
sprunghafter Änderung in den chemisch-physikalischen Abkühlungsbedingungen zu betrachten, z. T. eben durch Strömung bedingt.
I m noritischen Gabbropegmatit von Kavir Odjak ( R a d u s c h a r e v i e r , Mazedonien)
fällt schon im Feldbefund eine Augengneis-ähnliche Struktur auf: dunkle Pyroxene heben
sich als große rundliche Augen, beiderseits gangparallel ausgeschweift, von der weißlichen
Grundmasse ab. TT. d. M. enthüllt sich eine magmatisch-brecciöse Struktur (siehe auch 1.
Teil, S. 53 und Photoabb. 28).
Ähnliehe Texturen an Gabbropegmatit beschreibt W. HAMMER vom Z l a t i b o r :auch dort ist rhombischer Pyroxen, unvollkommen prismatisch bis 1 dem lang entwickelt, in eine Grundmasse mit Mörtelstruktur gebettet, die aus kleineren und größeren
Plagioklaskörnern, Anorthit, zusammengefügt ist.
Die Gabbromassive selbst, die dem Zlatibormassiv anhängen, werden von pegmatitisch ausgebildetem Gabbro in Gängen und Ganglinsen durchsetzt, die nach
St. PAVLOVlC [124] monoklinen Pyroxen nebst Olivin führen.

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Noritpegmatit, teilweise verändert, mit Zoisit und Vesuvian, befindet sich unter den
von E . GORSKY [49] untersuchten Gesteinen von Casak im Raduschamassiv bei Skoplje.
Pegmatoide Typen des Gabbros von Luti, im Chromerz führenden Peridotitmassiv
von O r s o v a , Rumänien, hebt A. CODARCEA [176] hervor; große, oft gerundete Diallagkörner in Plagioklasgrundmasse der Pegmatite, welche im Gabbromassiv selbst aufsetzen.

Daß N i c k e l , an Arsen gebunden, sich in den sauren Restschmelzen
des Peridotits konzentriert und mit Gabbropegmatit zur Ausscheidung
gelangt, findet sich belegt durch das Vorkommen von derbem Rotnickelkies
im Kern eines Gabbropegmatitganges der Tiefbausohle des Chrombergbaues
R a v n i s t e , Raduschamassiv, Mazedonien [64].
Abschließend sei vergleichshalber der petrographische Befund von Gabbropegmatit
eines n o r d f i n n i s c h e n P e r i d o t i t - u n d G a b b r o m a s s i v s angeführt, der Arbeit von
H . HAUSEN [493] über das Halditjokko-Massiv entnommen: auch dort g r o b k ö r n i g e r
Gabbropegmatit, der n a c h Verfestigung des Ganzen auf Spalten eindrang; katalytischen
Gasen wird die grobkörnige Ausbildung zugeschrieben; der Pyroxen ist in diesem Falle
Diallag, bis Faustgröße wachsend, der Plagioklas An 57 . An den Salbändern findet sichbis 30 cm mächtig Strahlsteinasbest als Reaktionszone.

Glieder echter A n o r t h o s i t g e s t e i n e , ausschließlich aus basischem
Feldspat-Labrador oder Bytownit bestehend, habe ich auf balkanischen
Peridotit- und Gabbromassiven bisher nicht angetroffen, wenn von örtlichenÜbergängen der Gabbropegmatite zu -apliten abgesehen wird. Auch die
Fachliteratur bringt keine Nachricht. Doch entsinne ich mich, in der
Serpentinregion des bithynischen Olymps nächst Brussa in Nordkleinasien
vor vielen Jahren einem kleineren, auch beschürftem Vorkommen von grobspätigem dunkelgrauem Feldspatit gegenüber gestanden zu sein, für den
ich nachträglich Verdacht auf ein Anorthositvorkommen habe.
Vorkommen von A l b i t i t , aplitischen Ganggesteinen — wohl auchGangschlieren — als Restschmelzen fast nur oder überwiegend aus Natronfeldspat bestehend, werden mit wachsender petrographischer Literaturüber Balkanserpentine zunehmend bekannt. In den Vorkommen der Albitite
dürfte die leichte Neigung der Balkanperidotite zum Alkaligesteinstypus
zum Ausdruck kommen.
Von wirtschaftlicher Bedeutung sind die Feldspatvorkommen von Tisovita am
Donauknie bei O r s o v a in Rumänien, von A. S T R E C K E I S E N [197] geologisch, vonF . K I R N B A U E R [182] lagerstättenkundlich beschrieben: in Gabbro u n d Serpentin
setzen linsig nesterförmig Feldspatschlieren auf, kleinkörnig, ohne Quarz, glimmerarm
bis glimmerfrei. Die Abgrenzungen sind scharf, ohne Übergang zum Nebengestein. Der
Feldspat ist kein reiner Albit, sondern Glied der Kali-Natronreihe: 6 6 % SiO a , 2 1 % Tonerde, 12% Alkali (6—10% Na), daneben auch Orthoklas mit geringem Natrongehalt.
Beachtlich ist, daß Nephelinsyenit in Begleitung der Peridotite des Banats hochkommt.
Vom Z l a t i b o r g e b i r g e , Serbien, erwähnt PAVLOVlC [124] das Auftreten vonAlbititgängen, das Ausstoßen von Na-Lösungen während der Kristallisation des Peridotits
bezeugend.
Die Albitite des I b a r s e r p e n t i n s in Westserbien vermeint I L l C [71] allerdings aus
dem ultrabasischen Eruptivzyklus ausscheiden und in eine postsenone Serie stellen zu
müssen, im Anhang an Diorite, Syenite u n d Granite. E s werden zwei Typen unterschieden:
Albitite von T r n a v a , hellgrau, an Granit angelehnt, Albitite von I v a n j e , grünliche, an
Diabas erinnernde Gesteine mit reichlicher Epidot und Chlorit.

Das Auftreten der N a t r o n h o r n b l e n d e in Form von Glaukophanund Crossitgesteinen im B a n n k r e i s der B a l k a n p e r i d o t i t e wird bei
Erörterung von Fragen der Kontaktmetamorphose an späterer Stelle
gestreift.

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Das Erscheinen der Albititgänge in ultrabasischen Gesteinskomplexen
ist von erdweitem Charakter. H. H. HESS [741] betont diese Verallgemeinerung und hält die Albitite für saure Schlieren, veränderte Pegmatite.oder Fremdkörper.
Von den an sich alkaliarmen P y r e n ä e n - P e r i d o t i t e n ist bekannt (ERDMANNSD Ö R F E R [721], S. 91), daß sie Ganggesteine alkalireicher Emanationen einschließen.
Zu späterer Zeitepoche gewährten die Pyrenäen R a u m den aufsteigenden Alkalibasaltu n d Teschenitmagmen.
Unter den sogenannten Weißsteinen der Serpentine des Z o p t e n in Schlesien hat in
jüngster Zeit F . SPANGENBERG [524] Albitite in der Chromerzgrube Tampadel nachgewiesen.
Die Albitite der Serpentine des Ural führt A. ZAVARITSKY [531] zurück auf
chemische Reaktion zwischen Dunitsubstanz und pegmatitisch-aplitischem Magma im
Sinne des BOWENschen Reaktionsprinzips; die Albitite dringen am Ende der magmatischen Peridotitphase hoch, unmittelbar nach Bildung der spätmagmatischen PlatinChromitansammlungen. F ü r den Ural sind freilich auch kennzeichnend die gewaltigen
Ausmaße der Alkaligesteinsbereiche räumlich und zeitlich in Nähe zu den Peridotitintrusionen.

J a d e i t i t e , Gesteine mit dem monoklinen Na-pyroxen Jadeit, sind vom
Balkan nicht gemeldet. Es wäre immerhin möglich, daß dieses meist feinkörnige bis dichte, seltener filzig-faserige Gestein von oft schneeweißer
Farbe, schwer, hart und zäh wie Nephrit, bisher der Beobachtung entging
und etwa mit Magnesit- oder Gabbropegmatitgängen verwechselt worden
wäre. Nach ROSENBUSCH-OSANN [779] sind Jadeitite häufig als linsenförmige Massen in Serpentin, Amphibolit und Gabbro der A p e n n i n h a l b i n s e l gefunden worden.
Auf die Untersuchung von A. W. G. B L E E C K [557] an Jadeit-Albit-GanggesteinenO b e r b i r m a ' s , Indien, die in Serpentin eines kristallinen Grundgebirges eingeschlossen
sind, wird später (S. 450, 451) zurückgekommen.

Im allgemeinen werden Jadeitite von alkalireicheren Magmen hergeleitet, besitzen (z. T.) bereits metamorphen Charakter, den Nephriten
vergleichbar und sind wie diese in der ältesten Menschheitsgeschichte als
Rohstoff für Waffe und Werkzeug verwendet.
Unter den b a s i s c h e n B e g l e i t g e s t e i n e n des P e r i d o t i t s u n d
P y r o x e n i t s , ihnen in Magmenverwandtschaft als auch zeitlich und räumlich
in der Eruptionsfolge am nächsten stehend, sind Gabbrogesteine — G a b b r o
und noritische Gabbros bzw. N o r i t e — sowohl auf der Balkanhalbinsel
als auch in Kleinasien am weitesten verbreitet, fast jeder größeren
geschlossenen basischen Masse ist Gabbro in einem gewissen Ausschnitt
eigen.
Das A u f t r e t e n der g a b b r o i d e n G e s t e i n e in d e n P e r i d o t i t m a s s i v e n ist mannigfacher Art. Es kann sich um mehr minder selbs t ä n d i g e M a s s e n von Gabbro handeln, die unvermittelt innerhalb der
Peridotitmassive aufsetzen, meist jedoch kleineren Umfang aufweisen wie
der Peridotit selbst oder Gabbro als G r e n z g est ein nimmt am Außensaum
von Peridotitmassiven Platz. Für beide Fälle können Beispiele aus dem
Z l a t i b o r m a s s i v Serbiens, von m a z e d o n i s c h e n Serpentingebieten, ausder Orsova-Zone in Rumänien, ja fast von allen größeren balkanischen
Peridotitmassiven angeführt werden. — Seltener ist der Fall, wo es zu einer
Art M i s c h g e s t e i n v o n G a b b r o u n d P e r i d o t i t kommt, gabbroide
Substanz durchdringt peridotitische und findet sich bis zu kleinen Nestchen©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at332
herab diffus in Peridotit verteilt. Solche Fälle hat W. HAMMER vom
Z l a t i b o r (auch M. ST. PAVLOVlC), ebenso von der Bukowska planina
in Westserbien, M. ILIO vom Ibar-Serpentin der Umgebung von Raska,
Westserbien, namhaft gemacht. Ich selbst konnte die gleichen Beobachtungen weiter südlich, im Chromerzrevier B a n Do bei K o s s o v s k a
M i t r o v i t z a machen. — Ferner erscheint G a b b r o der Peridotitmassive
als Glied d e s m a g m a t i s c h e n S c h i c h t e n b a u e s , eingelagert oderwechsellagernd mit Pyroxenperidotit und Dunit; in dieser Stellung findet
er sich in fast allen Querschnitten durch den L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t
der Vardar-Peridotitzone, besonders eindringlich treten diese Lagerungsverhältnisse auf der Chalkidike selbst gegenüber. — Schließlich ist G a b b r o
als G a n g g e s t e i n — als Gangschliere wohl seltener — in Einzelgängen
oder verzweigt und verästelt, örtlich beschränkt, innerhalb der Peridotitmassive anzutreffen; hiefür bieten viele Peridotitmassive hervorragende
Aufschlüsse, von solchen sind die b o s n i s c h e n V o r k o m m e n b e i
D u b o s t i c a und das a l b a n i s c h e R e v i e r v o n K u k e s im besonderenzu nennen.
Außer den Gabbrovorkommen, die sich unmittelbar mit Peridotit
verbunden zeigen, gibt es eine Reihe von G a b b r o m a s s i v e n — aber auchGabbrogänge — die sich s e l b s t ä n d i g e n t f a l t e n , höchstens in Peridotitnähe sich finden oder auch gänzlich Peridotitmassen in nächster Umgebung
vermissen lassen. Aber auch hier ist es unschwer — als Beispiel sei das
D e l i - J o v a n - G e b i r g e in O s t s e r b i e n genannt — aus Verband, tektonischer Zoneneinreihung und petrographischer Beschaffenheit die Eingliederung in die einheitlichen Phänomene des ultrabasischen Intrusionszyklus des Balkans durchzuführen.
Die P e t r o g r a p h i e der g a b b r o i d e n G e s t e i n e der Balkanhalbinsel
hat bereits eine Reihe von Einzeluntersuchungen erfahren.
K I S P A T l C [81] h a t sich als erster mit eingehenden mikroskopischen Studien derb o s n i s c h e n Serpentme und auch der mit ihnen verbundenen Gabbros angenommen. Die
Gabbrogesteine des Z l a t i b o r h a t W. HAMMER [55] untersucht, nachfolgend waren sie
Gegenstand gründlicher mikroskopischer und chemischer Prüfung durch St. PAVLOVIö[124]. Eugenia GORSKY [49] h a t Gabbrogesteine von Casak im Raduschamassiv,
M. ILIO [71] von R a ä k a i m I b a r t a l , L. MARIO [103] den Gabbro von J a b l a n i c a in
B o s n i e n untersucht. Über a l b a n i s c h e G a b b r o s haben HAMMER [227], K E R N E R
v. MARILAUN [228], NOPCSA und R E I N H A R D [233, 234], NOWACK [236] und
V E T T E R S [252] kurze Angaben gebracht. Den Gabbroausschnitt im Peridotitgebiet
von O r s o v a an der Donau hat CODARCEA [176] eingehendst dargestellt. Verhältnismäßig wenig Untersuchungen liegen aus Griechenland vor; H I L B E R und I P P E N [275],
vor ihnen F . B E C K E [254] haben eingehendere Einzelbefunde gebracht; über das Nordende der Chalkidike Ost-Saloniki habe ich 1931 einige kartenmäßige Angaben vorgelegt[66], das 1943 dort gesammelte Material ging leider verloren.
Aus jüngster Verarbeitung eigener Aufsammlungen balkanischer Peridotitgebietehabe ich auch einige Gabbrosuiten mituntersucht, die mikroskopischen Befunde wurden
den jeweiligen Einzelbeschreibungen des ersten Teiles dieser Arbeit beigefügt. Das giltauch für die Gabbrobefunde der von mir besuchten Peridotitausschnitte K l e i n a s i e n s .

Petrographische Besonderheiten, welche die Gabbrogebiete des Balkans
von anderen Gabbrovorkommnissen herausheben würden, weiß ich nicht
anzuführen. Es sind eine große Zahl jener Typen vertreten, die auch andere
Gabbromassive, mit Peridotit verbundene oder selbständige Gabbromassen,auszeichnen: g e w ö h n l i c h e r G a b b r o mit fast ausschließlich Diallag
neben Labrador bis anorthitreichem Bytownit, H o r n b l e n d e g a b b r o ,noritischer Gabbro bis Nor it, wobei als rhombischer Pyroxen Hypersthen©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at333erscheint, O l i v i n g a b b r o und O l i v i n n o r i t . In nicht allzugroßer Verbreitung und auf gewisse Gebiete beschränkt sind T r o k t o l i t h e (Forellenstein) mit ausschließlich Olivin und Plagioklas, letztere mitunter völlig
zersetzt. Vom Z l a t i b o r hat PAVLOVIÖ auch eine Allivalit-Type beschrieben, olivinarmen Forellenstein, den Anorthositen sich nähernd. Von
B o s n i e n erwähnt KISPATIÖ gebänderte, auch Chromit führendeTroktolithe,wobei Plagioklas und Olivin in gesonderten Schichten ausgeschieden sind.
C h r o m i t findet sich im allgemeinen in den Gabbros n i c h t , Eisenerz
ist M a g n e t i t oder I l m e n i t . Die Gabbroanalysen des Zlatibor, welche wir
PAVLOVIÖ verdanken, zeigen in der Tat nur Spuren von Cr 2 0 3 , wohl
von vereinzeltem braunem Picotit herrührend (chromfreien Eisen-Magnesiaspinell, den grünlich-schwarzen P l e o n a s t , hat KISPATIÖ auf bosnischen
Peridotit- und Gabbrogesteinen fast regelmäßig angetroffen). Anders muß
es sich allerdings mit jenen Misch- und Übergangstypen Gabbro-Peridotit
verhalten, wo Gabbro sich bis auf kleinste Krümeln in Peridotit verteilt
findet, auch dort, wo Chromerzausscheidungen stattfanden. Ein solches
Mischgestein im Ban-Do-Tal bei Kossowska Mitrovitza hielt 4—5% Cr 2 0 3 .
Die balkanischen Gabbros scheinen in der Regel p h o s p h o r a r m z u sein,A p a t i t ist ein höchst seltener Nebengemengteil.
Für eine bestimmte Aussage über V e r b r e i t u n g d e r e i n z e l n e n
G a b b r o t y p e n sind die vorhandenen Untersuchungen noch zu lückenhaft.
Im allgemeinen überwiegt der Eindruck, daß n o r m a l e D i a l l a g - G a b b r o seher mit Lherzolith oder Wehrlit, also mit monoklin-pyroxenem Peridotit
vergesellschaftet sind, vielfach ist dieser Gabbro auch olivinfrei. N o r i t i s c h e
G a b b r o s mit vorherrschend rhombischem Pyroxen und meist auch olivinführend scheinen jene Peridotitmassive zu bevorzugen, die hauptsächlichvon Dunit und harzburgitischem Peridotit eingenommen werden. Gabbround Peridotittypen hätten also die Neigung, sich gemäß ihrer Basizität
zusammenzufinden, die basischeren Peridotite mit basischeren Gabbros.
Doch ist damit ebensowenig eine bestimmte Regel aufzustellen, wie aus
dem vorläufigen Überblick von Gabbrovorkommen der Balkanhalbinsel
geschlossen werden könnte, daß die noritischen Gabbrotypen südwärts
verbreiteter wären.
T r o k t o l i t h i s c h e G a b b r o a b a r t e n sind in beachtlicher Ausdehnung
unter den bosnischen Gabbros vorhanden, seltener im Zlatiborgebiet undverhältnismäßig selten auf mazedonischen und albanischen Gabbrogebieten.
Die sekundär umgewandelten Gabbrotypen — wobei es sich keineswegs
immer um dynamometamorphe Umwandlung handeln muß — sind dieüblichen: saussuritisierte, amphibolitisierte bzw. uralitisierte, prehnitisierte,zoisitisierte Gabbros. Vereinzelt wird Zeolith-Neubildung in Gabbro
beobachtet, u. a. von L. MARIO (Thomsonit in Gabbro von Jablanica,
Bosnien) und ST. PAVLOVIÖ (Zeolith in einem Gabbro des Zlatibor).
Auch S t r u k t u r u n d T e x t u r d e r G a b b r o g e s t e i n e weichen vonden bekannten Typen nicht ab. Verbreitet ist ein mittelkörniger Gabbrotypus, nächstverbreitet ein grobkörniger, seltener die feinkörnigen Typen.
Bänderung, Fluidalphänomene sind nicht selten, u. a. war eine unregelmäßige
Bänderung als echte Fließform an Ganggabbro nächst Olovo in Mittelbosnien zu beobachten. Eine Art poikilitische Durchwachsung von feinkörniger Gabbrosubstanz mit Grobkornpyroxen, diesen siebartig durchlöchernd, habe ich vom Ban-Do-Tal, Südwestserbien, beschrieben. Richtige©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at334
B ä n d e r g a b b r o - T y p e n , die nichts mit gewöhnlicher Fließform zu tun
haben, finden sich unter den noritischen Gabbros von Kukes, Nordalbanien,bezeichnenderweise in einem Raum, wo auch ausgezeichnete magmatische
Schichtung der Dunit-Pyroxenperidotit-Massen nachzuweisen war undtektonische Einflüsse die ursprünglichen magmatischen Phänomene wenig
versehren konnten. Der mächtig aufgebaute Bändergabbro, vom Peridotit
umschlossen, setzt sich hier aus dünnschichtig flächig parallel aufeinander
folgenden, mäßig geneigten Lagen von hellem und dunklem Gabbro zusammen; Pyroxenite greifen quer durch. — Vom Gabbro des Zlatibor
führt W. HAMMER ebenfalls vereinzelt primäre Lagenstruktur an.
Nach E R D M A N N S D Ö R F E R ([721] S. 250) und anderen sind solche Paralleltexturen
Kristallisationsphänomene, herbeigeführt als Folge wechselnden Dampfdruckes unddadurch bedingter rascher Konzentrationsänderung der flüchtigen Bestandteile während
des Erstarrungsvorganges, „wodurch eine Kristallisation solcher Gemengteile eintreten
kann, deren Gleichgewiehtsdruck unterschritten wird".

Die Auswertung dieser Erscheinungsweise von Bändergabbro für petrogenetische Gesamtfragen der betreffenden balkanischen Peridotitkomplexe
ist noch nicht versucht worden.
Von den l a m p r o p h y r i s c h e n G a n g g e s t e i n e n sind M a l c h i t und*B e e r b a c h i t , chemisch und strukturell den gabbroiden Gesteinen verwandt,
beide durch E. GORSKY [49] von Caäak bei Raduscha, Mazedonien,beschrieben worden, jener Örtlichkeit, wo auf kleinem Räume eine reich
entfaltete Differentiation im Peridotit in Erscheinung tritt.
Der feinkörnige, als metamorph angesprochene Malchit besteht nach E . GORSKY
aus xenomorpher Hornblende (Tremolit-Aktinolith) und Plagioklas (33—35% An) in
idiomorphen trüben Körnern, nebst kleinen Mengen Quarz und Magnetit; ein saussuritisierter orthometamorpher Amphibolit desselben Fundbereiches wird als aus Beerbachit
entstanden gedeutet. —• Zu den Umwandlungsvorgängen ist jedoch wiederholt zu bemerken, daß der Casak-Bereich nur in geringem Maße von dynamometamorphen Vorgängen, in der Hauptsache aber von örtlich wirksam gewesenen Lösungs- und Verdrängungsvorgängen betroffen wurde.
Ein verhältnismäßig frisches, als Beerbachit zu deutendes Ganggestein in Peridotit
findet sich im Unterbaustollen der Chromerzgrube D e v a bei Djakovica a,n deralbanisch-mazedonischen Grenze.

Über die Gabbroazidität hinaus zunehmend saurer Charakter der magmatischen Begleitgesteine von Peridotitkomplexen, in Diorit mündend,
ist auf der Balkanhalbinsel nicht mehr allgemein verbreitet, sondern stellteher Sonderfälle dar. Übergangsglieder, Gabbrodiorite mit saureren Feldspaten als Labrador sind häufiger.
Dunklen, kleinkörnigen Diorit, quarzfrei, beschreibt W. HAMMER aus dem TrnavaTal bei R a s k a , W - R a n d der Ibarserpentinmasse; u. d. M. braune Hornblende undAndesin.
Am O - R a n d d e r I b a r m a s s e , in den Abhängen des Kopaonikgebirges bei G o k c a n i c adurchbrechen dioritische bis granodioritische Gesteine den Serpentin; es handelt sich u mquarzführende Biotit-Hornblende-Diorite, reich an dunklen Gemengteilen.
I n beiden Fällen scheint es aber wohl noch nicht gesichert, ob diese Gesteine tatsächlich der basischen Serie einzuverleiben sind oder nicht doch als basische Abspaltungen desviel jüngeren Kopaonik-Tonalits (-Syenits) zu gelten haben.
I n der Tat unterscheidet M. ILIO [71] auf dem Gebiete von Raska zweierlei Diorite;
ihre Intrusion, innerhalb und außerhalb der Peridotite, wird gegenüber Peridotit als
selbständig betrachtet (siehe 1. Teil, S. 74).

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Die genetische Stellung der von NOPCSA und NOWACK häufig angeführten Dioritvorkommen in der Gesellschaft der basischen Gesteine Albaniens, vor allem in der
M e r d i t a M i t t e l a l b a n i e n s , ist noch wenig untersucht. W. HAMMER sieht die Diorite
der Merdita von diabasischen Gängen durchschnitten, mit Gabbro verknüpft.

Das dritte Hauptglied der basisch-ultrabasischen Gesteinsgesellschaft ist
der D i a b a s , ihm angeschlossen, doch viel weniger verbreitet D i a b a s porphyrit.
Hier soll nur von jenem Diabas gesprochen werden, der sich durch
Lagerung und Metamorphosegrad eng an die peridotitischen Gesteine anschließt. In peridotitischem Bereiche sind die Diabase fast nie fehlend,sie stehen in unmittelbarer Eruptionsbeziehung zu Peridotit, teils am Innenbau der basischen Massive beteiligt, teils bildet der Diabas im Umkreis
der Peridotitintrusionen mehr minder selbständige, auch in sich wieder
differenzierte Gesteinskörper.
Darüber hinaus ist Diabas und Diabasporphyrit auf der Balkanhalbinsel auch sonst in
Gängen und Lagern in vielen Formationen und verschiedenen Metamorphosegraden fallweise anzutreffen. Vor allem in älteren Schichten als es die minderkristallinen u n d dannmeist paläozoischen Hüllschichten der Balkanperidotite sind, so in jenen halbkristallinen
bis hochkristallinen Serien Mazedoniens, die für kambrisch bis algonkisch angesehen
werden, sind metamorphe Diabase als Grünschiefer, Amphibolite, Epidotalbitgesteine,
Chloritschiefer usw. stets wiederkehrende und kennzeichnende Glieder.
Anderseits erscheinen normale Diabase auch noch in Formationen, die jünger als die
bis in Mitteltrias reichenden, tieferen Kieselschiefer-Sandstein-Schichten sind, so als
Gänge in Obertrias und vielleicht auch noch der Juraformation, eher schon abseits undunabhängig von peridotitischen Zentren.
Diabas„durchbrüche" werden aus alttertiären Schichten Südgriechenlands, aus Südkleinasien sogar noch solche an der Grenze Oligozän-Miozän genannt.

Das r ä u m l i c h e A u f t r e t e n der an Peridotitkomplexe geketteten
Diabase zeigt sich in mehrfacher Gestalt und spiegelt darin bereits genetische
Bedingnisse wieder. Von Wichtigkeit ist die Feststellung, daß die Diabase
auf der Balkanhalbinsel kaum weniger häufig Intrusiv- als Effusivcharakter
tragen. Die Intrusivanzeichen können auch gegenüber Gabbro bestehen,so daß hier Diabase durchaus nicht immer gabbroide Ergußfazies bedeuten.
Der Intrusivverband von Diabas mit Peridotit und Gabbro kann einvöllig ungeregelter sein, wie es selbständigen unabhängigen Magmahochstiegen zukommt, oder aber Diabas nimmt die R a n d z o n e n von Peridotitgesteinskomplexen ein oder ordnet sich sonst, gleichwertig mit anderen
basischen Differentiaten, in einen m a g m a t i s c h e n S c h i c h t s t o c k w e r k s b a u ein.
Auch in Diabasmassen, die für sich allein bestehen, kommen Intrusivverband und Deckenerguß nebeneinander vor.
Die Diabaseinschaltungen in der„Kieselschiefer-SandsteinF o r m a t i o n " bilden Lager, Gänge oder kleinere Stöcke. Hier ist der Verband
mit K a l k e n , Flaserkalk und roten Kieselkalken besonders auffällig undweist auf genetische Bedingnisse hin, wie sie submarine Ergüsse bieten können.
Die enge Verbindung von Diabas mit Kalkschichten ist fallweise auchaußerhalb der Diabas-Kieselschiefer-Sandstein-Formation nachzuweisen, sie
führt hin zur Bildung kalkiger Grünschiefer, die bereits Tuffcharakter
tragen.
Als Beispiel eines verhältnismäßig selbständigen, gewaltig ausgedehnten Diabasmassivs ist das b a s i s c h e E r u p t i v g e b i e t von D j e w g j e l i in S ü d m a z e d o n i e n noch-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at336
mals herauszustellen, es ist von K. OSSWALD [113] etwas näher, aber auch erst im
gröbsten und mehr in geologischen Umrissen als petrographisch geschildert worden. Die
Längsausdehnung dieses Massivs, in dinarischer Richtung gelegen, übersteigt 50 km, dieBreitenausdehnung erreicht 20 km. Mehrere Decken und Ströme setzen eine Mächtigkeit
von 1000 m zusammen. Verschiedene Diabasabarten finden sich ein, dichte, feinkörnige,
aphanitische Diabasschiefer, mittel- bis grobkörnige Diabase und Gabbrodiabase, Diabasporphyrite, Melaphyr-Mandelsteine; dazwischen vereinzelt Uralitgabbro, Pikrit u n dBionzitserpentin.
Der Diabas von Djewgjeli erstreckt sich a m W - R a n d des Lojane-Chalkidike-astes der
Vardar-Peridotitzone, in deren interner Stockwerksgliederung der Diabashauptzug entlang der westlichen, der Liegendbegrenzung der Peridotite verläuft, u m sich im R ä u m e
von Saloniki, ähnlich wie im Bereich von Lojane fast ganz von den Peridotiten zu trennen.
Eine ähnliche Raumeinordnung in den Peridotitgesteinskomplex zeigen auch die
Liegenddiabase der Chromitserpentine von D u b o s t i c a in Bosnien, hier eng mit Kalken
verbunden.
I m Raduscha- und Jezerinamassiv Mazedoniens treten Diabase weitgehend zurück,um erst weiter nördlich, in I b a r m a s s e und Z l a t i b o r wieder R a u m zu gewinnen.
I m a l b a n i s c h e n Peridotitzug ist es vornehmlieh der W-Rand, welcher von gewaltigen
Ausstreuungen diabasischen Vulkanismus in F o r m von Diabasen und deren Tuffen gesäumt ist.
I n den Peridotitzonen O s t b u l g a r i e n s treten Diabase nicht sonderlich hervor.
Der Peridotitzug am Donauknie bei O r s o v a in Rumänien, in seinem Innenbau etwas
dem Lojane-Chalkidike-ast vergleichbar, weist gemäß der Darstellung von A. CODARCEA an seiner O-Begrenzung eine Zone von Epidiorit und Epigabbro auf. Die petrographisehen Angaben über diese Zone lassen schließen, daß dieselbe dem diabasischen
Anteil anderer Peridotitkomplexe entsprechen dürfte.

Der M i n e r a l b e s t a n d d e r D i a b a s e ist der gewöhnliche: als Hauptgemengteile mittelmäßig basischer Plagioklas und monokliner Pyroxen,selten oder kein Olivin; je nach Umwandlungsgrad Hornblende usw.
Systematische Untersuchungen über etwaige Verschiedenheiten im primären
Mineralbestand des Diabases bei Effusiv- oder Intrusivform, vonstrukturellen Unterschieden abgesehen, sind nicht gemacht.
Der Diabas in der Kieselschiefer-Sandstein-Formation des Zlatibor, Westserbien,
führt nach W. HAMMER hauptsächlich Plagioklas der Oligoklas-Andesin-Reihe, u. zw.
meistens Oligoklas. St. PAVLOVlC, dem eingehende mikroskopische wie chemische Untersuchungen an basischen Gesteinen des Zlatibor zu danken sind, beobachtet am Material(„dolerites") des gleichen Bereiches unter den Diabas-Feldspaten Andesin-Labrador(38—65% An, ausnahmsweise bis 7 0 % An). Derselbe Autor stellt fest, besonders für olivinreichere Diabase gültig, daß der Pyroxen in der Hauptsache Mg-reicher Diopsid, Pigeonit
ist. (ROSENBUSCH-OSANN, 1923, S. 437, betrachtet Pigeonit allerdings mehr kennzeichnend für saure, olivinfreie Diabasabarten). Von besonderem Interesse — als Brücke
zu Basalt — ist PAVLOVIÖs Nachweis von glasreichem basaltischem Diabas [„Obsidienne
basaltique ä pigeonite et plagioclase"].
Das Ausbleiben fast jeglicher Kontaktmetamorphose von Seite Diabas z. B. gegenüber älterem Gabbro t u t die Schliffbeschreibung eines solchen Kontaktes im 1. Teil, S. 188
dieser Arbeit dar (Diabasdurchbruch durch Gabbro zwischen Pukes und Kukes in
Albanien); der Diabas selbst ist dabei weitgehend ein uralitisierter!

S t r u k t u r u n d T e x t u r der Diabase haben große Variationsbreiten
je nach Intrusiv- und Effusivcharakter. Von den feinstkörnig-dichten bis
grobkörnigen Abarten bestehen alle Zwischenstufen. Körnig-diabasische
Struktur ist ebenso vertreten wie ophitische. Unter den Effusivformen
gibt es Kugel- und Fladendiabas (Pillow-Lava), schlackige und glasige Ausbildung, Variolitdiabas mit winziger Kugeltextur, Melaphyrmandelsteinlava.
Porphyrische Struktur in den verhältnismäßig selteneren D i a b a s p o r p h y r i t e n , feinkörnig dicht bis schlackig in den graugrünen S p i l i t e n .
Schön ausgebildeten Kugeldiabas mit 1-0 m Kugeldurchmesser h a t O. GANSS [45]von N o v a V a r o s in Südwestserbien namhaft gemacht. — Variolit (Kügelchendiabas,©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at337
mit Textur etwa der Chondrentextur der Meteorite vergleichbar) hat u. a. in Albanien
Verbreitung.
Die feinstkörnigen bis dichten Diabase, meist von stumpfer bräunlicher Farbe, sindoftmals dichten, feinen Sandsteinen bis Tonschiefern zum Verwechseln ähnlich; das
fühlbar höhere spezifische Gewicht und Fehlen der Glimmerschüppchen lassen abermeist schon im Felde den Diabas oder Diabastuff erkennen.
Ausgedehnte Bereiche pon schlackiger und Mandelsteinausbildung der Diabasesind von A l b a n i e n b e k a n r k (NOPCSA, NOWACK.)I n seinen Studien zur Laeerstättenkunde der Merdita in Albanien hat W. HAMMER
die dortigen P y r i t v o r k o m m e n als drusenhafte Imprägnationen und Adern derMelaphyrmandelsteine beschrieben, hiebei den pneumatolytischen Vererzungsvorgang
als postgabbroperidotitiseh doch vorkretazisch angenommen. Angesichts des intensiven
Störungscharakters, welcher der Merdita aufgeprägt ist, erscheint es aber auch nicht
ausgeschlossen, daß der Vererzungsvorgang zeitlich bereits außerhalb des diabasischen
Effusivvulkanismus liegt, etwa schon in der kretazisch-tertiären Magmenepoche, daßspröder u n d blasenreicher Diabas nur das günstige Aufnahmsgestein für jüngere Exhalationen abgegeben hat. — Seither hat E . B A D E R [822] die Lagerstätten neuerlich
geprüft, Unabhängigkeit ihrer Bildung von Peridotit und Zusammenhang mit Porphyrit
nachgewiesen; die Pyritmenge nimmt nach der Tiefe rasch ab, Kupferkies tritt seltenauf.
Die diabasähnlichen doch natronreicheren S p i l i t e werden aus Nordalbanien(NOPCSA), Novipazar (MARlC) und anderen Balkangebieten angezeigt.

Außerhalb der Diabasfamilie stehend, als unmittelbare Ergußform des,peridotitischen Magmas aufgefaßt, wäre noch der feinkörnige, tiefdunkle
P i k r i t zu erwähnen: mehr minder feldspatfrei, mit Augitindividuen in
Grundsubstanz Serpentin und Chlorit, auch Porphyrstruktur kommt
vor. Pikriten ist am Balkan selten zu begegnen; K. OSSWALD trifft sie
als Gänge im Diabasgebiet von Djewgelia in Mazedonien, v. NOPCSA
führt sie aus Nordalbanien an.
Die c h e m i s c h e
Zusammensetzung
derDiabasgesteinebalkanischer Herkunft ist nur in wenigen Fällen untersucht. Jedenfalls
sind, schon nach den Dünnschliffbefunden, basischere Abarten verbreitet.
Die Analysen von Diabasen des Z l a t i b o r , durch ST. PAVLOVIC [124] mitgeteilt,
lassen starke Basizität erkennen; sie schließen eng an Analysen 18 u n d 19 der von ROSENBUSCH-OSANN (S. 144) gebrachten Diabasanalysenserie an, Olivindiabas von Arizona
und Proterobas vom Fichtelgebirge. Nur um weniges wasserreicher als Peridotit u n d
Gabbro, steigt nach den Analysen von PAVLOVIö der Alkaligehalt ( N a 2 0 + K a O ) inden Diabasen auf 3—5% mit überwiegend N a 2 0 !
Die stärkere Alkalibetonung ist von regionaler Verbreitung und nicht auf die Diabasedes zentralen Balkans beschränkt. H . U D L U F T [356] hat in paläozoischen, diabasähnlichen Ganggesteinen der Umgebung des B o s p o r u s Ägirinaugit nachgewiesen. —P . B E A R T H [389] hebt von den wahrscheinlich voralpinen, also paläozoischen Diabasgängen der Silvretta an der Grenze von O- und W-Alpen Tendenz zur Alkalireihe hervor;derselbe Verfasser sieht in den U m w a n d l u n g s v o r g ä n g e n an Diabasen endogene,
spätmagmatische pneumatolytisch-hydrothermale Bildungen, nichts mit Verwitterung
zu t u n habend, wobei Richtung auf ein strukturloses Gemenge von Calcit, Chlorit, Serizit,
Quarz, Erz eingeschlagen wird. — Ähnlichen Umwandlungstendenzen, der Grünschieferbildung Vorschub leistend, begegnen wir auch am Balkan; sie ist den autometamorphen
Serpentinisierungsvorgängen in Parallele zu stellen. — I n dieser Beziehung ist bemerkenswert, daß in jüngster Zeit E . L E H M A N N 1941 [511] sich für p r i m ä r - m a g m a t i s c h e
E n t s t e h u n g d e s C h l o r i t s im chloritreichen, alkalibetonten Weilburgit-Diabas der
L a h n - D i l l - M u l d e ausgesprochen hat.

Die Diabase führen k e i n Cr 2 0 3 mehr mit sich, nicht einmal Spuren
werden in den Analysen angeführt. Pikritanalysen aus Balkanbereichen
fehlen, hier wäre Cr 2 0 3 eher zu erwarten.
Auch N i O - G e h a l t e sind in den Analysen der Zlatibor diabase von
PAVLOVIÖ nicht genannt, obwohl Olivindiabase vorliegen.

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Die B i l d u n g s b e d i n g u n g e n der Diabasmassen werden entsprechend
der vielgestaltigen Erscheinungsform als Intrusiv- und Extrusivgesteinkeine volle Einheitlichkeit aufweisen können. Für das Diabasmagma
selbst besteht — schon häufiger mit Ausnahmen — eine ähnliche Geschlossenheit und verhältnismäßige Gleichartigkeit, wie sie etwa peridotitischen oder basaltischen Schmelzen eigen ist.
Aus dem gleichartigen Chemismus der Diabase ist ihre Abneigung zu ersehen,
Assimilationsgesteine zu bilden (BARTH [694]). I n den Schalsteinen des Devons derLahn-Dill-Mulde in Hessen sieht E . L E H M A N N [511] allerdings einen Diabasmigmatit,
hervorgerufen durch injektives Vermischen der alkalireichen diabasähnlichen Weilburgitschmelze mit Sedimenten.
Für einen Teil der Balkandiabase wird die Vorstellung s u b m a r i n e n E r g i e ß e n s ,welche vielfach für außerbalkanische Effusivdiabase angenommen wird, ebenfalls zutreffen. Eine Reihe von Erscheinungen ist damit zu erklären, insonderheit die Verbindung der Diabase mit Radiolaritgesteinen als Tiefseesedimente, die Verknüpfung
mit Kalkschichten und anderen Sedimenten; auch Tuffeinstreuung ins Meer kann damit
einhergehen und entsprechende Tuffsedimente erzeugen. — I m nahen Anschluß a n
Balkandiabase sei auf ähnliche Erscheinungsweisen bei Diabasen und Grünschiefern
der paläozoischen G r a u w a c k e n s e r i e i n d e n A l p e n , etwa des Admonter Abschnittes,
hingewiesen; oder auf die Grünschieferbildungen der T a u e r n s e r i e n .
Anderseits gewinnen die neuen Anschauungen über die Entstehung der diabasähnlichen Weilburgit- und Schalsteintypen des Lahn-Dill-Bezirkes in Mitteldeutschland(E. LEHMANN, 1941 [511]) auch für das Diabasproblem der Balkanhalbinsel Interesse.
Die kalkigen oder von Kalkschichten durchzogenen Liegenddiabase des DubosticaSerpentins in Bosnien müßten unter der LEHMANNschen Vorstellung nicht mit den
anderen Diabasen zusammen als syngenetische Eruptivergüsse oder Tuffstreuungen,etwa den Peridotitzyklus einleitend, betrachtet werden, sondern können nach Art derBeweglichkeit von gas- und lösungsreichen diabasischen Weilburgitmagmen durch
injektives Einwandern der Diabasschmelze in Kalksedimente Erklärung finden. Die
stark geschieferte Textur solcher Mischgesteine wäre weitgehend als primär zu betrachten.

In Gesamtheit müssen wir uns damit abfinden, daß uns Diabase inverschiedenen Rollen, gemäß zeitlich und räumlich nicht ganz gleichartiger
Bildungsweisen entgegentreten. So unbestritten die innige Verbindung vonDiabasen mit dem Peridotitzyklus besteht, sind doch auch zahlreiche
Diabasintrusionen völlig frei von jeglicher Peridotitbegleitung. Der D i a b a s
erweist sich in gewissem Sinne als m a g m a t i s c h e s D u r c h l ä u f e r g e s t e i nüber weite Epochen. Er ist der Weckruf, wie nahe jeweils basische Magmen
in der Tiefe bereitstehen. Ihre zeitliche und räumliche Hauptentwicklung— nicht nur auf der Balkanhalbinsel — haben die Diabase im Paläozoikum;
nur in wenig kräftigen Äußerungen reicht Diabasvulkanismus noch ins
Mesozoikum hinein, bis ihm die kretazisch-tertiäre Andesitepoche langsam
Halt gebietet. Mit dem Ende der Ändesitzeit hat sich allerdings eine'
Wandlung im magmatischen Substratum der Kruste vollzogen, es erscheint
nicht mehr Diabas, sondern der ihm chemisch nahestehende B a s a l t .
Im Vergleich zur gewaltigen Ausbreitung der Peridotite und Diabasenimmt sich der Basaltvulkanismus auf der Balkanhalbinsel verhältnismäßig
kümmerlich aus. Immerhin sind Peridotit- und Diabasräume und Basalt
mitunter recht nahegerückt.
Bei T r e b i n j e , im Bereich der Peridotitzüge des Sandschaks N o v i p a z a r erscheint Leuzitbasalt (L. MARlC [105]). Aufbrüche von Leuzitbasalt durchbrechen
bei K u m a n o v o in Mazedonien den Lojane-Chalkidike-ast der Vardar-Peridotitzone.
Bei Momcilgrad in O s t b u l g a r i e n lagern Basaltdecken neben und über Peridotitmassen.

Trotz fallweiser deckenhafter Ausbreitung sind die balkanischen Basalte
in formaler Hinsicht mehr zu den „multiple vent basalts" (mannigfache©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at339
Vulkankraterfüllungen mit Basalt) als zu den „flood basalts" (Flut-, Deckenbasalt) im Sinne der G. W. TYRELLschen Begriffsprägung (Bull. volc. II,
1937) zu rechnen.
Mit den Pyroxeniten, Gabbros, Diabasen, ihren Ganggefolgschaften und
Abarten wurden die Hauptträger des m a g m a t i s c h e n Peridotitzyklusüberblickt. Es bleibt noch übrig, auf jene Gesteine bereits hier hinzuweisen,
die z. T. wenigstens in ihrer Stellung, wie weit primär-magmatisch, wie
weit ausschließlich orthometamorph, noch etwas umstritten sind. Es
handelt sich um einen Teil jener A m p h i b o l i t e bzw. H o r n b l e n d i t e
und E k l o g i t e , die in engster Gemeinschaft mit Peridotit stehen. Beide
Gesteinsgruppen, vor allem A m p h i b o l i t , H o r n b l e n d i t , erscheinen mit
Vorliebe als G r e n z g e s t e i n v o n P e r i d o t i t massiven der Balkanhalbinsel
und auch anderwärts, ja es gibt wenige solcher Massive in ursprünglicher
Lagerung, wo Grenzgesteine dieser Art fehlen. Außerdem können Hornblendegesteine als auch Eklogite und Zwischenglieder von beiden unvermittelt m i t t e n in P e r i d o t i t erscheinen.
Daß ein großer Ausschnitt von Amphiboliten keine magmatischen
Gesteine im engeren Sinne darstellen, sondern dynamometamorphe Umbildungen von gabbroiden und pyroxenitischen Gesteinen, orthometamorphe
Amphibolite und Pyroxenite sind, oder daß ein weiterer Teil kontaktmetasomatischen Einwirkungen basisch-magmatischer Gesteinssäfte auf
Kalkbänke ihre Entstehung verdankt, steht außer Zweifel. Auf der einen
Seite sind alle Übergangsstufen von Amphiboliten über Amphibolite mit
Pyroxenresten in echte Gabbro- und Pyroxenittypen zu beobachten, auf
der anderen Seite finden sich unverdaute Kalkreste in Amphiboliten. Aufdiese sicher metamorphen Bildungen soll im Abschnitt über Tektonik undMetamorphose nochmals kurz zurückgekommen werden.
Hier interessiert jener Teil von Amphiboliten, (Amphibololite im Sinne
E. TROEGER [814 a]) für den wenig veränderte, primär-magmatische
Bildung nicht von der Hand zu weisen ist. Der geologische Feldbefund
drängt diese Vorstellung auf. Die Dünnschliffbefunde sagen bisher wenig
Entscheidendes aus, sobald gewisse Amphibolittypen mit zweifellos metamorphen Strukturen (besonderes diablastisches Gewebe usw.) aus den
untersuchten Fällen ausscheiden.
Bräunliche und grüne Hornblende, beide zugleich oder eine von beiden,
können in allen Amphibolittypen aufscheinen; vielleicht bringen speziell
gerichtete Untersuchungen auch hier noch Erfolg in der Frage der Genesis.
Ähnlich steht es mit den chemischen Befunden und deren Auswertungim Projektionsdreieck, die Projektionspunkte der Amphibolite verbleiben
im Rahmen der Gabbros und Diabase. Untersuchung auf etwaigen ClGehalt ist an Balkanamphiboliten noch ausständig.
Bei den feldgeologischen Aufnahmen von Peridotitgebieten ist immer
wieder die Feststellung zu machen, daß A m p h i b o l i t e in P e r i d o t i t e n ,namentlich auch A m p h i b o l i t als G r e n z g e s t e i n v o n P e r i d o t i tangetroffen werden n e b e n frischen, dynamometamorph nicht oder kaum
betroffenen Gabbrogesteinen. Dabei stehen magmatische Verbundenheit
von Gabbro mit Peridotit, aber auch die Abhängigkeit der Amphibolitzone
von der Peridotitmasse außer Zweifel. Wie sehr auch die Grenzbereiche derPeridotitmassive tektonischer Bewegung und Durchstörung ausgesetzt©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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sind, so klären doch keine Beobachtungen auf, wie zwischen Gabbro und
Amphibolit ein so bedeutender metamorpher Hiatus sich herausbilden
konnte, falls etwa der Amphibolit als orthometamorpher Gabbro oder
Pyroxenit gedeutet werden sollte.
Die Grenzamphibolite sind teils feldspatfreie, teils feldspatarme Amphibolite; häufig ist Granatführung. Der Grenzsaum Amphibolit des Peridotits
erscheint sowohl gegen hochkristalline als auch gegen minderkristalline
phyllitische Hüllgesteine, (ist also vom Grade der Dynamometamorphoseder Hüllgesteine in gewissem Grade unabhängig. Es zeigt sich in der Regelein scharfes Salband des Amphibolits nach innen zu Peridotit, nach außen
zu den Hüllgesteinen. Allerdings bringt die tektonische Durchstörung
gerade des Grenzbereiches der Peridotitmassen mit sich, daß die Amphibolitschale häufig um ein weniges von Peridotit abgehoben erscheint, in derSchieferhülle steckt. Im großen aber bleibt der unabweisliche Zusammenhang der Amphibolite mit Peridotit gewahrt.
W. HAMMER, seinen Studien in Westserbien zufolge, erkennt allerdings den
Amphibolit als endogene petrographische Grenzfazies des Zlatiborperidotites nicht an
und sieht in jenen Amphiboliten die Kontaktwirkung des peridotitischen Magmas auf
vorbestandene Grünschiefer der Hüllgesteine. O. A M P F E R E R , sein Weggenosse, kommtüber die Tatsache des unmittelbaren Verhaftetseins von Amphibolit mit Peridotit, vonder Vorstellung des Amphibolitdaches über dem Zlatiborserpentin, nicht hinweg ([25]S. 141). ST. PAVLOVIC lehnt in jüngeren Studien die Auffassung HAMMERs ab.

An sich begegnet die Vorstellung von primär-magmatischen Hornblenditgesteinen heute bereits wenig Widerspruch, rücken ja schon Chlorit und
Epidot in die Reihe der magmafähigen Minerale. ROSENBUSCH-OSANN
gliedern Hornblendite und Hornblendefelse als magmatische Gebilde den
Pyroxeniten an. Der Wassergehalt der primären Hornblenditgesteine ist
kaum erheblich größer als jener für Gabbro und Diabas ausgewiesene undkönnte z. T. durch Wasseraufnahme aus den Hüllgesteinen erklärt werden.
Schwieriger steht es wohl für die genetische Deutung totaler Hornblendeausscheidung als Glied einer magmatischen Reaktionsreihe im Sinne von
BOWEN. — Proterogene Hornblende in Peridotiten ist seit langem unbezweifelt.
Sofern auch immer für hornblenditische Grenzgesteine des Peridotitmassivs noch gewisse Entstehungsfragen offen bleiben können, muß für das
Auftreten von H o r n b l e n d i t e n gleicher Art in Stockform oder in schichtartiger Verbreitung, meist ebenfalls geschlichtet oder geschiefert, i n m i t t e neines ruhig gelagerten, fast ungestört erhaltenen magmatischen Stockwerksbaues v o n P e r i d o t i t m a s s e n die p r i m ä r - m a g m a t i s c h e Entstehung
dieser Hornblendite als einzige Möglichkeit gelten. Nicht nur, daß derumhüllende Peridotit keinerlei Dynamometamorphose aufweist, auch sein
Serpentinisierungsgrad kann ein geringfügiger sein. Also auch der Autometamorphose gehen solche Hornblenditbildungen nicht parallel. Schieferungdes Hornblendits kann hiebei eingeboren sein, in welchem Sinne sich auch
ESKOLA [694] äußert.
H. F . H U T T E N L O C H E R [416 d] hebt die Verbreitung primärer Paralleltextur
unter den basischen Gesteinen der I v r e a z o n e hervor; gabbroide und anorthositische
Gesteine sind innerhalb der basischen Zyklen unter Pressung intrudiert und zeigen vielfach
parallelstruierten schlierig-lagigen bis gneisigen Primärcharakter zwischen massigen,nur wenig älteren Basiten; es handelt sich u m zur Bändertextur neigende Kristallisationsdifferentiate. — Ähnliches mag auch für magmatische Hornblenditbildung gelten.

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Als hornblenditisches Ganggestein wäre schließlich d e r l s s i t in Erinnerung zu bringen, der aber auf der Balkanhalbinsel noch nicht aufgefunden wurde.
Die Issite des U r a l , aus Hornblende, Augit, wenig oder keinem Plagioklas bestehend,sind apatitreich; sie setzen als Gänge in ultrabasischen Gesteinen auf. Die fast nicht
apatitführenden, weil auch weniger alkalibetonten basischen Massengesteine der Balkanhalbinsel, werden wahrscheinlich auch keine Issite nach sich ziehen.

Eine etwas ähnliche Problemstellung wie die Hornblendite und
Amphibolite nehmen die Granat-Pyroxengesteine, die E k l o g i t e ein; sietreten allerdings als Begleiter von Peridotitmassen auf der Balkanhalbinsel
stark in den Hintergrund. Einzig in Bosnien findet sich Eklogit und Eklogitamphibolit in regelmäßigerer Verbreitung mit Peridotit zusammen.
KISPATIÖ hat 1900 die bosnischen Eklogite in Dünnschliffen untersucht,
den grünen Omphazitpyroxen und den Granat des näheren beschrieben
und bezeichnenderweise die eklogitischen Gesteine in der basischen Eruptionsfolge Bosniens gleichwertig neben die gabbroiden gestellt.
Die Eklogite galten lange Zeit unbestritten als kristalline Schiefer
höchster Tiefenumwandlung, als katametamorphe Gesteine. Dieser strikte
Standpunkt ist heute verlassen; es werden verschiedene Bildungsweisen
für möglich gehalten.
L. WALDMANN [897] kommt für die Eklogite des niederösterreichischen Waldviertels zum Schluß, daß es sich u m Differentiationssohlieren der dort auftretenden
Olivinfelse handelt.
Ein Eklogitgürtel umwallt den Serpentin von Oppenberg im steirischen Ennstal.
F . W I E S E N E D E R [457] betrachtet diese Eklogitzone als Differentiationsschliere desPeridotits. Der Eklogit nimmt dieselbe räumliche Stellung ein wie die Grenzamphibolite
von Kraubath.
Stellungnahmen im einzelnen zur Amphibolit-Eklogit-Frage von Seite W I E S E N E D E R ,sowie KÜMMEL, HAMMER u. a. werden im Abschnitt VI, S. 511 noch kurz herangezogen, wo dieselben Gesteine als Metamorphite ihre Erörterung finden.

P. ESKOLA [488], H. BACKLUND [693] u. a. haben sich eingehend
mit den verschiedenen Bildungswegen von Eklogit befaßt. Die hohe Dichte
der Eklogit-Minerale, spez. Gewicht des Eklogits ist 3-3—3-6, läßt auch inden modernen Überlegungen hohen Druck als mitbeteiligt erscheinen.
Trotzdem braucht deshalb keine Katazone der Tiefenmetamorphose in
Anspruch genommen werden — zusammengefaßter hoher Druck kann sichauch in Streßzonen ereignen — noch müssen jedesmal überhaupt Tektonite
vorliegen. — Die Amphibolite und Eklogite in den alten Serien Fennoskandias werden von H. BACKLUND [693] als kinetisch-metamorphe
Produkte nach Basalt unter Mitwirkung aufsteigender Migmatitfronten
gedeutet. — Am Balkan hegen aber vielfach wieder andere Feldbefundevor, die engeren Anschluß an den Peridotitmagmatismus fordern.
Vom Standpunkt der Mineral- und Gesteinsfazies läßt ESKOLA den
Eklogit wieder von neuem Bedeutung gewinnen: im Sinne der MineralGleichgewichtslehre wird eine Eklogitfazies unterschieden, deren kritische
Minerale eben Omphazit und pyropreicher Granat bilden. — Auch rein magmatogene Eklogite würden in diesem weitgefaßten Faziesbegriff Platz finden.
5. I n t e r n e A l t e r s f o l g e n der G e s t e i n e im b a s i s c h e n Z y k l u s .
Die relativen Altersunterschiede zwischen den einzelnen Gliedern desbasisch-ultrabasischen Eruptivgesteins-Zyklus auf der Balkanhalbinsel undin Kleinasien erfahren in den einzelnen Teilgebieten verschiedene, auch©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at342
nicht immer übereinstimmende Beurteilung. Vor allem ist es die Stellung
der D i a b a s e gegenüber Peridotit und Gabbro, welche keiner einheitlichen
Auffassung begegnet.
Nun zeigt aber der umfassende Überblick, daß zwar Diabaseruptiomen
innig verbunden sind mit den ultrabasischen Magmaäußerungen und eben
in der Zeit der ultrabasischen Magmabewegungen ihrerseits einen Hochanstieg, einen Paroxysmus der Eruptionen erfahren, aber auch Diabasebereits vor Bildung ultrabasischer Gesteinskomplexe Verbreitung besitzen
und anderseits in ihrer Eruptionsdauer auch weit über jene der Ultrabasite
hinaus anhalten.
Diese Tatsachen machen eher verständlich, daß die Diabase auch innerhalb
der Peridotit-Gabbro-Serie keine gleichbleibende Altersstellung einnehmen,
daß sie ebenso zu Beginn als auch in der Mitte, und auch, dies in bevorzugtem
Maße, am Ende des ultrabasischen Zyklus stehen können.
In jedem hochbasischen Revier bedarf es für einen Entscheid in diesen
Fragen jeweils eingehender örtlicher Beobachtungen, eine a l l g e m e i n e
R e g e l ü b e r A l t e r s f o l g e der Einzelglieder der basisch-ultrabasischen
Reihe einschließlich Diabas ist demnach nicht aufstellbar. Auf keinen Fall
ist aus Art der Verbandsgesteine, ob hochkristallin oder weniger metamorph,ein Einfluß auf die Altersfolge innerhalb des Peridotitzyklus zu erkennen.
Lagerungsverhältnisse und Art der gegenseitigen Kontakte, Eruptivbreccienbildung usw. sind in erster Linie für die Feststellung der internen Altersfolge
heranzuziehen.
Diabasporphyrite scheinen jeweils am Ende der diabasischen Eruptionen
zu stehen. (Siehe auch Photoabb. 26.)
Die Beurteilung in den Fragen der relativen Altersunterschiede hat auchdamit zu rechnen, daß in einem und demselben basischen Zyklusbereich
Eruptionen gleichartiger Gesteinsglieder wiederholt eintreten, sich mit
anderen verwandten Gesteinsgliedern abwechseln können.
Für P e r i d o t i t und G a b b r o ist in der Regel die relative Altersbeziehung
einfach und klar; in den meisten Fällen folgt Gabbro dem Peridotit nach,dringt erst nach vollendeter Erstarrung des Peridotits hoch. Weniger häufig
begleiten Gabbrointrusionen in zeitlichem Gleichlauf die Peridotitintrusionen,noch seltener sind Gleichzeitigkeit u n d diffuse Durchmischung von Peridotitund Gabbromagma nachzuweisen, die im gemeinsamen Hochanstieg Raumgewinnen.
Der Folge: Gabbro nach Peridotit oder höchstens gleichzeitig oderwenig später wie Peridotit, diesem Ablauf in Richtung abnehmender Basizität
schließt sich in vielen Fällen auch Diabas an und darüber hinaus die weniger
verbreiteten dioritischen Gesteinsglieder des basischen Zyklus, so daß
mitunter die interne Altersreihe mit Peridotit-Gabbro (Norit)-Diabas-Diorit
vollständig aufscheint.
Wo Gabbro mit scharf ausgeprägtem Altershiatus Peridotit durchsetzt,
sind es nicht mehr schlierengangartige, rasch ausklingende Gabbrokörper
mit magmatisch-verwachsenen Grenzlinien usw., sondern es handelt sich,sofern nicht überhaupt ganz selbständige Stöcke bestehen, um richtige
Gangdurchaderung ähnlich den Pegmatiten der Granitmassive, in
erhärtetes Gestein eingedrungen.
Für die verschiedenen Peridotittypen unter sich, D u n i t e und P y r o x e n p e r i d o t i t e besteht im allgemeinen Gleichaltrigkeit, ein scheinbar „älter"©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at343

oder „jünger" ist wohl zumeist auf Differentialbewegung verschieden
viskoser Magmen gegeneinander zurückzuführen. Es liegt im übrigen stets
die Frage vor, wie weit Trennung in Teilmagmen an Ort und Stelle derErstarrung geschah oder ob Förderung bereits getrennter, nicht mischbarer Teilmagmen stattfand, für die, zwar in natürlicher Magmenverwandtschaft stehend, nur der Erstarrungsprozeß ein gemeinsamer war.
Innerhalb des rein ultrabasischen Magmenflusses sind die P y r o x e n i t e
im großen und ganzen gleichaltrig mit den Peridotiten. Das räumliche
Gehaben der Pyroxenite als Gänge, Peridotit durchdringend, macht zwaröfters den Eindruck einer jüngeren Ganggefolgschaft, ist aber in der Regel
nur Ausdruck etwas geringerer Viskosität der Pyroxenite im zeitlichen
Gleichschritt zu Peridotit, so daß gegen Ende der gemeinsamen
Erstarrungsphase Pyroxenit, magmatisch noch beweglicher, halb erstarrten
Peridotitmassen sich gegenüber befindet. Noch schärfer machen sich in derletzten Zeitsparte der Peridotit-Erkaltung die Viskositätsunterschiede fürdie G a b b r o p e g m a t i t e geltend, die schließlich als saure Restschmelzen
in die in Bildung begriffenen Abkühlungsfugen der Peridotite hineingequetscht werden.
Was die ganz sauren Tiefengesteine, Granit, Syenite usw. und deren
Ganggefolgschaft betrifft, die im Bereich der Peridotitgesteinskomplexe in
Erscheinung treten, so sind sie in der Regel jünger — nur in seltenen Ausnahmen älter wie Peridotit — jedenfalls zeitlich in weitem Abstand vom
Peridotit gefördert worden. Es gilt dies auch für die verbreitet
anzutreffenden aplitischen und pegmatitischen Ganggesteine innerhalb
der Peridotitmassive, die allerdings jeweils von den Peridotit-eigenen sauren
Restschmelzen auseinander zu halten sind. Die sauren Tiefengesteine der
postperidotitischen Epochen zeigen an, welcher gewaltige Wandel imaktiven Magmenuntergrund sich in den Zwischenzeiten vollzogen hat,wohl hauptsächlich bedingt durch die Wechselwirkung mit Orogenesen.
Eine direkte Beziehung zu Peridotitspaltungsvorgängen läßt sich fürdiese sauren Plutone nicht mehr erweisen, nur D i a b a s e und später B a s a l t e
bleiben Mahner eines immer noch vorhandenen, latenten basischen MagmaSubstratums. Diabase in Gangform durchsetzen im zentralen Balkanraum
nachweislich noch obere Trias, wahrscheinlich reichen sie auch in höheres
Mesozoikum hinauf. Anderseits haben vorperidotitische Diabase seit dem
frühen Paläozoikum eine bedeutende Entfaltung.
Es hat den Anschein, als laste in den Epochen des Paläozoikums und
Mesozoikums eine ständige Diabasschicht als Haut über dem peridotitischen
Sima. Zu Zeiten großer Magmenbewegungen der Tiefe als Vorläufer von
Orogenesen (im Sinne der Unterströmungstheorie von AMPFERER)
durchstoßen Peridotite die Diabasschicht und erreichen oberflächennahe
Zonen, begleitet oder gefolgt von Gabbro, der als fallweise aussaigernde
Oberschicht sich über Peridotit der Tiefe befunden haben mag. Diabas
wird mitgerissen oder Eruptionen von Diabas empfangen bei dieser Magmenbewegung ihrerseits Impulse. Nach Ende des Peridotitausstoßes schlägt
die Diabashaut wieder zusammen, der initiale Magmatismus (STILLE) hat
damit seinen Abschluß gefunden. (Siehe auch Abb. 138.)
Die kretazisch-tertiäre Andesitepoche bringt erneuten Wandel. Diese
mit Orogenese oder deren Abschluß unmittelbar in Zusammenhangstehenden Magmenbewegungen reichen nicht mehr bis zum Sima hinab.

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344

Nach der Andesit-Trachyt-Epoche setzen sich Diabaseruptionen nicht mehr
durch, sondern werden von den ihnen chemisch fast gleichenden, dochmineralogisch und strukturell verschiedenen Basalteruptionen abgelöst.
Entweder ist in der Zwischenzeit das Diabassubstratum nach der Tiefe
gerückt, oder, wahrscheinlicher, in chemisch-physikalischerWeiterentwicklung
des magmatischen Untergrundes hat die Basaltschicht den Diabas ersetzt
und endgültig dessen Stellung über dem Peridotitsima eingenommen.
Diese andeutenden Bemerkungen zur Diabasfrage, auf eine Erweiterung
schon bestehender Vorstellungen über Aufbau von Sima- und Sialschicht
der Erdkruste hinzielend, reichen für eine festgefügte Hypothese noch nicht
aus; sie sind nur vorläufiger Ausdruck des Bedürfnisses, einen Weg aus dernoch weit offenen Problematik über Alter und Bildung der Balkandiabaseim Rahmen des Peridotitzyklus zu finden, welcher auch den feldgeologischen
Befunden Rechnung trägt. Im Abschnitt V, S. 459, und Abschnitt VIII
sind diesbezüglich weitere Erörterungen angestellt.
Aus den Einzelbeobachtungen und Auffassungen zur internen Altersfolge
im Peridotit-Zyklus auf der Balkanhalbinsel und in Kleinasien sei inKürze folgendes zusammenfassend herausgestellt:
Als einer der ersten suchte KISPATIÖ [81] sich über das Alter3verhältnis unterden basischen Gesteinen B o s n i e n s Rechenschaft zu geben: Lherzolith wird als Muttergestein der bosnischen Serpentine betrachtet, Troktolith und Olivingabbro, einschließlich
der eingelagerten Amphibolite, Pyroxenite und Eklogite, werden ungefähr gleichaltrig
als Glieder e i n e r geologischen Einheit aufgefaßt; Diabas sei jünger.
A M P F E R E R und HAMMER befinden als Altersfolge für das Peridotitgebiet desZ l a t i b o r in Westserbien: Peridotit — Gabbro — Diabas. Ausnahmsweise steht Diabas
auch inmitten der Serie, durch Diabaseinschlüsse, aber auch von Diabasporphyriteinschlüssen in Gabbro dokumentiert. Zur gleichen Feststellung gelangt PAVLOVlC
für den Zlatibor: feinkörnige dichte Diabase durchbrechen Gabbro, der jünger ist als
Peridotit.
KOSSMAT sieht das Altersverhältnis zwischen Peridotit und Diabas nicht gesichert
belegt, für die z e n t r a l e B a l k a n h a l b i n s e l kommt er zu dem Schluß: Diabas älter
als Gabbro. — Diese Auffassung ist jedoch lokal einzuschränken, besitzt als Allgemeinregel sicherlich keine Gültigkeit.
I n der gleichen Auffassung wie KOSSMAT bewegt sich F . NOPCSA für A l b a n i e n :Differentiation und Erstarrung der Peridotitgesteine sei jünger, n a c h den Diabaseruptionen erfolgt. — Meine e i g e n e n Beobachtungen ließen auch für den Peridotitzyklus in Albanien die Altersfolge des Zlatibor gelten: in der Hauptmasse Peridotit
zu ältest, dann Gabbro, schließlich Diabas.
F ü r den L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t der Vardar-Peridotitzone überwiegt der Eindruck des gleichzeitigen Nebeneinander-Bestehens verschiedener basischer Teilschmelzen,
von Peridotit, Gabbro und z. T. Diabas, z. T. hebt sich Diabas auch hier als relativ
Jüngstes heraus und macht sich auch völlig von Peridotitbegleitung unabhängig. Zwar
vermerkt K. OSSWALD Bronzitserpentingänge im Diabasmassiv von D j e w g j e l i , Südserbien, doch nach e i g e n e n Einsichten handelt es sich eher u m von Diabas hochgeschleppte Peridotitschollen.
F ü r das Differentiationsbild im Peridotitkomplex von O r s o v a an der Donau scheint
magmatische Gleichzeitigkeit der verschiedenen Differentiate maßgeblich zu sein, soferne
nicht Peridotit doch etwas älter ist als Gabbro.
I n den Dioriten von R a s k a , Ibartal in Serbien, sieht W . H A M M E R jüngere, vonPeridotit schon weiter abstehende Nachschübe, wie auch M. ILIO die Diorite für postsenon hält. Doch gibt es anderseits auch Übergänge Gabbro—Diorit.
Der Amphibolit im Liegend des Ibarserpentins bei S t u d e n i c a enthält, nach
W. HAMMER, Lagergänge von Peridotit.
Diabasbreccien, eine häufige Erscheinung im Ibarbereich, bestehen zumeist aus
diabasisch verheilten Diabasbrocken, gabbroide Breccien haben mitunter auch Nebengestein zugemischt.

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345
Auf C y p e r n hält v. SEIDLITZ die Uralitdiabase des Troodosgebirges älter denn
Serpentin.
I n K l e i n a s i e n ist die Abfolge Peridotit—Gabbro—Diabas ebenfalls zu beobachten.
Vergleichsweise sei bemerkt: F ü r den basischen Gesteinszyklus im A p e n n i n stellt
G. STEINMANN [481, 483] die Altersfolge auf: Peridotit, Gabbro (Eufotid), Diabas.
E . K A L K O W S K Y [477] zieht dort eine scharfe Alterstrennung zwischen Peridotit undGabbro einerseits (letzterer z. T. als Randfazies des ersteren) und dem zeitlich davon
abgetrennten jüngeren Diabas anderseits — eine Scheidung, die auch für viele Vorkommenreihen der Balkanhalbinsel durchführbar ist.

Über enge Beziehung des Peridotitzyklus zu G r a n i t und zu Alkaliserien, im Sinne einer allmählichen zeitlichen Verjüngung des Perioditmagmas in Granit oder Alkaligestein, ist von der Balkanhalbinsel keine
gesicherte Beobachtung beizubringen.
Bekanntlich wird anderwärts, so im Bushveld Igneous Complex Südafrikas, der basische Magmatismus u n m i t t e l b a r durch sauren abgelöst.
Im Bushveld schiebt sich zwischen Roten Granit und der Peridotit-NoritHauptmasse eine Alkaligesteinsgruppe ein, Nephelinsyenite, Foyaite,
Ijolithe usw., die aber zusammen mit den Basiten, Ultrabasiten und Granit
als eine einheitliche, zeitlich aufeinanderfolgende, genetisch miteinander
verknüpfte Eruptionsgesteinsfolge betrachtet werden.
Auf der B a l k a n h a l b i n s e l schalten sich zwischen Peridotitzyklus
und den jüngeren Granitintrusionen epochenumspannende geologische
Abschnitte ein, ohne nennenswerte Magmenförderung, hingegen erfüllt vontiefgreifenden tektonischen Vorgängen. (Das Erscheinen von Peridotitserpentinen an Bewegungsbahnen wird, wie später auszuführen ist, nicht
mit echter Magmenintrusion sondern mit tektonischer Vorwärtsbeförderungals erkaltete Massen in Verbindung gebracht). Nur den Peridotiten bei
Or so v a an der Donau benachbart besteht ein kleiner Verbreitungsbereichvon N e p h e l i n s y e n i t , doch sind etwaige gegenseitige alters-genetische
Beziehungen noch nicht untersucht.
Die Eruptionsepoche der B a s a l t g ä n g e und Deckenbasalte auf der
B a l k a n h a l b i n s e l , von keiner großen und allgemeinen Intensität, stehen
vom Peridotitzyklus zeitlich noch weiter ab als Granite und Syenite.
Immerhin ist bemerkenswert, daß nach St. PAVLOVIÖ [124] in einem
postperidotitischen Diabasgestein des Zlatibor basaltische Anklänge sichzeigen.
6. Ü b e r s o n s t i g e E i g e n s c h a f t e n u n d E i g e n t ü m l i c h k e i t e n
Gesteine aus ultrabasischen Komplexen.

derP h y s i k a l i s c h e E i g e n s c h a f t e n wie Magnetismus, elektrische Leitfähigkeit, Wärmeleitung, Schwere, Radioaktivität usw.; fallweise K a r s t e i g e n s c h a f t e n von Peridotitgesteinen; B o d e n b i l d u n g und P f l a n z e n wuchs.
Über die physikalischen Eigenschaften des Peridotitserpentins und derihm verwandten Gesteine sind aus den Handbüchern der Geophysik(AMBRONN [690], GUTENBERG [734], REICH [774] u. a.) eine Reihe
von Angaben zu schöpfen.
Plutone im allgemeinen und besonders deren Randzonen sowie
Magnetit-führendes Kristallin des Untergrundes, mittelbar erst die©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at346
Tektonik, rufen bedeutende Störungswerte im Magnetisierungsfeld derErdkruste hervor; Vorgänge der Erstarrung bestimmen den magnetischen
Charakter der Eruptivgesteine (H. REICH).
Im allgemeinen ist es der Eisen- bzw. in erster Linie der M a g n e t i t gehalt, auf welchen die gesteigerten m a g n e t i s c h e n E i g e n s c h a f t e n derGesteine unmittelbar zurückzuführen sind; dies gilt im besonderen für diebasischen und ultrabasischen Gesteine, welche in der Regel — auch nicht
immer — die größten Werte der Magnetitisierbarkeit (Suszeptibilität)
aufweisen.
Ausnahmsweise können aber auch Granitgebiete in ihren magnetischen
Eigenschaften z. B. Gabbrogebiete übertreffen.
Zahlenangaben der M a g n e t i s i e r u n g s w e r t e nach H . R E I C H zeigen das Relativverhältnis in weiten Grenzen a n :Diorit 46,5 — 4700 XlO" 6
Gabbro 54,7 — 5610 X 10~6
Harzburgit 7800 X 10-«Hingegen Granit 8 — 2200 X lO" 6 oder Phyllit 90 X 10~6.
Aus den weiten Grenzen ist auch das mögliche Übergreifen magnetischer Phänomene
von Seite verschiedener Gesteine ersichtlich. I m Durchschnitt dürften simatische Gesteine
stärker magnetisiert sein als sialische. Als D u r c h s c h n i t t s w e r t e d e r M a g n e t i s i e r b a r k e i t gibt H. R E I C H a n :ultrabasische Eruptiva > 5000—10 - 6
simatische
Eruptiva > 2000 X l O - 6
sialische
Eruptiva >500 X 10~6
gegenüber Sedimenten mit 2 bis 30 X 10~6.
Weiters nach dem gleichen Autor: Die Magnetisierbarkeit nimmt nicht proportional
mit dem Magnetitgehalt ab, sondern viel rascher. T i - G e h a l t setzt die Magnetisierbarkeit herab, so daß Ilmenit viel geringere Störungswerte hervorruft als Magnetit.
Auch ist es der F e O - G e h a l t im besonderen, der auch im Magnetit schwankt, welcher
für die Magnetisierbarkeit maßgeblich ist. Mit steigendem FeO-Gehalt wächst beispielsweise auch die Magnetisierbarkeit der Fe-Oolitherze. (Hiefür können auch aus dem
m a z e d o n i s c h e n R a u m Beispiele gebracht werden: D r e n i c a und andere Vorkommen.)

Ganz allgemein werden an Serpentin hohe Werte der magnetischen
Suszeptibilität gemessen (H. REICH). Dies ist um so verständlicher, als
bei der Metamorphose der Peridotitgesteine Neubildung von Magnetit, aus
Zersetzung des Olivins und Kornzerfall des Chromits herrührend, überall
im Dünnschliff beobachtet werden kann. Nach den Dünnschliffbildernzu urteilen, müßte die Magnetisierbarkeit der Dunite mit steigenderMetamorphose zunehmen.
Die magnetische Vermessung basischer Plutone wurde u. a. für das F r a n k e n s t e i n e r
S e r p e n t i n m a s s i v i n S c h l e s i e n (K. STÖCKE [525]) mit Erfolg durchgeführt. Ähnliche
Arbeiten sind für eine Reihe anderer basischer Gesteinsvorkommen Mitteldeutschlands
geschehen.

Unter den übrigen, günstig magnetisierbaren Mineralien werden gewisse
Arten von Magnetkies und Hämatit bezeichnet. Magnetkies spielt vor allem
als häufiger Gemengteil der Gabbro- und Noritgesteine eine Rolle.
C h r o m i t l a g e r s t ä t t e n in Serpentinen verhalten sich in ihren
magnetischen Eigenschaften wechselnd. Im Lojanebezirk Mazedoniens
haben sich beispielsweise die Chromite fallweise stärker, fallweise als
schwächer magnetisch herausgestellt als ihr Nebengestein Dunitserpentin.
In der Tat konnten weder in Lojane noch im Raduschabezirk magnetische
Messungen bisher mit Erfolg zur Erforschung verborgen gebliebener Chromit-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at347
ansammlungen Anwendung finden; doch scheint verbesserten feinmagnetischen Messungen am ehesten Erfolgsaussicht zu winken. Von dem
metamorphosierten Chromit des Ural gibt A. KASHIN [541] gesteigerten
Magnetismus an. K. SNELGROVE [683] hat Chromitkörper auf Neufundland mit Inklinationsmessungen zu umgrenzen versucht.
Auf Serpeutingebieten wird häufig für eng umgrenzte Bezirke starke magnetische
Störung gefunden, ohne daß Magnetit sinnfällig in Erscheinung träte. Solche Angaben
stammen z. B . von B. GRANIGG [407] aus dem Mölltalserpentin im G r o ß g l o c k n e r g e b i e t , von E . CLAR [395] aus K r a u b a t h in Steiermark. Von L o j a n e in Mazedonien
habe ich [64] eine magnetische Kuppe namhaft gemacht; nun ist aber in deren Nähe
durch ING. A. MALACHOW ein richtiger Magnetit-Peridotit aufgefunden worden.
Anderseits bestehen Nachrichten, daß Peridotitserpentine, besonders wenn sie in
Hochgebirgen Gipfelmassen einnehmen, B l i t z s c h l ä g e n besonders ausgesetzt seien.
Von Oppenberg in Steiermark wird dies z. B . berichtet. E s wäre in einzelnen Fällen
also immerhin möglich, B l i t z s c h l a g a n o m a l i e n der Magnetisierung auf Serpentingesteinsgebieten vorzufinden. Meine Suche nach B l i t z s c h l a g s c h m e l z s p u r e n blieben
allerdings vergeblich, sowohl am Oppenberg als auch am Ostrovica-Jezerina-Gipfel Mazedoniens, beide aus Serpentin aufgebaute Berggipfel über 2000 m Sh.

R. SCHWINNER [17] hat die m a g n e t i s c h e G r o ß v e r m e s s u n g der
B a l k a n h a l b i n s e l , die in den Kriegsjahren 1917/18 durchgeführt undspäter ergänzt wurde, geologisch-tektonisch interpretiert. Eine Beeinflussung des magnetischen Bildes durch die u l t r a b a s i s c h e n M a s s e nläßt sich im großen fast nirgends, im kleinen vereinzelt an lokalen
magnetischen Störungen erkennen; jung vulkanische Aufbrüche undtektonische Senken übertreffen die basischen Gesteine in ihrer magnetischen
Auswirkung.
Während beispielsweise das ausgedehnte Serpentinmassiv des Z l a t i b o r in Serbiensich in der Isogonenkarte (Linien der gleichen magnetischen Deklination), doch nicht
mehr in den Karten der anderen magnetischen Elemente etwas herauszuheben scheint,
bleiben die gewaltigen Peridotitzüge M a z e d o n i e n s und teilweise auch A l b a n i e n s
vom Isogonenverlauf unberührt. Höchstens die Serpentine der Merdita können, wieschon SCHWINNER hervorhebt, für ein Vordringen der Isogone 4 ° 30' verantwortlich
gemacht werden, aber auch hier setzen die Serpentinzüge in breiter Entfaltung, unbekümmert um den Isogonenverlauf nach S fort. Die Prägnanz des Lojane-Chalkidikeastes der Vardar-Peridotitzone zeichnet sich in keiner Weise auf der Isogonenkarte ab.
N u r für eine Reihe von teils negativen, teils positiven Lokalstörungen in der Deklination,
u. a. der Stationen Veles, Raska, glaubt R. S C H W I N N E R auf Serpentin hinweisenzu müssen.
Nach E . NIGGLI [413 b ] : in den Westalpen stimmt die Zone der + Schwereanomalie
mit dem Verlauf der NO—SW streichenden, steilniedersetzenden Ivreazone (Z. dioritokinzigita) West des Lago maggiore überein. — Siehe auch NOVARESE, S. 579).

Über die e l e k t r i s c h e n E i g e n s c h a f t e n der basischen Gesteine sindwenig bezeichnende Angaben zu machen.
Bekanntlich sind dichte Eruptiva besser leitend als weniger dichte.
(Bei Sedimentgesteinen, also auch Tuffen, wird nach H. REICH
die Leitfähigkeit bestimmt durch Porenvolumen, Porenflüssigkeit und dem
Elektrolytgehalt der letzteren.)
Der Mineralgehalt an gut leitfähigen Mineralien, etwa Magnetit und
Sulfide, wirkt sich erst bei einem Anteil von über 5 % im Gestein im Sinne
erhöhter elektrischer Leitfähigkeit aus. Ein solcher wird nun im Durchschnitt weder im Magnetitgehalt der Serpentine noch im Sulfidgehalt
gabbroider oder pyroxenitischer Gesteine erreicht.
Der Chromitgehalt, für bessere Leitfähigkeit unter Umständen in
Betracht kommend, erreicht im Dunit kaum 1%. Im allgemeinen erweisen©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at348

sich auch für massierte Anhäufung von Chromit in Lagerstätten die Unterschiede in der elektrischen Leitfähigkeit zwischen Chromit und Hüllgestein,
das noch dazu meist stark gestört und verschieden durchfeuchtet ist, als
praktisch nicht verläßlich genug. Auch Paralleltextur, befähigend
Anisotropie der elektrischen Leitfähigkeit hervortreten zu lassen, wirkt sichfür Chromit in Schlierenplatten nicht brauchbar aus.
Widerstandsmessungen hinsichtlich elektrischer Leitfähigkeit an Einzelproben mazedonischer Serpentine und Chromite haben bisher keine gegeneinander ausreichend abwägbare Ergebnisse gebracht.
Die W ä r m e l e i t f ä h i g k e i t der basischen Gesteine ist nach J. FRIEDLÄNDER [730] geringer als jene der sialischen Eruptivgesteine. Bei den
Tuffen wären Porosität, Gas- und Wasserfüllung der Poren als Paktoren
der Wärmeleitfähigkeit in Betracht zu ziehen. Auch hier ruft Anisotropie
im Gefüge auch Anisotropie der Wärmeleitfähigkeit wie anderer
physikalischer Eigenschaften hervor.
Zahlenmäßige Angaben des W ä r m e l e i t u n g s v e r m ö g e n s , bzw. der s p e z i f i s c h e n
W ä r m e v o n S e r p e n t i n sind von F . R I N N E in der 3. Auflage 1908 seiner „Praktischen
Gesteinskunde" mitgeteilt, in späteren Auflagen aber nicht mehr aufgenommen worden;
die spezifische Wärme für Serpentin wird mit 0,234 gegenüber jener von Trachyt 0,208
und Granit 0,194 bezeichnet.

Die in der Regel dunkle Pärbung der ultrabasischen Gesteine ist gegenüber Insolation mit verstärkter Wärmeadsorption verbunden. Die Bildung
junger Mineralneubildungen an der Oberfläche von Peridotitgesteinen kannhiedurch gefördert werden. Für Artinit und Hydromagnesit auf Serpentin
der Gulsen bei Kraubath in Steiermark, sonnseitig ausgesetzt, hat
H. MEIXNER [428] „sonnenhydrothermale" Bildungsbedingungen angegeben.
R a d i o a k t i v i t ä t kommt in basischen und ultrabasischen Gesteinen
in der Regel zu keiner besonderen Wirkung. Nach HOLMES [742] haben
unter den Eruptivgesteinen die peridotitischen den geringsten Gehalt anradioaktiven Stoffen, nur 1-5 g U in 10s g Gestein, gegenüber 2-1 g U
in 106 g Basalt und 3-75 g U in 106 sialischem Gestein.
J . A. D R E S S E R ([646] S. 76—80) hat an C h r o m i t von Quebec nur ganz schwacheradioaktive Wirkung nachweisen können.
O r t h i t in Grenzamphibolit von Peridotit (Beispiel Jezerina in Mazedonien) umgibt sich mit radioaktiven Höfen.

In der S c h w e r e heben sich die ultrabasischen Gesteine weit über dieübrigen Gesteine heraus. Während die durchschnittlichen Dichtezahlen
der oberflächennahen Erdkruste nach GUTENBERG in Eurasien 2-75,
im Pazific 3-05 beträgt, sind die Dichtezahlen der ultrabasischen Gesteinsgesellschaft nach H. REICH im einzelnen:
Peridotit
2,78—3,37 durchschnittlich
Gabbro2,89—3,09 durchschnittlichNorit
2,70—3,24 durchschnittlich
Diabas2,73—3,12 durchschnittlich
Serpentin 2,8 —3,10 durchschnittlich
Amphibolit 2,91—3,04 durchschnittlich
Eklogit
3,20—3,54 durchschnittlich

3,06
3,00
2,93
2,94
2,95 (m. E. eher niedriger)
3,00
3,35

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Es wäre demnach zu erwarten, daß die schweren Massen der Peridotitgesteinsfolgen im nahen Untergrunde sich durch p o s i t i v e Schwereanomalien
im Schwerefeld der Erde ohne Schwierigkeit verrieten. Nun sind aber auch
Granit, besonders Migmatit-Granite, aber auch sonst Plutone im allgemeinen,von ähnlichen Schwereanomalien begleitet, vielfach auch mit magnetischen
Anomalien einhergehend (H. REICH [774]) und ihre Ursachen liegen inden Besonderheiten des Krustenbaues im Bereiche der Plutone überhaupt.
H. HESS [740] h a t für die Peridotitintrusionen, welche als wesentliche Bauelemente
die Inseln Ost- als auch Westindiens mitzusammensetzen, einen Zusammenhang mit
der Inselbogenstruktur dieser Gebiete vermutet: n e g a t i v e S c h w e r e a n o m a l i e n ,welche dieser I n s e l b o g e n s t r u k t u r entlang laufen, werden durch Niederbeugen (downbuckling) der leichteren Erdkruste, also durch Zurückdrücken des Peridotitsubstratums
erklärt, dergestalt, daß gleichzeitig damit auch ein Impuls zur Entladung von Peridotitsubstanz nach oben verbunden sei. (Siehe auch Abschnitt V I I I , Abb. 148, S. 590.)

Im allgemeinen nehmen die basischen Massen der B a l k a n h a l b i n s e ltrotz ihrer großen horizontalen Verbreitung doch immer noch einen kleinen
Mächtigkeitsanteil im Gesamtprofilaufbau der oberen Erdkruste dieser
Gebiete ein, so daß wohl erst ein dichtmaschiges Schwere-Stationsnetz ihr
Widerspiel im Schwerefeld ausreichend zum Augenschein brächte.
Noch stärker müßte die Forderung nach einem dichten Vermessungsnetz
naturgemäß für Versuche aufgestellt werden, den basischen Massen
Indikationen für in ihnen angehäufte, in der Tiefe verborgene schwere
magmatische Lagerstätten abzuringen, beispielsweise für Chromitlagerstätten. Die Durchschnittsdichte für die chromithaltige Masse in großen
Stocklagerstätten mag immerhin an 4-0 herankommen; aber die Tonneninhalte der wenigen ganz großen Chromlagerstätten der Balkanhalbinsel
erreichen höchstens einige 100.0001, in Ausnahmsfällen etwas über eine
halbe Million Tonnen auf kleinstem Räume zusammengedrängt.
Im Zusammenhang mit der Dichte stehen die e l a s t i s c h e n Eigens c h a f t e n . Darin heben sich die basischen Gesteine nicht wesentlich überdie Zahlenwerte von sauren oder intermediären Eruptivgesteinen odersonstigen Kristallingesteinen hinaus.
Nach den Angaben in der „Angewandten Geophysik" von H . R E I C H ist die F o r t p f l a n z u n g s g e s c h w i n d i g k e i t von e l a s t i s c h e n B o d e n w e l l e n in Dunit 7900 ro/sec,
in Gabbro 6700—6900 m/sec. gegenüber 5000—6000 m/sec. in den übrigen Eruptivgesteinen und Kristallingesteinen und gegenüber wesentlich niedrigeren Werten in den
Sedimentgesteinen.
D i e K o m p r e s s i b i l i t ä t der basischen Gesteine wird als geringer bezeichnet als
wie jene der sauren.

Zu den geologischen Eigenschaften komplexer Natur gehört die Wasserd u r c h l ä s s i g k e i t , die in mittlerem Grade auch für die Perldotitgesteinsgebiete kennzeichnend ist.
F ü r das R a d u s c h a - Serpentinrevier in Mazedonien hat P. S. JOVANOVIÖ [857]die karstartigen Eigenschaften — dem dort reich entwickelten Chrombergbau seit langem
bekannt — zum Gegenstand einer eingehenderen Untersuchung gemacht. Während
das peridotitische Bergmassiv quellenarm ist, erschließt sich ein reicher Quellenkranz
an seinen Rändern zur Schieferunterlage.
Ganz allgemein führen Störungen, verbunden mit schiefriger Zerquetschung desSerpentins, zu Wasserstau und Quellaustritt.
Mitunter waren Serpentinabschnitte mehr minder stagnierender Wasserdurchtränkung
ausgesetzt, wobei in fortschreitender Serpentinzersetzung die Wasserdurchlässigkeit
verlorengehen kann.

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350
I n vereinzelten Fällen konnte bei pyroxenreichen Peridotiten (Ca-Gehalt) in
exponierter Hochgebirgslage oberflächige K a r r e n b i l d u n g wahrgenommen werden,
u. a. im Gipfelbereich J e z e r i n a — O s t r o v i c a , 2095 m Sh., am oberen Lepenaclauf,
Mazedonien. (Siehe auch Abschnitt V I I , S. 574.)

Der rasche Durchsatz der Niederschlagswässer, aber auch die mineralische
Einseitigkeit des reinen Magnesiasilikat-Gesteins, Schwerlöslichkeit, Schwerverwitterbarkeit, rasche Abspülung bei den häufig kahlen oder nur mit
dürftiger Grasnarbe bewachsenen Hängen, gehören mit zu den besonderen
Faktoren der B o d e n b i l d u n g ü b e r S e r p e n t i n .
Reine Peridotitgesteine bedingen im allgemeinen in allen Klimaten
einen n ä h r s t o f f a r m e n B o d e n . Der Nährstoffgehalt schwankt naturgemäß je nach Bildungsstadium, Lage, Durchfeuchtung, Sonnenbestrahlung,
Bewuchs usw.
Begleitgesteine der Peridotitserpentine, besonders jene mit Gehalt an
Ca-Na-Feldspaten, aber auch schon Pyroxenite und Amphibolite mit
höherem Ca-Gehalt vermögen bereits wertvollere Böden zu liefern.
Die Besonderheit der Bodenbildung über Serpentin hat frühzeitigüberall, auch auf der Balkanhalbinsel, Beachtung des Botanikers gefunden,
der sich auf Serpentinboden einer besonderen Auswahl und Artenbildung
von Flora gegenübersieht.
Von Seite der bodenkundlichen Wissenschaft h a t F . P E N N I N G S F E L D 1942 [879]eine nach neuestem Stande gebrachte Darstellung der Bodenbildung in A l b a n i e ngeliefert und hiebei den Serpentinböden eingehende Untersuchung gewidmet.
G r i e c h i s c h e n Böden haben K. J . NEVROS und J. A. Z V O R Y K I N Untersuchungengewidmet, A. S T R E B U T T den Böden J u g o s l a v i e n s , A. R E I F E N B E R G und E. K.
E W B A N K Serpentinverwitterungsböden d e s T r o o d o s g e b i r g e s auf C y p e r n (sämtlichecit. P E N N I N G S F E L D ) .

Für die Bildung von V e r w i t t e r u n g s b ö d e n über Serpentin, für das
Entstehen der a u t o c h t h o n e n Erdkrume also, steht die p h y s i k a l i s c h e
V e r w i t t e r u n g vorzüglich dort, wo schwacher Pflanzenwuchs besteht, inihrer Wirkung voran. Dies gilt besonders für die Serpentinbereiche derbalkanischen Hochgebirge und der innerbalkanischen Senken, wo das
kontinentale Klima mit starken Temperaturschwankungen von Tag undNacht, ausgiebigen Frosttemperaturen (Zerkleinerung durch Frostwirkung),den Verwitterungsfortschritt beschleunigt. Die stets vorhandene Klüftigkeit
des Serpentins leistet der physikalischen wie chemischen Verwitterung
Vorschub. Die Verwitterungsböden von Serpentin — aber auch deren
Schwemmlandböden im Gebirge — sind im allgemeinen gut wasserdurchlässig und neigen zu Bildung von mageren steinigen, wasserarmen Trockenböden in niederschlagsarmer Zeit (PENNINGSFELD), Böden, die abernach meiner Hinsicht in niederschlagsreicher Zeit als mäßige Feuchtigkeitsspeicher zu wirken vermögen. Die c h e m i s c h e V e r w i t t e r u n g erfolgt in
Richtung Hydration und Oxydation. Es bilden sich über Serpentin hinaus
wasserhaltige Mg-Silikate, gelartig, besonders gehen Si0 2 und AI in kolloide
Lösungen.
Auf Hochflächen mit geringer Abspülung macht sich eine Art „Faulwerden des Serpentins" bei beträchtlicher Erweichung bemerkbar. Das
zweiwertige Eisen, mit der grünen Farbe des Serpentins verbunden, schlägt
oberflächennahe im Bereich des Luftsauerstoffes in dreiwertiges z. T.
hydratisiertes Fe-Oxyd von hellbrauner bis roter Farbe um, die R o t b ö d e nbedingend. — (Siehe auch S. 560.)

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351
Entsprechend der primären Armut an Ca, Na, K [der Peridotitgesteine,sind auch die Verwitterungsböden daran arm, zudem wird ein Teil der
Alkalien und Erdalkalien als Basen weggeführt. Es wird ein magerer,
wasserarmer Boden, Ca-arm, Mg-reich mit relativ hohen Fe- und AI-Gehaltenerzielt, bei sinkendem Si0 2 -Betrag (PENNINGSFELD). Die Bodenlösung
reagiert alkalisch (PENNINGSFELD), aber auch neutrale und saure
Reaktionen von Serpentinböden (LÄMMERMAYR) wurden beobachtet,
wahrscheinlich dort, wo auch b i o l o g i s c h e V e r w i t t e r u n g unter 0Mangel mitwirkt. Mit Magnesit vermengter Serpentinverwitterungsboden
wirkt stets alkalisch (LÄMMERMAYR [755]).
In den S c h w e m m l a n d b ö d e n , die aus reinem, meist grobem Serpentinmaterial bestehen, setzen vor allem die Faktoren der chemischen Verwitterung, bei Pflanzendecke von der biologischen Verwitterung unterstützt,das Werk der Gesteinszerstörung in erhöhtem Maße und in ähnlicher
Richtung fort, wie auf den Verwitterungsböden.
I n den Untersuchungen von P E N N I N G S F E L D über a l b a n i s c h e S e r p e n t i n b ö d e n wird der Unterscheidung des jeweiligen Bodens in Anteile G e s t e i n s r e s t , F e i n b o d e n mit Korn kleiner als 2 mm und B o h t o n (Kolloid) mit Korn kleiner als 0-002 mm
u n d den chemisch-physikalischen Eigenheiten dieser Anteile besondere Aufmerksamkeit
geschenkt; BasenbindungsvermögenundSi0 2 /Al 2 0 3 -Verhältnis
derBohtone,organischer Bodenanteil, Nährstoffhaushalt usw. in Serpentinböden werden im einzelnen
untersucht und mit den Ergebnissen anderer Bodenuntersuchungen, vor allem der Mittelmeerländer, in Vergleich gesetzt.

Hand in Hand mit den Besonderheiten der Bodenbildung über Serpentin
gehen die Besonderheiten des P f l a n z e n w u c h s e s auf S e r p e n t i n . Der
Serpentinflora wendet sich seit langem das Interesse des Botanikers zu.
Für die Balkanhalbinsel dürfte J. PANClC 1859 [117], die Flora derSerpentinberge Mittelserbiens beschreibend, eine der ersten Sonderarbeiten
auf diesem Gebiete geleistet haben.
Es ist mir, da ich kein Botaniker bin, auch nicht möglich, auf die Einzelheiten der Serpentinflora und ihre chemisch-physikalischen, klimatischen
und sonstigen Bedingnisse einzugehen und zu ihren Problemen Stellungzu nehmen. Ich beschränke mich deshalb nur auf die Mitteilung einiger
Beobachtungen, die sich mir auf meinen vielfachen Streifen durch balkanische
Serpentingebiete neben der geologischen Hauptarbeit aufdrängten und füge
ergänzend einige auch feldgeologisch interessierende allgemeine Hinweisean, die sich vor allem in den Arbeiten von L. LÄMMERMAYR [755]darbieten, der sich mit der s t e i r i s c h e n S e r p e n t i n f l o r a in einer Reihe
von Untersuchungen eingehend beschäftigte.
Die Arbeiten von L. LÄMMEBMAYB: Materialien zur Systematik und Ökologie
der Serpentinflora, Sitz.-Ber. Ak. Wiss. Wien 1926—1928, umfaßt auch ein ausführliches
Literaturverzeichnis, das auf Serpentin bezügliche botanische Arbeiten aus dem Balkanraum ebenfalls Bechnung trägt (BECK, GBAÖANIN, J A N C H E N , PANClC U. a.).
Ebenso werden zeitlich parallel gehende Arbeiten von J . NEVOLE, L. DOLLITSCH,
A. F B . NOVAK, J . SUZA u. a. über Serpentinflora dort kritisch erörtert.

Beim Eintritt in Serpentinboden ist der jähe und auffallende Wechsel
im Pflanzenkleid und die weiträumige ungefähre Gleichartigkeit im Serpentinpfianzenkleid eine immer wieder kennzeichnende Erscheinung, die auchoft genug der geologischen Feldarbeit bei der Gesteinsabgrenzung guteDienste leistet.

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Noch ist anscheinend die Streitfrage in der botanischen Wissenschaft
nicht endgültig geklärt, wie weit es sich bei der Serpentinflora tatsächlich
immer nur um magnesiaholde oder gar um magnesiabedingte, also bodenstete, s e r p e n t i n s t e t e , Pflanzen handelt oder wie weit sich in dieser
Pflanzengesellschaft und Pflanzenentwicklung mehr oder weniger nur die
a l l g e m e i n e N ä h r s t o f f a r m u t des Serpentinbodens auswirkt. Auch die
Frage einer besonderen MgO-Speicherung in „Magnesiapflanzen" und damit
vorhandene entsprechende Formentwicklung ist noch nicht entschieden.
Die Vorliebe der F ö h r e n a r t e n oder Schwarzkiefer für Serpentinuntergrund ist weitgehend von den klimatischen Bereichen unabhängig,
ihr gegenwärtiger Waldbestand auf Serpentin z. T. oft nur das Ergebnis
des noch zurückgehaltenen Eingriffes durch Menschenhand. Es ist wohl
in der Regel schütterer Trockenwald ohne Unterholz. In gebirgigen Lagen,ausnahmsweise und vereinzelt, greifen auch Fichte und Tanne auf Serpentinboden über.
Von den selteneren Fällen eines schönen B u c h e n u r w a l d e s in 1400
bis 1500 m Sh. auf der Serpentinhoehfläche der Bjeshe e Kushenit in der
Merdita-Landschaft A l b a n i e n s berichtet F. MARKGRAF [872]; daß die
sonst kalkliebende Buche auch in Griechenland vereinzelt auf Serpentin
vorkommt, erwähnt KIRCHHOFF (cit. LÄMMERMAYR).
Der einförmige Föhrenwald überdeckt Gebiete a l p i n e r Serpentine in Höhenlagen
von 400 bis 1600 m und darüber.
Die Serpentinhochflächen des Zlatibor in S e r b i e n , Höhen von 1200 bis 1600 m Sh.
überspannend, sind wechselnd von weiten Matten und schütteren, doch geschlossenen
Föhrenwäldem bedeckt. Das I b a r m a s s i v trägt Föhrenbestände.
Auch m a z e d o n i s c h e Serpentingebiete, abseitig des Verkehrs und in höheren Lagen,sind von Föhrenwald bedeckt. I m oberen Lepenactal hält sich der Föhrenwald scharf
an die Serpentingrenze, soweit sie etwa 1200 m Sh. übersteigt u n d reicht bis 1800 m Sh.
hinauf; noch höher aufwärts, bis 2000 m, breitet sich nordseitig die Legföhre aus. Ähnlichverhält es sieh mit den Föhrenwäldern des Kukesrevieres in N o r d a l b a n i e n .
Auf Euböa in G r i e c h e n l a n d sind die Serpentine von Mantoudi, fast in Meereshöhe gelegen, von prächtigen alten Föhrenwäldern bestanden, in lebhaftem Gegensatz
zu den weißen kahlen Kalkmauern des Hochgebirges. Bin gleiches gilt für die Serpentine
der O s t c h a l k i d i k e .
Die Serpentine O s t b u l g a r i e n s und T h r a z i e n s haben noch vielfach ihre Föhrenwaldbedeckung.
Lockerer alter Föhrenwald reicht auf dem Boden des Fethiye-Serpentins in S ü d a n a t o l i e n bis zur Meeresküste hinab.

Die weitaus überwiegende Oberfläche des Serpentins der Balkanhalbinsel
ist allerdings k a h l , von auffallender Vegetationsfeindlichkeit über große
Teile des Jahres, auch dort, wo unter klimatisch-ähnlichen Bedingungenanders geartete Böden reichen Pflanzenwuchs tragen.
Die F r a g e der W a l d b e d e c k u n g ü b e r S e r p e n t i n , ob von Anbeginn an spärlich infolge Pflanzenfeindlichkeit des Bodens, die nur unter
günstigen lokalen Bedingungen überwunden wird, oder auch durch äußere
Umstände verursacht, ist für die Balkanhalbinsel, vor allem für ihren südlichen Teil Mazedonien und Griechenland mit der Frage nach den Ursachen
der dortigen allgemeinen Waldarmut verbunden. Reicht dort die Waldarmut, die allgemeine Kahlheit der Hänge und Bergzüge, der steppenartige
Charakter der Hochflächen, klimatisch bedingt, noch in die vor menschliche
Zeit zurück oder ist sie erst eine Folge der menschlichen Rodung ?
Eine Reihe von Stimmen sind laut, welche die relative Waldarmut etwa Mazedoniens
und Griechenlands bereits als aus der Vorzeit übernommen ansieht und hiefür Anhalts-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at353
punkte anführt; u. a. h a t 1931 die österreichische archäologische Expedition nach
Griechenland sich in diesem Sinne geäußert, der weitere Rückgang des Waldes sei durch
menschliche Einwirkung nur beschleunigt worden.
Aus der Überlegung an Befunden einer jungsteinzeitlichen Wallsiedlung bei L o j a n enächst Kumanovo in Südserbien (Wiener prähist. Zeitschrift 1933) kam ich ebenfalls
zum Schluß, daß dort das Serpentingebiet im Neolithikum wahrscheinlich nicht bewaldetwar.
H . LOUIS [869] äußert sich für den W-Abfall des a l b a n i s c h e n Gebirgszuges, daßdort die Wälder von Haus aus labilen Charakter gehabt hätten, ihr Untergang durch
Menschenhand nur beschleunigt worden wäre.
F . PAN Ol Ö [117] allerdings verfocht für die mittelserbischen Serpentine die Ansicht,
sie seien ursprünglich alle bewaldet gewesen.

Zweifellos ist mit dem Bestehen des Waldes die Krise im Nahrungshaushalt des Serpentinbodens weitgehend überwunden; ist aber einmal
der Wald durch menschlichen Eingriff entzogen, vermögen ihn jetztzeitige
klimatische Faktoren allein anscheinend nicht mehr aufzurichten.
G e s t r ü p p e i c h e n und B u s c h w a c h o l d e r , die ersteren vor allem sinddie typischen Buschpflanzen der innermazedonischen Serpentingebiete undauch noch nach allen Seiten darüber hinaus. Selten und nur in windgeschützten Gebirgslagen kommt es zu lockerem kurzstämmigem Eichenhochwald, noch seltener kämpft sich Wacholder zu Baumform hoch.
An der W-Küste Albaniens, besonders aber im südlichen Teil der zentralen
Balkanhalbinsel, mit einer N-Grenze etwa im Becken von Djewgjelia, vermag
auch die Macchia, eine mediterrane Buschgesellschaft, auf Serpentinboden
Fuß zu fassen. Es sind immergrüne Laubgewächse, mit Eiche, Buchsbaum,
Pistazie, Myrte, Oleander, strauchartigen Ericaceen, Lianen u. a., die sichzu einem oft undurchdringlichen Dickicht von einigen Metern Höhe zusammenfinden. Ohne auffallenden Wechsel im Pflanzenkleid greift die
Macchia von den Nachbarböden auf Serpentinböden über.
Eine Zwischenstufe der Macchia, etwa derMacchien-Schibljaek-Stufe(PENNINGSFELD) zuzuzählen, welche in die höheren, kontinental beeinflußten Gebirgslagen Westalbaniens emporsteigt, ist die Buschbewachsung des Serpentinbodens mit
niederer Eiche, Buchsbaum und einer strauchartigen Erioacee allein, ohne sonstiges
Buschbeiwerk. Diese fallweise Pflanzengesellschaft auf Serpentin in niederen u n d mittleren
Lagen reicht in der Merdita quer durch ganz Nordalbanien bis an den W-Rand des Amselfeldes Mazedoniens bei Djakovica. Während die geschützteren und reicher besonnten
SW-Hänge des Serpentinreviers von Letaj-Djakovica noch Bewuchs mit dieser Halbmacchia aufweisen, sind die dem rauhen Amselfeld zugekehrten O-Hänge nur mehr
mit Gebüscheiche und Wacholder bestockt. I n diesem Zusammenhang ist bemerkenswert, daß hier auch eine Depression der Gipfelflur Nordalbaniens von der Adria bis an
das Amselfeld reicht, den Westwinden ein breites Tor öffnend.

Unter den S p o r e n p f l a n z e n nehmen die F a r n e einen hervorragenden
Platz auf Serpentinböden der Steiermark ein, mehrere thermophile(LÄMMERMAYB,) Arten gelten als ausgesprochen bodenstete Serpentinfarne. Nicht so in den südlicheren Balkanländern, wo Farne auf Serpentinböden zurücktreten, ebenso Pilze und Algen, Moose und Flechten.
Auch unter den B l ü t e n p f l a n z e n gibt es eine Anzahl serpentinsteter
Arten, daneben aber treten auf Serpentinboden kieselliebende, im besonderen
Maße aber kalkliebende Pflanzen hinzu, die Pflanzengesellschaft kannsich so zu einer reichhaltigeren Mischfiora von nicht geringer Artenzahl
steigern. Die S e r p e n t i n s c h u t t f l o r a begünstigt ihrerseits eine Anzahl
Blutenpflanzen; die Berghalden der Chromschürfe können so zum Scheindurch eine Zeitspanne des Jahres das Vorkommen von „Chrom anzeigenden
Pflanzen" vortäuschen.
Jahrbuch G. B. A., Sonderband 1, 2. Teil

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Das Übergreifen der Kalknora auf Serpentinboden, trotz dessen niedrigem, j a oft
nur spurenweisem Kalkgehalte, ist in dem von hohen Kalkbergen umrahmten R a d u s c h a Serpentinmassiv Mazedoniens besonders auffällig. Überdies ist hier im Frühjahr einean Serpentin gebundene Kleinflora in Entwicklung, die in der kurzen Periode der Frühjahrsregen eine Reihe Feuchtigkeit-liebender Pflanzen, an alpine Kleinformen erinnernd,in seltener Pracht hervorbringt: kurzstielige Schwertlilien, gelb u n d violett, feuerrote
Tulpen, Orchideen, ein überaus zartes Vergißmeinnicht und viele andere.
Die in die Hochregion aufsteigenden Serpentinberge Mazedoniens und Albaniens
sind durch eine prächtige a l p i n e F r ü h j a h r s f l o r a ausgezeichnet, darunter die
rostblättrige Alpenrose, Türkenbund, Primeln usw.

Einen besonderen Reiz der Frühjahrslandschaft auf den Serpentinböden
der Balkanhalbinsel, insonderheit der Serpentinhochflächen Mazedoniens,bilden die G r a s m a t t e n .
Wie dünngesät entsprießen die Halme in zartestem Grün aus den oft groben Schuttböden von Hängen, Mulden, Hochtälern und Hochflächen der Serpentinlandschaften,
werden nicht viel mehr als schuhhoch; so sind die Matten im Farbenglanz des Lichtes
u n d im Wehen der Winde ein lieblicher Anblick. Durch kurze Zeit geben sie eine wennauch dürftige Weide u n d unterbrechen so den vorherrschenden Ödlandcharakter derLandschaft.

Den etwas nährstoffreicheren Schwemmboden der Mulden und Hochflächen, auch mitunter den noch steinigen Verwitterungsböden des Serpentins
rückt der Ackerbau immer mehr nach und bringt, oft nur dank den Wässern
der Frühjahrsregen, ohne Düngung und nur seicht mit dem Holzpflug
bearbeitet, eine mehr oder minder kärgliche Frucht an Korn und Mais.

III. Chromit, Art und Entstehung der Chromitlagerstätten.
Die Chromerzführung von Serpentinmassen der Balkanhalbinsel und
Kleinasiens ist, durch den Chrombergbau angeregt, schon in einer Reihe
von Einzelarbeiten Gegenstand mineralogischer und lagerstättenkundlicher
Studien geworden und der erste Teil der hier gebrachten Darstellung,in welchem die Chromerz führenden Serpentingebiete im einzelnen geschildert wurden, hat darauf bereits Bezug genommen.
E s sind dies für Vorkommen der Balkanhalbinsel hauptsächlich Arbeiten von
W A L T E R , DONATH, H I E S S L E I T N E R , LUKOVIÖ, PETRASCHECK, P E T R U L I A N ,für Kleinasien, H E L K E , HENCKMANN, K O V E N K O , W I J K E R S L O O T H . Auch diemehr bergwirtschaftlich gehaltenen Aufsätze über balkanisch-anatolisches Chromerz vonG Ü N T H E R , H Ü T T E R , L E P E Z , LUBOJATZKY, WEISS bringen einige geologische
Daten bei.

Im folgenden werden die gemeinsamen und besonderen Züge der lagerstättenkundlichen Charakteristik balkanisch-anatolischer
Chromitvorkommen übersichtlich zusammengefaßt und dort, wo Bedürfnis bestand,auch Vergleiche zu außerbalkanisch-anatolischen Chromerzlagerstätten
angestellt.
1. M i n e r a l o g i s c h e D a t e n ü b e r C h r o m i t .
An die Spitze der lagerstättenkundlichen Erörterungen gestellt, seien
Angaben über die wichtigsten Eigenschaften des Minerals Chromit, unter
Benützung der Lehrbücher der Mineralogie und Erzmikroskopie von
NAUMANN,KLOCKMANN-RAMDOHR,NIGGLI,RAMDOHR-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at355
SCHNEIDERHÖHN, SCHMIDT-BAIER und anderer Arbeiten zusammengefaßt.
C h r o m i t ist M i n e r a l d e r M a g n e t i t - S p i n e l l r e i h e , bzw. Spinellgruppe. Kubischholoedrisch. Kristallform meist Oktaeder, klein, gerundet, eingebuchtet. Gewöhnlieh
locker kristallig oder kristallin körnig derb bis massivfeinkörnig. Bruch unvollkommenmuschelig bis uneben. Spaltbarkeit nach (111) nur angedeutet. Nichtmagnetisch bis
schwachmagnetisch. H = 5 % . Spez. Gew. = 4-32—4-57. I n dünnen Splittern gelblichrot bis rotbraun durchscheinend, n = 2-1. Farbe b r a u n bis bräunlich-schwarz und schwarz.
Glanz halbmetallisch bis fettig, auch pechartig, mitunter bläulich-grauschwarz undAnthrazit-ähnlich. Strich, bzw. Pulver mittelhellbraun bis tiefbraun, vom schwarzen
Strich des Magnetits undllmenits also gut unterschieden. Zähe bis spröde. Unschmelzbar
vor der oxydierenden Lötrohrflamme; in der Reduktionsflamme mit N a 2 C 0 3 gelingt
es nach T. B. D E N I S [640], feine Splitter schwach zu runden.
C h e m i s c h e Z u s a m m e n s e t z u n g d e s C h r o m i t s : Kurz geschrieben F e O . C r 2 0 3 ,bzw. [Cr 2 0 4 ]Fe mit theor. 3 2 % FeO und 6 8 % C r 2 0 3 , jedoch viel Mg,FeIII , AI, auch
Mn und Zn enthaltend. Allgemeinformel für die komplexe Mischkristallnatur des
Chromits nach N I G G L I : [R 2 III0 4 ].RII, wobei RHI = AI, Fe, Cr, Mn, untergeordnet Ti,
und R H = Mg, Fe, Mn, Zn, Cr. — Vereinfachte Schreibweise: (Mg Fe) O. (AI Fe Cr) 2 . O a .
B E T E K H T I N [556] befindet: chemische Unterschiede von a k z e s s o r i s c h e m
Chromit und L a g e r s t ä t t e n b i l d e n d e m Chromit im selben Massiv hinsichtlich AI
und Cr können sich u m einige Prozent bewegen.
Z n O - G e h a l t nach M. DONATH [36] im eisenreiehen Chromit von Hestmandö inNorwegen, 2-2—2-6%.
Kleine N i - G e h a l t e , mechanisch als Sulfid beigemengt ( ?). NiO nach R Y B A [437] im
Chromit von K r a u b a t h ständig u m 0 - 1 % ; ähnlich auch Derberze von O r a s j e in
Mazedonien mit 0-08% Ni.
N a c h B E T E K H T I N - K A S H I N [530]: Ni-Gehalte bis zu 0-3% im Chromspinell desS ü d u r a l . Hinsichtlich der Analysen ist zu bemerken, daß Ni auch in Olivin eingebaut
sein kann, gleichen Ionenradius mit Mg besitzend.
Prüfung auf P-Gehalt ergab beispielsweise für das Chromitkonzentrat der Aufbereitung Raduscha (Mazedonien) 0-01% P 2 0 5 .
Strukturelle, Mischkristall- und genetische Beziehungen verbinden Chromit mit den
Spinelliden Magnetit und Spinell: M a g n e t i t F e O . F e 2 0 3 oder [ F e 2 0 4 ] . F e ; gewöhnlicher S p i n e l l [Al 2 0 4 ].Mg, hieher P l e o n a s t (dunkelgrau bis schwarz, undurchsichtig,
H = 8), dann H e r c y n i t (vorwiegend [ A l 2 0 4 ] . F e , schwarz opak, meist derb), P i k o t i t(Chromhaltiger Spinell, dunkelgelb bis grünlichbraun, H = 8, scharfe Oktaederchen oderderb, Zusammensetzung beispielsweise 8 % C r 2 0 3 , 10-3% MgO, 5 6 % A1 2 0 3 ). Einzelheitenüber Struktur und physikalische Eigenschaften in der Spinellgruppe sind von P . NIGGLI
und F . F A E S Y [877] dargestellt; ferner von W I N C H E L L [818 b].
R. E . STEVENS [684 a] zeigt am Spinell-Dreiecksprisma die Isomorphieverhältnisse
von Magnesiachromit MgO.Cr 2 0 3 , Spinell MgO.Al 2 0 8 , Magnesiaferrit M g O . F e 2 0 3(Ecken des oberen Prismendreieckes) zu Ferrochromit FeO. Cr 2 0 3> Hercynit FeO. A l a 0 3
und Magnetit F e O . F e 2 0 3 (entsprechende Ecken des unteren Prismendreieckes).
R e i n e r C h r o m i t wird n i r g e n d s angetroffen; MgO vermag Teil des FeO-Gehaltes
zu ersetzen, F e 2 0 3 und A1 2 0 3 ersetzen Anteile des Cr 2 0 3 -Gehaltes. Bei hohem Mg-Gehalt
sogenannte M a g n e s i a c h r o m i t e, Mitchellite oder Magnochromite! Al 2 O s -reiche
Chromite sind im Glanz meist stumpfer. Höchste Cr 2 0 3 -Gehalte im Chromit reichen an
60%, beispielsweise G r e a t D y k e 58-1% Cr 2 O ä . I m R a d u s c h a r e v i e r Mazedoniens
höchster Derberzwert bis 56%, in einer Ausnahme sogar 6 2 % C r 2 0 3 .
Beziehungzwischen Chemismus,
Nebengestein, Lagerstättentyp
Z o n e n s t e l l u n g s i e h e A b s c h n i t t IV, S. 414.

und

A n a l y s i e r u n g v o n C h r o m e r z : siehe u. a. Sonderstudien von E . D i t t l e r [716],
Angaben von M. D o n a t h [36], Bulletin des U. S. A. B u r e a u of M i n e s , Aufsätze von
J . N. K n i p o v i t c h e in„Chromit inU.S.S.R." [534]; dort auch weitere Literaturhinweise.
Nach E. D I T T L E R läßt Derberz Chromit von 49-58% C r 2 0 3 , 15-01% A1 2 0 3 , 17-22%
FeO, 10-43% MgO, 2-54% CaO und 5-30% S i 0 2 nach Molekularquotienten berechnet,
ein Gemenge von Chromeisenstein und Spinell erkennen, u . z w . : 70-44 Mol.-% (Mg, F e ) 0 .
. C r 2 0 3 und 29-46% (Mg, Ca) O . A l 2 0 3 .
Trennung nach F e l l und Fe 1 1 1 in der Chromitanalyse nicht immer einfach!

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Konzentrat von Raduscha, in der Hauptsache durch Aufbereitung von Sprenkelerz
aus den Schlierenplatten erzeugt, ergab z . B . 5 6 % C r 2 0 3 bei 14-5% MgO, von letzteren
waren 1 3 % an Chromit gebunden, 1-5% in HCl löslich (Analyt. Dipl. Ing. F . E B N E R ) .
S c h m e l z p u n k t Chromit: trockene Chromitschmelze bei 1850°, kann bis 1450°
sinken. — (Cr-Metall h a t Schmelzpunkt bei zirka 2000°, spez. G. = 6-8, Atomgewicht =52-1).
C h r o m i t i m D ü n n s c h l i f f : Farbe gelbbraun bis tiefbraun, rotbraun bis kaffeebraun. J e gelber desto niedriger im Cr 2 0 3 -Gehalt, kirschrot bei hohem Cr 2 0 3 -Gehalt(L. F I S H E R ) . — Isotrop; optische Anomalien nach NIGGLI nur in Spinellen mit hohem
Al 2 0 3 -Überschuß ([36] cit. DONATH).*)
Poikilitische Verwachsung von Chromit mit Olivin, auch Pyroxen, auf Balkanerzen
selten.
An den Rändern ist Chromit häufig opak schwarz, auch entlang der Risse, bereits 1913
von J. D R E S S E R [646] anQuebec-Chromerzen festgestellt und die Ränder als Fe-reicher, Crärmer gedeutet. Diesbezüglich weitere Angaben in Abschnitt VI (Chromit in Metamorphose) ; dort auch Beobachtungen von P E T R U L I A N , SPANGENBERG, H O R N I N G E R .
C h r o m i t i m A n s c h l i f f : Detaillierte Angaben bei S C H N E I D E R H Ö H N - R A M D O H R[790]; zuletzt RAMDOHR [772 a].
Hohe Härte, härter als Magnetit.
Reflexionsvermögen gegen Magnetit dunkler, besonders in Öl. Reflexionsfarbe vonChromit der Grube Petkovich bei Orahovac in Mazedonien nach A. TORNQUIST in
Luft bräunlich, in Öl unter Abnahme der Helligkeit m a t t graurosa.
Chromitkorn häufig rissig.
Randumwandlung (besserreflektierende Ränder) auch im Anschliff erkennbar.
Struktur infolge Versagens jeglicher Ätzmittel sich u. d. M. nicht enthüllend (daß gut
polierte Anschliffe bei schräg auffallendem Tageslicht das Korngefüge, Struktur und
Textur mit freiem Auge gut erkennen lassen, wird bei Erörterung der Derberze in Schlierenstöcken noch im besonderen hervorgehoben).
Unterscheiden von M a g n e t i t , der sich mit konz. HCl ätzen läßt von C h r o m i t , derdabei unangreifbar bleibt.
I n Chromit fallweise Einschlüsse von Metalloxyden und Metallsulfiden: Eisenglanz,
Magnetit, Pyrit, Rotnickelkies (NiAs), Cobaltin (NiAsS), Cubanit (CuFe 2 S 3 ), Kupferkies, Kupferglanz.
E n t m i s c h u n g des Chromits nach RAMDOHR [770] im akzessorischen Chromit
der Tiefengesteine eher verbreitet als auf Chromitlagerstätten (Ilmenit-Entmischung in
Chromit des Olivinnorits der B a s t e , Harz).
Nach SCHWARZ und P A R K (cit. in S C H N E I D E R H Ö H N - R A M D O H R ) pseudoeutektische Strukturen, auf Verdrängung beruhend, zwischen Titanomagnetit und
Chromit in Gabbro.
Ebenfalls nach RAMDOHR myrmekitische D u r c h w a c h s u n g Chromit-Magnetit.
SPANGENBERG [524] hat im Diallag-Peridotit des Z o p t e n , Schlesien neben stark
resorbierten Chromitkörnern der Erstausscheidung auch solche der Letztausscheidung
gefunden, die mit Diallag in einem eutektischen Strukturverhältnis stehen, wurmförmig
gewunden völlig an die granophyrische Quarz-Feldspatverwachsung gemahnen.
R ö n t g e n o g r a p h i s c h e U n t e r s u c h u n g von C h r o m i t durch M. DONATH [36]an Chromerz von H e s t m a n d ö , Norwegen, und S v i l a r e , Mazedonien, ersteres Znhaltig, stark magnetisch, im Dünnschliff lichtundurchlässig, im Anschliff schwachanisotrop, jedoch in beiden herrscht zufolge des Debye-Scherrer-Diagrammes das gleiche
reguläre Kristallgitter.
S. A. K A S H I N [541] hat die Metamorphose von Chromerz des S ü d u r a l s im Röntgenbild untersucht und festgestellt, daß das Kristallgitter bei der Oxydation der Chromspinellide gestört wird und metamorphe Chromspinelle sich in den X-Strahlen wie Kolloide
betragen.
*) Nach O. F r i e d r i c h in „Handbuch der Mikroskopie in der Technik", in Druck,
Umschauverlag Frankfurt 1952: Optisch anisotroper Chromit von Kraubath. — Sieheauch A. BATEMAN, S. 377: schwach anisotroper Magnetit vom Bushveld.

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2. Mit C h r o m i t p r i m ä r v e r g e s e l l s c h a f t e t e E r z e u n d s o n s t i g e
Mineralarten.
Chromit ist aus seinen allgemeinen Entstehungsbedingungen heraus
geneigt, nur monomineralische Lagerstätten aufzubauen. Seine primären
Lagerstätten sind magmatischer Natur, nur in kleinstem Ausschnitt ragt
noch seine Bildung in die pegmatoid-pneumatolytische Phase seiner Muttergesteine. Wo hydrothermale Bildungseinflüsse nachweisbar sind, handelt
es sich bereits um Begleiterscheinungen metamorpher Vorgänge, die sichüber vorgebildete magmatische Vorkommnisse von Chromit ergehen.
Ein natürlicher, wenn auch nicht allzu häufiger Verbündeter des
Chromits ist der M a g n e t i t [Fe 2 0 4 ]Fe.
F ü r die m a z e d o n i s c h e n Chromite ist das lagerstättenmäßige Neben- und Miteinander von Chromit und Magnetit sehr selten, M. DONATH meinte es seinerzeit überhaupt verneinen zu müssen. Auf der Lagerstätte P e t k o v i c h bei Orahovac im Norden vonPrizren, Mazedonien, treten Chromit und Magnetit noch innerhalb der liquidmagmatischen
Phase beider zusammen, Magnetit in einer lichten und einer dunklen Abart, beide nur
wenig jünger als Chromit und nur fallweise diesen verdrängend, magmatisch resorbierend.
Das ganze Peridotitmassiv von Orahovac blieb von stärkerer Metamorphose unberührt.—
Magnetit führende Peridotite treten bei L o j a n e nächst Kumanovo, Mazedonien, an die
Seite von Peridotiten mit akzessorischer Chromitführung, ohne von diesen etwa durch
höhere Metamorphose geschieden zu sein.
I n S ü d a f r i k a , auf der Farm de Kroon nächst Pretoria treten Chromit und Magnetit
zu einer Lagerstätte zusammen, die ein Erz von 36-10% C r 2 0 3 und 41-35% Fe liefert,
bei geringen Au- und Pt-Gehalten.
P. RAMDOHR [770] hat die Verwachsung von Chromit und Magnetit an Bel u c h i s t a n - C h r o m e r z beobachtet.

Von den Metalloxyden als Gesellschafter des Chromits ist noch Eiseng l a n z F e 2 0 3 und I l m e n i t FeO.[Ti0 2 ] zu erwähnen.
Die metallmikroskopische Untersuchung der vorerwähnten Lagerstätte P e t k o v i c hdurch A. TORNQUIST h a t auch Einlagerung von Eisenglanzlamellen in die d u n k l eMagnetitabart festgestellt.
Ein lagerstättenmäßiges Zusammentreffen von Eisenglanz- wie I l m e n i t a n r e i c h e r u n g mit Chromit ist auf balkanisch-anatolischen Lagerstätten meines Wissens nirgends
befunden worden.
Auf Einzelverwachsungen Chromit-Ilmenit von außerbalkanischen Fundstätten
wurde bereits hingewiesen.
Einschlüsse von Eisenglanz in den Chromitbändern des B u s h v e l d - K o m p l e x ,Rhodesien, sind nach S C H N E I D E R H Ö H N - R A M D O H R verbreitet.

Von O x y d e n ist K o r u n d A1 2 0 3 anzuführen, der auf Chromerz tragenden
Peridotiten da und dann gefunden wird und dort ebenso wie Chromit
liquidmagmatischer Entstehung ist.
H I L B E R - I P P E N [275] haben blauen Korund, Saphyr, als Einzelfall in einem dern o r d g r i e c h i s c h e n Chromit führenden Peridotit-Serpentine nachgewiesen.
Seit langem bekannt sind die Vorkommen von Korund auf gemeinsamer Lagerstätte
m i t Chromit in den Peridotiten von N o r d - C a r o l i n a , USA. (CIRCEL [636], S. 10).
Hingegen hält in S i b i r i e n Korund von Peridotit und Chromit weiten Abstand und•erscheint erst zusammen mit Spinellen in den Gabbros (siehe S C H N E I D E R H Ö H N [791],
S. 87).
Entmischung von Korund aus Ilmenit der Titanomagnetitdifferentiate beschreibt
P . RAMDOHR [770].
H . S C H N E I D E R H Ö H N [792a]: Rutil als „ G a s t " in Chromit || (111).

Etwa hier einzufügen wäre der seltene Fund von derbem R o t k u p f e r e r z CuO (primär ?) als Rollstück, das bei R a d u s c h a gefunden wurde und mit
größter Wahrscheinlichkeit dem dort anstehenden Serpentin entstammt.
Ein kurzer Hinweis gebührt noch dem D i a m a n t in der P a r a g e n e s e
des Chromits.

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L. R E I N E C K E [678] h a t von den Serpentinvorkommen B r i t i s c h - N o r d k o l u m b i e n s
Chromerzkörper angeführt, deren Chrompikotit sich winzige Diamanten zugesellen.
Siehe auch A. H. P U R D E E betreffend Diamant in Chromit [883], ferner H . D. MISER
und CL. S. ROSS [673] über Diamant führende Peridotite in A r k a n s a s , USA.,
H . M E R E N S K Y [873] über Diamant in Hornblendediabasen S ü d a f r i k a s , in Diabasen
A u s t r a l i e n s , u. a. — Auch aus B ö h m e n ist der F u n d winziger Diamanten zusammen
mit Pyrop im Eklogit führenden Serpentin von D l a s c h k o w i t z bekannt geworden(ESKÖLA [694], S. 365).
KOOLHOVEN (cit. bei H. HESS [741]) hat Diamant führende Peridotite aus Südostborneo beschrieben, die auch NiO-, V- und Cr 2 0 3 -haltig sind.
Vermutbar in Zusammenhang mit den Peridotitvorkommen des U r a l sind von dort
auch vereinzelt Diamantfunde gemeldet (F. HERMANN, Diamanten, Wien 1948).
Die genetische Beziehung des Diamants zu ultrabasischen Gesteinen ist von den
Diamant führenden K i m b e r l i t r ö h r e n und -gangen S ü d a f r i k a s her besonders bekannt(A. L. du TOIT [60] u. a.). Die Füllung dieser tiefreichenden vulkanischen Durchschlagsröhren, Pipes, ist brecciöser, hoch zersetzter Ghmmerperidotit. Eingeschlossen in
Kimberlit finden sich nach E . K A I S E R - H . S C H N E I D E R H Ö H N [616] außer Nebengesteinseinschlüsse auch Bestandteile eruptiver Entstehung: Eklogit, Harzburgite, Pyroxenite, Bronzitite, kurz die ganze Serie eines ultrabasischen Zyklus, vereinzelt Olivin,
Diopsid, Chromdiospid, Enstatit, Phlogopit, Granat, Ilmenit.

Ganz anderer Art ist es, wenn mehr zufällige Lagerungsverhältnisseoder besondere epigenetische Bedingnisse mitunter balkanische — auch
alpine — Chrom führende Serpentinvorkommen mit elementarem Kohlenstoff als Graphit in Verbindung bringen.
Solches ist im Kontaktbereich des Chrom-Serpentins von G o l e m o - K a m e n i a n e in
Ostbulgarien zu beobachten, der — örtlich — unmittelbar an hochgraphitischen Schiefer
grenzt, ähnliche Beobachtungen bestehen auch vereinzelt an Serpentinen M a z e d o n i e n s .
I n O p p e n b e r g i m E n n s t a l der Steiermark liegt der einzige mir bekannte Fall vor,
wo Kohlenstoff als Flinzgraphit in die Bestandmasse der ultrabasischen Serie selbst eintritt, u. zw. sprenkelig verteilt im Eklogitamphibolit, welcher den Chromerz führenden
Serpentin randlich umwallt. Kiese als Begleiter deuten aber eher auf nachträgliche
Graphitbildung.
Ein Hornblendegestein als Grenzfelsbildung des Peridotits am Pettenkopf im S t u b a c h t al, Hohe Tauern, enthält n a c h E . W E I N S C H E N K [453] reichlich Flinzgraphit eingestreut.

S u l f i d e sind sparsam, aber auch nicht allzu selten als Begleiter vonChromit genannt. E i s e n s u l f i d e , E i s e n n i c k e l s u l f i d e und K u p f e r s u l f i d e spielen in Sonderfällen eine gewisse Rolle.
Allein oder in Gesellschaft von Sulfiden finden sich N i c k e l - K o b a l t A r s e n i d e als Chromitbegleiter.
Den Eisensulfiden der Chromitanhäufungen angeschlossen kann P l a t i nhinzutreten, als Element oder als Sulfid, und die ihm angereihten Metalle
Palladium, Osmiridium usw. Aber auch ohne Sulfidbegleitung erscheint
Platin zusammen mit Chromit.
Gerade unter den geologischen Bedingnissen der Balkanchromitvorkommen ist immer mit Vorsicht zu beobachten, ob auftretende Sulfide
auch tatsächlich in primärem AusscheidungsVerhältnis zu Chromit stehen
und nicht etwa erst später, gespeist aus Exhalationen benachbarter junger
Intrusiv- oder Extrusivgesteine, entlang Randstörungen der Erzvorkommen
in die Chromitmassen eingetreten sind. Auch für letztere Fälle sind Beispiele zu erbringen (Lojane in Mazedonien, Ostbulgarien u. a.).
Der Magnetit, welcher komagmatisch mit Chromit die öfters genannte Lagerstätte
P e t k o v i c h (Nord-Prizren, Mazedonien) aufbaut, enthält Einschlüsse von K u p f e r k i e s ,aber auch die Kornzwickeln von Magnetit und Chromit sind von Kupferkies erfüllt.
TORNQUIST fand im gleichen Magnetit seltene Einschlüsse von lamellarem K u p f e r g l a n z , Cu a S, ferner selbständig in kurz-prismatischen Säulen Millerit, NiS.
Nach P. L E P E Z [287] bilden Kupferkies, Magnetkies und Schwefelkies zusammen
mit Chromit magmatische Schlieren im Serpentin von J a v o r n i c a in Nordgriechenland.

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Vollanalysen mazedonischer und serbischer Derberze haben da und dann kleine bis
spurenweise Mengen von SO a aufgezeigt, die auf winzige Sulfideinschlüsse zurückzuführen
sind.
I n den Anschliffen rumänischer Chromite von O r s o v a an der Donau h a t P E T R U L I AN
[190] als mit Chromit gleichzeitige Ausscheidung die Sulfide N i c k e l i n (Rotnickelkies NiAs),
C o b a l t i n (Kobaltglanz, CoAsS) und den rhombischen C u b a n i t (CuFe 2 S 3 ) nachgewiesen.
Gabbropegmatit von Nergizlik, Ostanatolien, enthält nach W U K E R S L O O T H [362]Einschlüsse von Kupferkies des pneumatolytisch-hydrothermalen Stadiums.
Die genetische Verknüpfung von Chromit mit Rotnickelkies h a t M. DONATH [36]von der Lagerstätte Los Jardes bei Carratraca unweit M a l a g a , Spanien, dargetan: das
Muttergestein dieses Chromits ist ein plagioklashältiger Olivinpyroxenit; Nickelin als
fraglich primärer Einschluß in Chromit u n d als Füllmasse der Kornzwickeln des reichliehkorrodierten Chromits, aber auch Nickelin jünger als die Silikate. Anscheinend liegt eine
Entwicklung des Erzgesteines in gabbropegmatitischer Richtung vor.
Derberz Rotnickelkies in einer Gabbropegmatitgangschliere des Dunits von
G o r a n e e , Raduschamassiv [64] ist- schon ohne Chromitbegleitung ausgeschieden,
Chromit blieb ausschließlich im basischeren Peridotit zurück.
Die Arbeiten von P . RAMDOHR [772 b , c] über die Ni- und NiPb-sulfide Heazlewoodit und Shandit in Verbindung mit Chromit, über die Fe-Ni-minerale Awaruit, Souesit,
Josephinit in Nuggetgrößen im Serpentin, fanden S. 313, 314 Erwähnung.

Die vermeinte verwandtschaftliche Beziehung des Molekülaufbaues von
P e c h b l e n d e und Chromit haben A. S. EVE von der Mc. Gill. Univ. in
Kanada veranlaßt, Chromit von Quebec auf Radioaktivität zu prüfen (cit.
DENIS [640], S. 33), die Indikation war ganz schwach.
Die B e z i e h u n g v o n C h r o m i t zu P l a t i n , die etwaige Möglichkeit,
auch auf balkanisch-anatolischen Chromerzvorkommen Platinführungzu entdecken, hat selbstverständlich schon öfters bergbauliches Interesse
in den Harnisch gejagt, wenngleich es bisher dort nirgends gelungen ist,zu einwandfreien Funden Pt-haltiger Lagerstätten vorzukommen.
Wohl sind aus Bosnien und Mittelserbien, vereinzelt auch einmal aus Südserbien,
Nachrichten von Platinfunden in die Zeitung geflattert, einer ernsten Nachprüfung habensolche Vorkommen bisher niemals standgehalten, schon gar nicht dort, wo Reichfunde
gemeldet waren. Gewiß wäre bereits die Feststellung unbauwürdiger Pt-Gehalte vonInteresse, ich verfüge leider über keine solchen Angaben. Freilich stößt gerade die Bestimmung niedriger, wirtschaftlich unwertiger Pt-Gehalte sehr oft auf Schwierigkeit inder einwandfreien Durchführung solcher Analysen (häufige Fehlanalysen durch„erratisches" Platin in den Labors! usw.).
Körner von Platin und Osmiridium in beachtlicher Größe und Menge, typischgerundet wie nach Seifenherkommen, wurden mir 1936 in Belgrad gezeigt, angeblich aus
Chromitsand von V e l u c e , westliches Morawatal, Serbien, herausgewaschen. Die Überprüfung im Terrain ließ die Funde nicht wiederholen.
Auch von der Goldseifengewinnung, die zeitweise in O s t s e r b i e n in Gang war, sind
mir nennenswerte Pt-Gehalte der Goldschliche nicht bekannt geworden; allerdings
handelt es sich u m Dedritus hauptsächlich von Oxydationszonen der Andesitgoldbereiche,
aber auch basische Gesteinsmassen werden dort vom Abtrag betroffen.

Wenn aus den Vergleichen der erprobten, Pt-bergenden Chrom-PeridotitGebiete etwa des Urals und Südafrikas versucht wird, Rückschlüsse für
die balkanisch-anatolischen Chromserpentingebiete zu ziehen, zeigt sichallerdings bald, daß mit der Platinführung der bekannten Pt-Lagerstätten
gewisse Eigentümlichkeiten der mineralogisch-petrographischen Bedingnisse als auch der örtlichen Magmenentfaltung verbunden sind. Im nächstfolgenden Abschnitt IV, wo es darum geht, den Gesetzlichkeiten desmagmatischen Innenbaues der Peridotitintrusionen von Balkan-Anatolien
nachzuspüren, wird auf diese Beziehungen noch zurückgekommen. Vorläufig seien die mineralogischen und petrographischen Bedingnisse vonPeridotitzonen mit bekannter Pt-Führung nur so weit kurz gestreift, um©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at360
die Gegenüberstellung zu den Verhältnissen auf der Balkanhalbinsel undin Anatolien, wo man Pt-Lagerstätten bislang nicht kennt, zu erleichtern.
Voran seien die p r i m ä r e n P l a t i n v o r k o m m e n d e s U r a l an dem Beispiel des
klassischen Vorkommens v o n K r a s n o - U r a l s k im Nischni Tagil-Dunitmassiv mit einigen,hier besonders interessierenden Angaben gekennzeichnet. Anläßlich der Uralfahrt desInternationalen Geologenkongresses 1937 hatte ich Gelegenheit, das Vorkommen unter
Führung von Prof. A. N. ZAVARITSKY in eigenem Augenschein kennen zu lernen. Ich
verweise auf den geologischen Führer des Internationalen Geologenkongresses und den
entsprechenden Abschnitt von Prof. A. N. ZAVARITSKY und A. G. B E T E K H T I N[552], von dem hier Abb. 129 wiedergegeben wird, auch auf die e i g e n e Berichterstattung
im Jahrbuch 1939 Geol. Anstalt Wien [540]. D a s mäßig serpentinisierte Dunitmassiv,
meridional gestreckt mit 10 km Länge und 2—6 km Breite, ist von einer Pyroxenitschichtumrahmt, ähnlich wie Balkanperidotit von Amphiboritgürteln, und grenzt damit allseitsan Gabbro. Der Ringaufbau des ultrabasischen Massivs ist aber nur scheinbar vonschlotähnlicher Form, in Wirklichkeit herrscht s t o c k w e r k s a r t i g e r A u f b a u , D u n i tzutiefst, darüber Pyroxenit und dann Gabbro, durch nachträgliche Verbiegung und auch
Erosion ringförmig herausmodelliert. — Der D u n i t ist nicht immer reiner Olivinfels,
sondern birgt, manchmal schütter, manchmal dichter, Pyroxenstreuung. Die primären
P l a t i n v o r k o m m e n sind in den zahlreichen, unregelmäßig verstreuten, meist ziemlich
kleinen C h r o m i t s c h l i e r e n verkörpert; der P l a t i n b e r g b a u ist ein C h r o m b e r g b a u ,doch ist Platin mit freiem Auge in der Regel nicht sichtbar. Auch die akzessorische
Chromitführung ist platinhaltig. Textur und Struktur der Chromitvorkommen gemahnen
an den Typus Kavir Odjak im mazedonischen Raduscha-Chromerzrevier: streifiges,
bänderigsträhniges Chromerz, z. T. in Nestern, z. T. in Schlierenplatten mit Texturenähnlich negativem Leoparderz. Erst u. d. M. enthüllt sich im Krasno-Uralsk-Chromit
Frei-Platin, z. T. mit Chromit verwachsen. Für den Bereich der Pt-führenden Chromitvorkommen Krasno-Uralsk ist bezeichnend das Auftreten von miarolithischen H o h l r ä u m e n , erfüllt mit c h r o m h a l t i g e n S i l i k a t e n , Uwarowit, Fuchsit, Diopsid, Vesuvian;vereinzelt würfelförmige Kriställchen von chromhaltigem Perowskit (CaTi0 3 ). Seltenersind S u l f i d e in diesen Hohlräumen: Pentlandit, Magnetkies, Cubanit-ähnlieher Kupferkies, jedoch k e i n e primären Platinsulflde. — Bemerkenswert, daß in diesem Dunitmassiv
einmal Gas erbohrt wurde: H 2 = 66-5%, N 2 + Edelgase = 10-7%, CH 4 = 9-5%, 0 2 = 3-8%,
kein He.—Freiplatin einschließlich begleitende Platinmetalle sind ersichtlich n a c h Chromit'u n d v o r den Silikaten kristallisiert.
Das M e r e n s k y - R e e f i n S ü d a f r i k a läuft als P l a t i n f ü h r e n d e s
Feldspatp y r o x e n i t b a n d , von einzelnen C h r o m i t b ä n d e r n begleitet, konform der magmatischen Schichtung durch den oberen Abschnitt der sogenannten „Kritischen Zone derDifferentiation" des Bushveld-Igneous Complex (siehe Tafel I X ) . Das Grundgesteindieser Zone ist ein Diallagnorit, in dessen tieferen Abschnitt die eigentlichen „Chromitflöze", 2—3 an der Zahl, 1—4 m mächtig, vom Anorthosit begleitet, ebenfalls flächenhafte
Verbreitung einnehmen. Der Chromit dieser Flöze ist ein frisch erhaltenes Körnergemenge von Chromit, Bronzit und Plagioklas, als Chromitit bezeichnet. Ich folge bei
dieser knappen Kennzeichnung den ausgezeichneten Darstellungen von A. L. HALL [598],
P. A. WAGNER [626] und den Zusammenfassungen von H. S C H N E I D E R H Ö H N [616]. —Eine grobe vergleichende Einsicht in das Gesteins- und Erzmaterial des Bushveld war mirseinerzeit an der Aufsammlung möglich, die der verstorbene Direktor der Geologischen
Bundesanstalt Wien Hofrat W. HAMMER von seiner Südafrikafahrt 1929 mitbrachte.
I m Vertikalabstand von mehreren 100 m über den Chromititflözen entfaltet sich der
M e r e n s k y h o r i z o n t : 0-8—1-5 m ausnahmsweise bis 9 m mächtig, oft unmittelbar v o n
Anorthosit überlagert, im Liegend z. T. von scharf ausgeprägten C h r o m i t b ä n d e r n u n d-nestern gefolgt. Am M i n e r a l b e s t a n d d e s R e e f e s haben teil: Olivin, Bronzit, Diallag,,basischer Plagioklas u n d Sulfide, letztere 2—3 (bis 10%) der Gesteinsmasse ausmachend.
Unter den S u l f i d e n herrsehen: Magnetkies F e S ( + x S ) , Pentlandit (FeNi)S, Kupferkies.
(FeS) 2 Cu und Ni-haltiger Pyrit. P l a t i n und Platinmetalle sind im Gitter der Fe-NiSulflde enthalten; Kupferkies als jüngstes Sulfid ist Pt-frei, auch Chromit und die Silikate
enthalten kein Platin. — Sperrylith (PtAs 2 ) und Cooperit (PtS 2 ) erscheinen nur in der
Oxydationszone (SCHNEIDERHÖHN-MORITZ [617].
Bemerkenswert der höhere Serpentinisierungsgrad im Bereich der Pt-Vorkommen
gegenüber dem frischen Gesteinszustand der Chromitflöze (A. L. HALL). Zum Unterschied von den Pipes scheinen hier die Chromitbänder keine ansammelnde Wirkung auf
die Platinausscheidung ausgeübt zu haben.

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361
Nicht mehr in unmittelbarer Beziehung zu ultrabasischen Gesteinen, doch mit c h r o m haltigem Chlorit unter den Nebenmineralen (Quarz, Eisenglanz, Schwefelkies, Serizit)
stehen Gangvorkommen mit gediegen Platin in T r a n s v a a l ; F . B E H R E N D [592]beschreibt die Verwachsung von Platin mit Eisenglanz und hebt hochtemperierte Bildungsbedingungen hervor.
Die P i p e s sind ein zweiter Typ der s ü d a f r i k a n i s c h e n P l a t i n v o r k o m m e n ; hier ist
ein Teil der Platinanreicherungen auffällig an die vorhandenen Chromitschollen gebunden.
Südafrika ist das Land der Pipes, der plutonischen Durchschlags-, richtiger vielleicht
Durchdringungsröhren, die als Ventil besonderer tiefenmagmatischer Vorgänge gelten
müssen und anscheinend auch in der tektonischen Struktur dieses Erdkrustenteiles ihre
Vorbedingungen haben. Pipes sind in Südafrika nicht allein auf den basischen Gesteinszyklus beschränkt — Hortlionolith-Dunit-Pipes mit Platin, Kimberlit- (brecc. Glimmerperidotit)-Pipes mit Eklogit, Diamant usw. sondern auch die sauren Gesteinszweige haben
ihre Pipes (granitische Zinnpipes von Zaarplaats u. a.).
Die P t - f ü h r e n d e n D u n i t - P i p e s in Südafrika nach dem Typus der Vorkommen
von Mooihock und Onverwacht (siehe Abb. 135 und die Darstellungen von A. L. HALL,
P . A. W A G N E R , H . S C H N E I D E R H Ö H N , H . M E R E N S K Y ) u. a. setzen als Gesteinsschlote
von kreisrundem bis ovalem Querschnitt, 100—200 m im Durchmesser mit annähernd
vertikaler Achse durch die mehr minder flachen Gesteinszonen der „Kritischen oderDifferentiationszone" des Bushveld-Complexes (Abb. 135). Der D u n i t ist von besondererArt, nicht von gewöhnlichem, magnesiareichem Olivin zusammengesetzt, sondern voneinem der beiden eisenreichen Abarten Hortonolith oder Hyalosiderit; in ganz kleinem
Anteil sind im Dunit Glimmer, Diallag, Hornblende, Chromit und Magnetit enthalten.
Der Pt-führende H o r t o n o l i t h - D u n i t ist ein recht auffälliges schweres Gestein, körnig,
kristallin, Kolophonium-braun bis schwarz, fettartig glänzend, von undeutlichen Spaltungsflächen durchzogen. Mitunter ist pegmatitisches Gefüge bezeichnend.
Der Dunitschlot h a t petrographisch etwas differenzierten, mantelförmigen Aufbau, im
K e r n de s D u n i t s c h l o t es finden sich d i e h o h e n P t - W e r t e , v o n F r e i p l a t i n herrührend,
meist mikroskopisch fein verteilt, manchmal auch dem freien Auge sichtbar. Nur dort, wo
flözartige C h r o m i t b ä n d e r des die Pipes umgebenden Norits vom Dunitschlot durchstoßen
werden und Chromitschollen als Einschlußrelikte im Schlot erhalten blieben, ist auch seitlich entlang der Chromitführung eine b e d e u t e n d e P t - A n r e i c h e r u n g vor sich gegangen.
Daß die Chromitflöze, wenn auch in Schollen aufgelöst, doch noch einigermaßen
horizontmäßig (siehe Profile nach S C H N E I D E R H Ö H N [616] und W A G N E R [626])
innerhalb der Schlote ihren Zusammenhang bewahren konnten, wirft Licht auf
I n t r u s i o n s m e c h a n i s m u s und M a g m e n b e s c h a f f e n h e i t des Schlot-Dunits: nicht
um eigentliche Explosionsröhren kann es sich gehandelt haben, sondern um ruhigeren,langsam hochfräsenden Magmenanstieg. Dieser und die sehr wahrscheinlich z ä h f l ü s s i g e
Beschaffenheit des eisenreichen Dunitmagmas ermöglichten, daß das Chromitflöz siebartig durchscheuert wurde, wobei Schollen des Chromitflözes gleich an Ort und Stelle eingehüllt belassen blieben, während zwischendurch der Magmenhochstieg ungestört weitergehen konnte. H . M E R E N S K Y [610] bemerkt auch ausdrücklich, daß das Durchsetzen
der Pipes durch noch nicht völlig erstarrte basische Massen stattgefunden haben mußte *).
I m bedeutenden Platinland K o l u m b i e n , Südamerika, spielt ähnlich wie auch im
Ural, das Seifenplatin die Hauptrolle. Funde von Platin auf primärer Lagerstätte sindauch in Kolumbien gemacht, im pyroxenitischen Anteil basischer Massive; Chromit ist
anscheinend unbeteiligt.
I n jüngster Zeit hat COTELO NEIVA [462 a] mit Platin vergesellschaftete Chromitlagerstätten in Hornblende und Pyroxen führenden Peridotit vorkommen aus Nordostportugal beschrieben: Platin, zugleich mit Pyrit als winzige Einschlüsse in Chromit, demsich Magnetit zugesellt.

Wird versucht, die p r i m ä r e n P l a t i n v o r k o m m e n der W e l t inihrer fallweisen B e z i e h u n g zu C h r o m i t und gleichzeitig in ihrer Eino r d n u n g zu O r o g e n t y p u s u n d zu N i c h t o r o g e n t y p u s basischu l t r a b a s i s c h e r G e s t e i n s e n t w i c k l u n g e n zu übersehen, so kommt
man ungefähr zu dem Bild der nachstehenden T a b e l l e 2.
*) G. F I S C H E R (Granit und Sial, G. Rdsch. 39, 1. 1951) sieht in dem Vorhandensein
restlicher Chromitschollen in den Pipes Anzeichen „metasomatischer" Verdrängungsvorgänge beim Magmenhochstieg, also ebenfalls nicht die Wirkung von Durchschußröhren.

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Tabelle Nr. 2

Primäres Platin und seine fallweise Beziehung zu Chromit (Cr) in basischen Gesteinskomplexen.

Genetische Übersicht a n Beispielen wichtigerer L a g e r s t ä t t e n - V o r k o m m e n u n t e r V e r w e n d u n g von L i t e r a t u r a n g a b e n n a c h B E R G
B E T E K H T I N [529], D Ü P A R C [537], H A L L [598], V O N Z U R M Ü H L E N [612], T Y L E R U N D S A N T M A Y E R [815], W A G N E R
W Y S S O T Z K Y [548], Z A V A R I T S K Y [550] u . a.
Die beiden Haupttypen der basisch-ultrabasischen Plutoneinheiten und deren

Vorwiegend Freiplatinohne

Pt-führende
Gesteinsanteile

A. Orogentypus(Spaltung, Aufstieg und
Kristallisation der basischen Gesteine sind einem
Orogenzyklus einordenbar; meist sind dieseGesteinskomplexe auchnach der Erstarrung vonOrogenese erfaßt und in
Orogengürteln eingebaut)entspricht z. T. dem„uralischen Pt-Typus"
nach P. A. WAGNER
u. H. SCHNEIDERHÖHN, in Mg-reichen
Duniten

DunU
Ural
mit Mg-reichem Oli(Krasno-Uralsk)
Nevada (U. S. A.)
vin (z. T. auch etwas zusammen mit Cr.
mit Au und Cu.
pyroxenführend wie
Abessinien z. T.
Krasno-Uralsk)

Pyroxenit

Gabbroid-dioritischpegmati tisch.

Fremdsulflden

in Pt-Sulfiden Sperrylith PtAs 2 , Cooperit Pt (AsS), Stibiopalladinit Pd 3 Sbusw.

Bemerke? hieher U. S. A. Oregon, Alaska, Kalifornien, Nevada, z. T. mit Au primär.
Die OoKejreji-Pt-Führung in
Ural und Afrika ist meist
mikroskopisch fein verteilt.
Die Pt-Sulfide sind z. T. mit
freiem Auge sichtbar.
Sulfide begleiten spärlich auch
Uralplatin (Pentlandit, Magnetkies, dem Cubanit ähnlicher
Kupferkies).

? hieher Sierra
Ronda (Malaga, Südspanien).
Kolumbien.

N. S. Wales (Australien) in Diorit.

[697],[626],

Vorwiegend gebundenes Platin(kein oder wenig Freiplatin)

mit
FremdsulfidenCO

Wyoming U. S. A. (In Kolumbien z. T. P t auch(Sperrylith mit Cu- inhydrothermalen RestlöSulfiden in Diorit).
sungen — Quarzgänge I).
Pt im Dunit Neuseelands mit Gabbro.

Sierra Leone (Westafrika), N. S. Wales (Australien).

KeinescharfeTrennung
zwischen Orogen- u. Anorogen-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.atDunit
mit Fe-reichem Olivin (Hortonolith,
Hyalosiderit)
Mantelförmige Pipes

B. Anorogentypus(Ausgereifte Kristallisationsdifferentiationin
situ, unbeeinflußt vonBewegung während derErstarrung; Vorkommen
zumeist außerhalb dererdumspannenden Orogengürtel gelegen)
Pyroxenit
entspricht z. T. dem
flözartig in magma, ,Bushveld-Pt-Typus"
nach P. A. WAGNEB tisch geschichteten
Massen.
u. H. SCHNEIDEB- basischen
HÖHN, in Fe-reichen
Duniten.

Gabbroid-noritisch diabasporphyritisch.

Südafrika (spärlich
Sulfide, reich an P t :wo . grobkörnig pegmatitische
Textur,wo
Hornblendesprossung und Glimmer in Dunit und
wo Cr).

Merensky-Reef
in
Südafrika (Pyroxenit
bis Feldspatpyroxenit) mit Sulfidgesellschaft : Ni-Pyrit, Magnetkies, Pentlandit,
Cu-Kies und Cr, diebeiden letzteren Ptfrei.
Great Dyke (Südafrika)

Ni - Magnetkiesmas- Transvaal z. T. mit
sen vom SudburyCr.
typ in Kanada (im Sibirien ? (Jenissei,
Norit) mit sehr ver- P t in Diabasporphyeinzelt Cr.
ritenj.
Sierra Leone z. T.

typus der basischen Komplexe,sondern Übergänge!
[Die Zusammensetzung des Pt
hinsichtlich Beteiligung anderer
Pt-Metalle, in Beziehung gesetzt zu den Vorkommentypen, wäre eine untersuchenswerte Aufgabe, hiezu fehlen
zur Zeit die Unterlagen.]
Die Sulfidmenge im MerenskyReef beträgt 2—3% der Gesteinsmasse ; Pt-Sulfide (Cooperit) erscheinen reichlich doch
nur sekundär, ebenso SperryUth nur in der Oxydationszone.
In Südafrika sind Pt-Sulfide
z. T. von Seite der basischen
Plutone metasomatisch in Dolomit angereichert;
fallweisegeht P t auch in Pegmatite
und in Quarzgänge der hydrothermalen Restlösungen ein(cit, BERG).

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364
Im O r o g e n t y p u s der basischen Komplexe — hieher gehören die
Peridotitgebiete der Balkanhalbinsel und Kleinasiens — geschahen Spaltung,
Kristallisation und Kristallisationsdifferentiation aus dem Magma oderaus der Magmenabfolge zwar statisch, aber doch unter mehr oder minder
hervortretenden Anzeichen von Magmenunruhe während der magmatischen
Phase, in der petrographischen Ausbildung, in Lagerung und in den Strukturund Texturverhältnissen sich verratend. Meist bleiben diese Bereicheauch nach der Erstarrung unruhig und werden in Vorgänge der Orogeneseeinbezogen.
Im A n o r o g e n t y p u s basischer Komplexe überwiegt der Vorgang
ruhiger Kristallisationsdifferentiation während der ganzen Dauer dermagmatischen Entfaltung. Freilich besteht auch unter diesen Bedingungennicht immer einheitlicher, einmaliger Magmenhochstieg, sondern auchhier oft Magmenabfolge, so daß die Gesetzlichkeiten von Kristallisationsdifferentiation wieder verwischt werden können. Die Einflüsse nachfolgender
Orogenesen auf Vorkommen dieses Typus, der von Haus aus sich in stabileren
Erdkrustenteilen breit macht, sind in der Regel bescheiden.
Beide Typen sind durch Ü b e r g ä n g e miteinander verbunden, ja jeder
Typus enthält wohl überall auch Züge des anderen in sich.
Das im Dunit verankerte Platin des U r a l ist dem Orogen-typus der Peridotite
Untertan; das Freiplatin sammelt sich im Bereich der Chromitvorkommen, haftet mit
Vorliebe unmittelbar an den Chromitausscheidungen. Ähnlich vollführt das Freiplatin
der Pipes im anorogenen Bushveld S ü d a f r i k a s beträchtlich Anreicherung dort, wo ihm
Chromitschlieren in den Weg treten. Die Pipes tragen Züge der Magmenunruhe, der gewaltsamen Unterbrechung und Änderung des sonst steten Magmenflusses. I n den Pipes
reichen sich Orogentypus und Anorogentypus der Platinvorkommen und gewissermaßen damit auch der beiderseitigen basischen Zyklen die H a n d ; doch klafft ein beträchtlicher gesteinschemischer Unterschied zwischen beiden Zyklen: U r a l - D u n i t i s t m a g nesiareicher, B u s h v e l d - D u n i t der Pipes eisenreicher Olivinfels.

Die Z u s a m m e n s e t z u n g des F r e i p l a t i n s ist jeweils schwankend.
In den Kristallaufbau des sich ausscheidenden Freiplatins treten außer
Platinmetallen (Os, Ir, Rh, Pd, Ru), die auch selbständig erscheinen können,
Fe und Cu in beachtlichen aber wechselnden Anteilen ein; die Mengenverhältnisse der Fremdbeimengungen stehen anscheinend in keinem bestimmten Verhältnis zum Vorkommentyp.
Platin in den Fremdsulflden Nickelpyrit, Pentlandit und
H. S C H N E I D E R H Ö H N [791] als isomorphe Lösung enthalten.

Magnetkies

i3t

nach

Was fällt nun aus diesen ausführlicher gebrachten Gegenüberstellungenfür die B e u r t e i l u n g e t w a i g e r P l a t i n h ä l t i g k e i t der B a l k a n p e r i d o t i t e ab? Die Zugehörigkeit der Peridotite von Balkanhalbinsel
und Kleinasien zum Orogentypus müßte für dieselben in erster Linie, wenn
Platin überhaupt zugegen ist, Uralbedingungen erwarten lassen: d. h.
Chromitführung in Duniten, etwa unterhalb Pyroxenitschichten, hätte
erhöhte Platinhöffigkeit. Nun besteht aber doch ein leichter Unterschiedzwischen Uraldunit und Balkandunit. Balkandunit stammt von weniger
gasreichem, weniger mineralisatorisch aktivem Magma ab, kennt nicht
die Miarolen mit Silikaten und Sulfiden erfüllt, wie sie nicht selten den
Dunit des Platinreviers von Nischni-Tagilsk auszeichnen. Daher würdeauch Platin, das sich vorwiegend mit der gasreichen magmatischen Endphase verbindet, in Balkanduniten ungünstigere Festhaltebedingungenvorfinden. Für den C h r o m l a g e r s t ä t t e n t y p , an welchen sich das P l a t i n©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at365
von Krasno-Uralsk bei Nischni-Tagilsk angeschlossen hat, sind schon eher
unmittelbare Anklänge an ähnliche Chromitlagerstättentypen des Balkans
namhaft zu machen, der Kavir-Odjak-Typ wurde dafür erwähnt, im folgenden
Abschnitt ist darauf noch Bezug genommen.
Auch die betonte A l k a l i a r m u t der Balkanperidotite, Glimmerperidotite fehlen, und der Mangel an unmittelbarer Verbindung zu Alkaligesteinen — einzig von Orsova ist eine solche bekannt — lassen in diesen
Magmen die leichtflüchtigen Komponenten geringfügig erscheinen. Anders
im Ural, von dessen Peridotitgesteinen öfters primäre Glimmerführung
genannt wird und wo auch Beziehung zu Alkaligesteinsgruppen bestehen,noch stärker solche im Bushveld in Erscheinung tretend, dessen Norite
häufig glimmerhaltig sind.
Die P y r o x e n i t e des Urals weisen geringe Platinhöffigkeit auf, ähnliches
müßte so auch für die Balkanpyroxenite geschlossen werden.
Anderseits sind aber den Peridotiten von Balkanhalbinsel und Kleinasien auch Züge des Anorogentypus aufgeprägt: magmatische Schichtung,innere Zonengliederung, ein gewisser Typ von Chromitvorkommen bringensolche Beziehungen verstärkt zum Ausdruck. Hier sind etwaige Schlüsse
für P l a t i n h ö f f i g k e i t nicht nur von der mineralogisch-petrographischen
Seite her zu machen — ein solcher wäre unbedingt, daß p r i m ä r e Sulfidk o n z e n t r a t i o n in Peridotit auch am Balkan und in Kleinasien immer
p l a t i n v e r d ä c h t i g sein werden — sondern auch vergleichsweise aus derZ o n e n s t e l l u n g eines C h r o m i t v o r k o m m e n s im Stockswerkbau desjeweiligen Peridotitmassivs; im folgenden Abschnitt wird darauf nocheingegangen.
Nichtmetallische Mineralarten, N i c h t e r z e , die mit Chromit zusammengehen, in der Hauptsache S i l i k a t e , sind in der Regel von gleicher Art,wie sie auch das Muttergestein zusammensetzen. Darum ist auch derBegriff „Gangart" nicht mehr recht anwendbar, wie weiter nachstehend
erläutert wird. Olivin und Pyroxene spielen unter den Begleitmineralen
des Balkan-Kleinasien-Chromits in seiner primären Paragenese die Hauptrolle, auf Ausnahmsfälle beschränkt auch basischer Plagioklas.
Olivin als auch Pyroxene können Chromit korrodieren, doch bleiben die Silikate derrein magmatischen Entstehung im allgemeinen chromfrei. Erst im pneumatolytisch.
hydrothermalen Stadium nehmen an Chromit sich heranmachende Silikatneu- und-Umbildungen wie Chromgranat, Uwarowit, Diopsid, Smaragdit, Vesuvian, Glimmer,
Chlorit u. a. auch fallweise Chrom in den Kristallbau auf.

3. C h r o m e r z u n d M u t t e r g e s t e i n .
Für den basischen-ultrabasischen Plutonismus der eigentlichen Orogenb e r e i c h e , wozu auch Balkanhalbinsel und Kleinasien gehören, geben
ganz allgemein P e r i d o t i t e , unter diesen am häufigsten D u n i t , das
Muttergestein für Chromerzlagerstätten ab; seltener sind es P y r o x e n i t e .
In besonderen Fällen sind Chromitanhäufungen in gabbroiden, noritischeii
und dioritischen Gesteinen eingeschlossen.
Anders auf den Chromitlagerstätten nach B u s h v e l d t y p Rhodesiens,
wo die Verknüpfung von Chromit vielfach mit Feldspat führenden basischen
Gesteinen, Gabbro und N o r i t , in Erscheinung tritt, unter Ausbildung
schichtartiger magmatischer Erzhorizonte als Abbild anders gearteter
Kristallisations- und Differentiationsbedingungen, vornehmlich solcher©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at366
der Ruhe, passiver Unbewegtheit während langdauernder Erstarrungsperioden.
Daß aber zwischen diesen beiden Haupttypen trotzdem keine strenge
Unterscheidung herrscht, sondern Ü b e r g ä n g e bestehen, wo auch Chromerzlagerstätten der Balkanhalbinsel sich dem Bushveldtyp nähern, darauf
wird noch mehrfach hinzuweisen sein.
Für den Bereich der Balkanhalbinsel bleibt lagerstättenmäßige Chromitausscheidung außerhalb von peridotitischem Muttergestein bisher unbekannt.
Von Anatolien schildert P . de W I J K E R S L O O T H [362] als Ausnahmefall das Vorkommen kugeliger Chromitaggregate, also Leoparderztypus, von der Örtlichkeit Nergizlik,
12 km südöstlich Iskenderun im Gulemanbezirk Hocharmeniens. Das Erz steckt inmitteneines Stockes von—wohl g a b b r o i d e m — A n o r t h o s i t — b z w . Gabbropegmatit, der aus grobkristalliner Hornblende und Anorthit besteht. (Im allgemeinen ist Anorthosit eher zutitanomagnetitischen Erzausscheidungen geneigt — Beispiel die IlmenitlagerstättenQuebec
in K a n a d a nach J . L. GILLSON [649]).
Kleine linsenförmige Chromerzvorkommen (Durchmesser 1-5 m) innerhalb Gängen
von D i o r i t beschreibt V. J O N E S [663] von S h e r i d a n , Staat Montana, USA. Die
Dioritgänge, wohl etwas metamorph, an 200 m mächtig, setzen in Gneis auf; benachbart
kommt Hornblende-Hypersthenit hoch. Der Chromit ist mit der g r o b k ö r n i g e n Dioritabart (Andesin-Hornblende) verbunden, mit Hornblende u n d Phlogopit bei undeutlicher
Bandstruktur dicht verwachsen, so daß das Erz nur an 20—25% C r 2 0 3 heranreicht.
Aus K u b a meldet B U R C H A R D [635] Chromitfunde in Olivingabbro.
Innerhalb der in noritisches Muttergestein gebetteten Nickelmagnetkiesmasse von
S u d b u r y , Kanada, werden als Seltenheit kleine Chromitschlieren gefunden.
Chromit ist im Olivinnorit des Radautales in Mitteldeutschland nach R a m d o h rakzessorisch zugegen.
I n den Gesteinen des Peridotitkomplexes der S h e t l a n d - I s l a n d s hält sich das Chromerz, ähnlich wie am Balkan, nur an die basischen Glieder ( P H I L L I P S [317].)

Sehr vereinzelt sind C h r o m i t v o r k o m m e n a u s h o r n b l e n d i t i s c h e n
G e s t e i n e n namhaft gemacht worden.
HILBER und IPPEN [275] erwähnen Chromit aus einem Hornblendefels G r i e c h e n l a n d s .
H. S. HORWOOD [658] führt an, daß in der Nickelerzgrube Choate
in der Nähe von Vancouver in Nordamerika, Britiseh-Columbien, MagnetitChromitanhäufungen auftreten; das engere Begleitgestein der erzführenden
Massen, die sich neben Chromit und Magnetit aus Magnetkies, Eisennickelkies und Kupferkies zusammensetzen, ist allerdings auch hier pyroxenitisch, mit Übergängen zu H o r n b l e n d e f e l s als Hauptgestein; nurselten wird basischer Feldspat beobachtet.
Daß einmal C h r o m i t sein M u t t e r g e s t e i n v e r l ä ß t und selbständig
in benachbarte Sedimente eindringt (E. A. V. ZEALLY [628 a]), ist nur
von den Chromitvorkommen S e l u k w e , nachbarlich des G r e a t D y k e
in Südrhodesien, bekannt geworden.
MUSGRAVE [614] gibt hierüber kurze geologische Angaben: der 5—7 km breite,
500 km lange Noritgang des Great Dyke, welcher die Basementschichten durchbricht,
birgt die Chromerz führenden Peridotitlinsen an beiden Rändern. Selukwe liegt bereits
etwas außerhalb und westlich von Great Dyke; der Peridotit, z. T. wohl auch Pyroxenit,
ist hier tiefgreifend verändert zu Serpentin, silifiziertem Serpentin, Talkschichten,
Karbonattalkfels und Chloritmassen.
C h r o m e r z f ü h r e n d sind in Selukwe nur die Talksehichten, Karbonat-Talkfelse
und die silifizierten Serpentine. Die Chromerzvorkommen sind in Gruppen gereiht(O. STUTZER [621] zählt 1912 an 120 Erzkörper!) Der Chromit (51-1% C r 2 0 3 , 11-4%
FeO, 1-4% F e 2 0 3 , 0-5% MnO, 15-2% A1 2 0 3 , 12-7% MgO, 0-9% CaO, 0-5% P 2 O s , 0-5% S,
4-8% SiO a , 1-2% H 2 0 ) ist leicht zerreiblich, siliziumarm. Die Bergbauteufen erreichten
im Jahre 1938 etwa 125 m.

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Der Chromit dringt bei Selukwe aber auch am Rande der talkisierten Peridotitgesteine weg bis auf einige 100 m Entfernung in die benachbarten Sedimente ein, es sind
Sandstein und Konglomerate älter wie Peridotit, und gibt den klastischen Komponentenderselben ein Grundmasse-artiges Zement ab. Das Chromerz im Sediment ist ein fast
amorph erscheinendes hartes, kieselreiches Erz. Auch diese Chromit „offsets" in Konglomerat sind nach ZEALLY [628 a] in dünne Talkhülle eingeschlossen. Die Grundmasse
der Konglomerate enthält Chromit mitunter auch in parallelen Bändern! und führt einen
grünen Cr-haltigen Glimmer, M a r i p o s i t . Die Bildungsweise dieser „offsets" wird verschieden gedeutet, von den Lokalgeologen bald als Injektionseinschübe, bald als tektonischins Nebengestein gedrücktes Erz; K E E P [603] hält an Eindrmgen von Chromitmagma ins
Nebengestein fest, SAMPSON [615] hält Lösungsmetamomatose, als nicht liquidmagmatische Entstehung für möglich.

Ein g e r i n g e r C h r o m g e h a l t ist vielen ultrabasischen Tiefengesteinen
eigen, bedingt durch die akzessorische Chromitkornstreuung.
B a l k a n i s e h e Dunit- und Lherzolithanalysen bewegen sich nach PAVLOVIö [124]im Cr 2 0 3 -Gehalt um 0-2%, Gabbros enthalten nur mehr Spuren, Diabase auch diesenicht mehr.
Füy die u r a l i s c h e n Dunite wird beispielsweise von A. N . ZAVARITSKY 0-5%
Cr 2 0 3 -Gehalt als durchschnittlich angegeben.

In den basischen Ergußgesteinen tritt ein wenn auch unbedeutender
Chromgehalt in Form von akzessorischem Chromit anscheinend ganz zurück.
F . W. B A R T H [694] führt acht Durchschnittanalysen von Plateaubasalten aus verschiedenen Teilen der Welt an, in denen C r 2 0 3 überhaupt nicht aufscheint. Dasselbe giltauch für die vom gleichen Autor mitgeteilten Diabasanalysen.
P. B E A R T H [389] gibt in seinen vollständig durchgeführten Diabasanalysen aus der
S i l v r e t t a , Ostalpen, nicht einmal C r 2 O s in Spuren an.

4. A k z e s s o r i s c h e r C h r o m i t .
Die akzessorische Chromitkornstreuung in basischen, vor allem ultrabasischen Gesteinen ist ein Ergebnis der Kristallisation aus dem Magmaund im besonderen häufig für Dunite kennzeichnend; in Pyroxenperidotiten
ist sie weniger stetig zu beobachten, am ehesten scheinen noch Harzburgite daran teilhaft zu sein.
Chromit akzessorisch tritt ausnahmsweise auch in Gabbros und basischen
Basalten auf (RAMDOHR [771]).
Der akzessorische Chromit erscheint entweder in idiomorphen, wenig
scharfen, meist gerundeten, gelappten oder tiefbuchtig korrodierten
Oktaederchen, Bruchteilen von Millimeter bis zu mehreren Millimeter
groß. Die Korrosionen sind oft vergleichbar mit jenen der Quarzdihexaeder
in Porphyren. Häufiger sind es unregelmäßige, meist abgerundete Kornformen.
M. DONATH [36], der sich mit der Mineralogie des Balkanchromits eingehender beschäftigt hat, betont das Nebeneinandersem von korrodierten und nicht korrodierten
Kristallen.
Ähnliche Beobachtungen erbrachten meine eigenen Schliffe. Auch die Niveaulage
im etwa vorhandenen magmatischen Stockwerksbau ist für die Korrosion nicht maßgebend.
PAVLOVlC vermißt in den Duniten des Zlatibor überhaupt die Oktaederform desakzessorischen Chromits.

Neben Chromit sind es andere Spinellide, die akzessorisch in die Olivingesteinsmasse eingestreut sein können.
KISPATIÖ hat von bosnischen Serpentinen den Magnesiaspinell Pleonast angeführt.
Häufiger auf Balkanperidotiten ist Picotit, chromhaltiger Spinell, in seinen optischen undsonstigen Eigenschaften dem Chromit nahe kommend, doch härter.

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368

I n d e n P y r o x e n i t e n zeichnet sich öfters Chromit durch besonders
scharf ausgebildete Oktaederform, auch durch Wachstum zu beachtlichen
Kristallgrößen (mehrere Millimeter) aus.
Der Chromit der akzessorischen Chromitführung bildet in der Regel
die E r s t a u s s c h e i d u n g oder gehört zumindest, gemeinsam mit Olivin,mit dem er gleichzeitig erstarrt, zur Frühausscheidung. Verwachsung
des Chromits mit Olivin, die sich mitunter in bizarren, Kristallskelettähnlichen gehemmten Wachstumsformen des Chromitoktaeders auslebt,
und Korrosion des Chromits durch Olivin (und auch von Seite Pyroxen)
zeigen ein breites Erstarrungsintervall an (Photoabb. 27).
Ähnliches h a t schon F . ANGEL [380] von akzessorischen Chromiteinsprengungen desSerpentins von Tilisuna im Rhätikon angedeutet; der Chromit ist dort Erstausscheidung,aber auch, ästig wachsend, nach Oktaederform strebend, noch gleichzeitig mit Olivin
verfestigt.

5. L a g e r s t ä t t e n m ä ß i g e C h r o m i t a n h ä u f u n g .
Der Schritt von akzessorischer Chromitführung zu L a g e r s t ä t t e n
b i l d e n d e n A n h ä u f u n g e n v o n C h r o m i t geschieht unter verschiedenartigen magmatischen Teilbedingungen, damit vor allem Unterschiedein Textur und Form der Chromitlagerstätten bewirkend. Von akzessorischer
Chromitkornstreuung bis zur Chromitlagerstätte bestehen alle Übergänge.
Schon dieser Umstand allein läßt a l l e C h r o m i t l a g e r s t ä t t e n d e r W e l t
als p r i m ä r m a g m a t i s c h e r B i l d u n g erscheinen. Eindeutig hydrothermale Strukturen und Texturen fehlen auf Chromitlagerstätten, ebenso
fehlt echte Gangart im Sinne einer Mineralisationsabfolge.
Was da und dort von s e k u n d ä r e r C h r o m i t b i l d u n g berichtet wird,
kommt nie zu Lagerstättenanhäufung vor und bleibt höchstens auf vereinzelte mineralogische Neubildungen beschränkt. Für die Uralvorkommnisse hat sich BETEKTHIN in ähnlichem Sinne geäußert; es bestehen keine hydrothermalen Typen von Chromlagerstätten.
Die mir untergekommenen Dünnschliffbilder sowie alle eigenen Feldbeobachtungen an Chromit waren stets im Sinne primär-magmatischer
Entstehung deutbar.
Frische Beschaffenheit scharfer Chromitoktaederchen in metamorphisierter Umgebung,etwa in smaragditisierten Pyroxeniten, sind fallweise nur Ausdruck der Widerstandsfähigkeit des primär-magmatisch entstandenen Chromits gegenüber gewissen Mineralumbildungsprozessen.
Sekundäre Bildung von Chromit, die B. BAUMGÄRTL [27] seinerzeit am Vorkommen
D u b o s t i c a in Bosnien wahrzunehmen glaubte, wurde bereits von M. DONATH [36]nachgeprüft und abgelehnt (siehe S. 386 und Bemerkung zu W I J K E R S L O O T H [364 b]
auf S. 535).

In der B i l d u n g s w e i s e sind unter den L a g e r s t ä t t e n b i l d e n d e n
C h r o m i t v o r k o m m e n Früh- und Spätausscheidungen vertreten.
Erscheinung von F r ü h - u n d S p ä t a u s s c h e i d u n g des Chromits tritt
nicht selten gleichzeitig an einer und derselben Lagerstätte, besonders
des Stocktypus gegenüber, so auch im großen das breite Erstarrungsintervall des Chromits bekundend.
Die Zugehörigkeit des Chromits zur „early" oder „late magmatic period" h a t im vergangenen Jahrzehnt in Arbeiten der „Economic Geology" breitere Erörterung gefunden(SAMPSON [783] u. a.), nachdem eine vorhergehende Diskusion ( F I S H E R [727]), ob
nicht doch ein größerer Ausschnitt von Chromitvorkommen hydrothermal entstanden zu
deuten wäre, zugunsten überwiegend magmatischer Genesis beendet wurde.

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Die ursprüngliche Kristallausscheidung des Chromits kann verdichtet
sein zur Kristallisationsdifferentiation, wobei im Zuge fraktionierter
Kristallisation gravitatives Absinken, Saigern und Sammeln der Erzkörner eine Hauptrolle spielen. Nebenbedingungen, wie Gehalt an flüchtigen
Bestandteilen, Wasser, können das Ausscheidungsintervall des Chromits
bei sinkender Temperatur verlängern. Aber auch Fälle sind gegeben, wo
reine Liquation, Magmenspaltung, das Bestehen von unmischbaren Teilschmelzen, darunter auch Erzschmelzen, nebeneinander, anzunehmen ist,
wobei für die ursprüngliche Trennung in der flüssigen Masse ebenfalls
gravitative Kräfte in Betracht kommen. Während aller dieser Vorgänge
gehen Korrosion, Anlösen in heißeren Räumen, oder unter sonstigen geänderten
chemisch-physikalischen
Bedingungen(Magmenbewegung,wechselnder Anteil flüchtiger Bestandteile, Konzentrationswechsel usw.)
und Wiederausscheiden vor sich, immer aber u n t e r dem D a c h e e i n e r
g e m e i n s a m e n m a g m a t i s c h e n G e s c h i c h t e vom E r z u n d M u t t e r gestein.
Lokal orientierte magmatische Druckspannungen können F l i e ß g e f ä l l e
hervorrufen, Bewegungstendenzen halberstarrter Massen in noch breiiger
Zwischenmasse bewirkend; aber auch mit regional wirksamen D r u c k und W ä r m e s p a n n u n g e n sowie Wärmegefällen im Magma ist zu rechnen,besonders in der letzten Phase der Erstarrung, der Ur-anlage von Bankung
und Klüftung vorangehend. Beide Faktoren können ihre Wirksamkeit
i n d e r E r s c h e i n u n g s f o r m der C h r o m i t k ö r p e r hinterlassen, die fürdarauf zurückzuführende Vorgänge gleichsam die Rolle „gefärbter
Indikatoren" in der Magmenmasse einnehmen. Besonderheiten in dermagmatischen Bildungsweise, Formprägung und Textur bei Chromitlagerstätten gehen Hand in Hand.
Die f o r m a l e u n d t e x t u r e i l e E r s c h e i n u n g s w e i s e der C h r o m i t l a g e r s t ä t t e n ist von übersehbarer Mannigfaltigkeit, die Lagerstättenformen und Texturen sind als bestimmte Typen beschreibbar, die immer
wiederkehrende, weltweite Verbreitung haben. Die Einheitlichkeit derErscheinungsweisen sowohl beim Muttergestein als auch unter den Chromitlagerstätten sind ein besonderes Kennzeichen dieser basischen Differentiationsvorgänge und lassen auf allgemein gültige Bildungsbedingungenschließen.
Die Chromitlagerstätten liefern in gewissem Sinne einen Sonderfall der Formengesellschaft, welche C. A. WEGMANN [899] zu dem „ophiolithischen Typ von Erzlagerstätten"
zusammenfassen möchte.

Unter den balkanischen Chromerzlagerstätten heben sich zwei H a u p t f o r m e n heraus: die S c h l i e r e n p l a t t e und der S c h l i e r e n s t o c k . Beide
Formen habe ich in Beispielen aus dem Raduschabezirk und aus Lojane
in Mazedonien gelegentlich früherer Arbeiten [63] beschrieben und abgebildet. Um diese beiden Formentypen, Teile ihrer Erscheinungsform
entlehnend und durch Übergänge verknüpft, gruppieren sich die übrigen
Bauformen als Linsen, Bänder, schlauchgang- oder lagerartige Vorkommenusw., nicht zufällig bedingt, sondern den jeweiligen magmatischen Bedingungen Rechnung tragend.
Aus der akzessorischen Chromitkornstreuung entwickelt sich durch
dichtere Häufung der Einzelchromerzkörner ein richtungslos struiertes
dicht und gleichmäßig gesätes S p r e n k e l e r z (scattered ore), Impräg-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at370
nationserzen (dissiminated ore) epigenetischer Lagerstätten ähnlich, manchmal nur unregelmäßige wolkenartige Schwärme bildend, oder schon zu
kleinen bis großausgedehnten S c h l i e r e n s t ö c k e n anwachsend.
Die K o r n g r ö ß e v o n S p r e n k e l e r z übersteigt in der Regel etwas
die der akzessorischen Chromitkornstreuung. Meist haftet das Korn fest
am Nebengestein, gleichsam „angefroren" (B. T. DENIS [640]); stärkere
Serpentinisierung und Folgewirkung von Dynamometamorphose machen
es leichter herauslösbar.
Allmählich, oft auch nur in kurzem Intervall, vollzieht sich bei solchen
unregelmäßigen Sprenkelerzkörpern der Übergang zur massiggedrungenen
Derberzlagerstätte, zum D e r b e r z s t o c k . Schollen von erzfreiem Gesteinsind von ihm umschlossen. Häufig weist das Derberz so dichte Kornpackung auf, daß auch der Serpentin der Kornzwickel verschwunden ist.
Um den massiven Kern des Erzstockes ergreift nach außen häufig eine
Auflösung in Schollen und Nestern Platz. Mitunter endet der massiv
geballte Erzstock unvermittelt mit primärgewundener Grenze am Nebengestein.
Oft ist der Derberzstock von einer Sprenkelerzaureole umgeben; diese
Beobachtung hat schon HENCKMANN [323] 1930 aus türkischen Lagerstätten beschrieben.
Der Name „Imprägnationserz" für sprenkelige Erzkornverteilung des Chromits in
Serpentin, den HENCKMANN anwendet, ist meines Erachtens besser zu vermeiden, da
mit Imprägnation ein Begriff aus der Terminologie der hydrothermalen Lagerstätten
verbunden ist.

Die Q u e r s c h n i t t s d i m e n s i o n e n solcher Erzstöcke von derbem
Chromit reichen von wenigen Quadratmetern bis zu 3000 m2 (Orasje) und
mehr. Die a x i a l e Erstreckung kann bis zu 200 m und mehr betragen.

Abb. 117. L a g e r s t ä t t e n s t ö c k e Chromit im Q u e r s c h n i t t .
a) Horizontalschnitt (vereinfacht) durch den Schlierenstock Orasje-Jankogalerie,
Mazedonien. — Derberz und randlich Sprenkelerz (punktiert) z. T. plattig. — Aus[63].
b) Horizontaler Querschnitt durch den Schlierenstock Zentrale Lojane (Mazedonien)
in der zweiten Sohle. Massives grobkristallines Derberz mit randlieh Schollen
von Derberz und (punktiert) Sprenkelerz. Einfassung durch gestörten, teilweiseschiefrigen Serpentin.

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Die L a g e der S t o c k a c h s e als Längsdimension eines Derberzstockes
zum ursprünglichen Lot des basischen Massivs zu erkennen, bedarf es meist
eines vorgeschrittenen bergmännischen Aufschlußstandes. Unter oberflächennaher Tektonik werden Zerreißungen an der schweren Erzmasse,
die ja Heterogenes im Gesteinsverband darstellt, bevorzugt sich ereignen.

3 cm

o

-i

*

3 cm
*

*

*

Abb. 118. S c h l i e r e n p l a t t e n - C h r o m i t .
a) Sprenkelerz-Schlierenplatten. — (Aus [63]).
1. Handstüek plattiges Sprenkelerz (Belikamen bei Raduscha); 2. Querschnitt
durch die Sprenkelerz-Schlierenplatten von Belikamen; 3. Querschnitte durch eineErzplatte im Abstand 3 m, Endigen im Streichen (Belikamen); 4. Grundrißbeispiel
einer Schlierenplatte.
b) Streifenerz-Schlierenplatte. — Handstück aus dem Abbau Raskop bei Raduscha.
c) Strähniges Streifenerz. Handstück Grube Kavir odjak bei Raduscha.

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Die Tendenz dieser Schollenstörungen ist bei Tektonik unter Raumüberschuß geneigt, ein sekundäres Steilerstellen ursprünglich flach gelagerter
Stockachsen herbeizuführen.
Fälle des s e k u n d ä r e n A u f r i c h t e n s von eher flach ausgebreitet gewesenen Derberzstöcken dürften für die Vorkommen N a d a und O r a s j e des Raduschabereiches inMazedonien anzunehmen sein. Beide Lagerstätten haben in ihrer Bildungszeit die größte
Dimension wahrscheinlich parallel der mäßig schräg zur heute stark geneigt gestellten
Unterlage des Massivs entwickelt gehabt. Sekundär bewirken beispielsweise bei Nada
staffeiförmige Sprünge ein steiles Niedersetzen der Lagerstätte, ähnliches in gemäßigter
F o r m auch bei Orasje. Der Derberzstock der Lagerstätte Zentrale L o j a n e bei Kumanovo,
Mazedonien, paßt sich mit seiner fast vertikalen Stockachse dem dort ebenfalls steil aufgerichteten magmatischen Lagenbau an, Längsdimension des Derberzstockes liegt also
parallel zur magmatischen Schichtebene!

Die S c h l i e r e n p l a t t e leitet sich ebenfalls von der massigen Sprenkelerzstreuung ab, mitunter durch Übergänge mit ihr verbunden. Bei der
Schlierenplatte ist das Chromitkorn, mehr oder weniger gleichmäßig dicht
als Sprenkelerz im Serpentin eingestreut, reihenhaft in parallele vonschmalen tauben Nebengesteinsstreifen getrennte Kornscharen gedrängt,wodurch plattenartige Schlierenkörper entstehen.
Im besonderen sind 2 U n t e r t y p e n von Schlierenplatten ungefähr
auseinander zu halten: solche von reinem Sprenkelerzcharakter, das
S c h l i e r e n p l a t t e n s p r e n k e l e r z (Photoabb. 13), und solche, wo das Sprenkelerz der Erzkornreihen zu dünnen, fast derben Erzstreifen zusammengedrängt ist, das S c h l i e r e n p l a t t e n - S t r e i f e n e r z (Photoabb. 14).
Auf S t r e i f e n e r z p l a t t e n ist die Erzkornverdichtung als eine Folge von pressendem
Zusammendrängen zu betrachten, wobei die Erzstreifen, von tauben Gesteinsstreifen
getrennt, im großen eine strenge Planparallelität bewahren, im kleinen allerdings ausdünnen, linsenförmig an- und abschwellen, auskeilen und wieder ansetzen. Stärker ausgeprägt als bei Sprenkelerzplatten ist hier die Fähigkeit, glattfläehige B l a t t a b l ö s u n g e nparallel den Erzkornebenen, insbesondere am Salband (Grenzfläche), zu bilden.
Auf S p r e n k e l e r z p l a t t e n (Photoabb. 13) ist trotz ausgezeichneter Planparallelität
im großen die Erzkornstreuung, für sich betrachtet, bei ungefähr gleicher Dichte zwangloser, die Parallelität bewirken mehr die tauben Gesteinsstreifen.

Die M ä c h t i g k e i t der Schlierenplatten schwankt, seltener auch anderselben Lagerstätte, letzteres vor allem bei Sprenkelerzschlierenplatten:
es kommen dünne Einzelbänder von Zentimeterstärke vor, häufiger solche
von einigen Dezimeter, aber auch einige Meter Einzelstärke können erreicht
werden. Die fallweise Mächtigkeitszunahme an derselben Lagerstätteergibt sich durch Anlagerung weiterer paralleler Erzkornreihen. An den
Streich-Enden ist ein rasches Ausfingern der Erzkornreihen wahrzunehmen,
ein richtiges primäres Endigen. Oft handelt es sich um z u s a m m e n g e s e t z t e
S p r e n k e l e r z p l a t t e n , durch breitere erzleere Gesteinsstreifen getrennt,
damit die gesamte Plattenmächtigkeit bis auf 15—20 m und darüber
erhöhend, wovon, in mehrere Platten aufgelöst, sich etwa nur die Hälfte
als Erz erweisen kann. Die S t r e i f e n e r z p l a t t e n steigen in ihrer Mächtigkeit in der Regel nicht so hoch an, meist halten sie sich um 1 m und darunter.
Die L ä n g s e r s t r e c k u n g der Schlierenplatten kann völlig unabhängig
von der Mächtigkeit sein und wird, von wenigen Metern bis über 120 m,
in Einzelfällen bis über 200 m beobachtet. Die T i e f g a n g d i m e n s i o n e nsind meist nur ein Bruchteil der Streicherstreckungen.
Verbreiteter sind Schlierenplattenvorkommen mittleren, kleinen und
kleinsten Umfanges als solche bedeutender G r ö ß e n o r d n u n g , wo etwa
einige 10.000 t Erzinhalt verkörpert sind.

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Einen Höhepunkt an Erzinhalt für eine einzelne Lagerstätte von plattigem Sprenkelerz, allerdings verknüpft mit „Kugelerz",.erreicht K a z a n d e r e bei Marmaris (Türkei) mit
etwa 100.000 t.

Die plattigen Sprenkelerzvorkommen sind viel Häufiger als die stockförmigen, beide zusammen liefern den Hauptanteil an „Wascherz" fürdie Chromerzaufbereitung.
Auch in der Sprenkelerzaureole von Derberzstöcken ist lokal plattige
Einordnung der Erzkörner beobachtet worden [63]. In selteneren Fällen
gehen Sprenkelerzplatten über die ganze „Flözöffnung" in Derberzplatten
über.
Vereinzeltes Abweichen von planparalleler Ausbildung mitten in derLagerstätte, F l i e ß f a l t e n b i l d u n g und ähnliche Erscheinungen [63]zeigen deutlich, daß fallweise die Plattenbildung auch ungeregelten Fließkräften unterworfen war.
Bezeichnend für Schlierenplatten ist auch die stets anzutreffende
K o r r o s i o n der Erzkörner, oft geradezu seine fetzige Ausbildung, wasebenfalls auf vorhergehende Wanderung im Magma hinweist.
Der seltene Fall des „Überdeckens zweier Plattenrichtungen" an einer und derselben
Erzplatte war einmalig an der Lagerstätte D e a r bei Raduscha angedeutet und wurde
von mir 1931 [63] neben anderen besonderen Erscheinungen an Schlierenplatten abgebildet und sei des Interesses halber hier (Abb. 119) wiederholt. Ein Erklärungsversuch

Vi

2.)

30

Abb. 119. Besondere Erscheinungen an Erzplatten, (aus [63]). 1.) Andeutung von Überdecken zweier Plattenrichtungen (Dear-Ravniste bei Raduscha), 2.) und 3.) gewellte Erz platten (Oberorasje bei Raduscha).
würde dahin lauten, daß knapp vor Abschluß der Bildung einer Sehlierenplatte eine
sprunghafte Änderung der richtunggebenden Kraft eintrat, die aus der fast fertigen
Sprenkelerzplatte noch einen, zwar kleinen Anteil Sprenkelerz in die neue Richtung zu
drängen vermochte.

Die Erscheinung des B e i b e h a l t e n s g l e i c h e r P l a t t e n s t r e i c h r i c h t u n g e n , auch voneinander entfernter, isolierter Erzplatten im selben
Serpentinmassiv, an anderer Stelle schon von mir beschrieben [6, 36], mußauf weitreichende gleichartige magmatische Spannungsbedingungen zurückgeführt werden.
F ü r das R a d u s c h a m a s s i v in Mazedonien ergab sich bei genauerem Zusehen, daßdie Ebenen der Erzplatten häufig — mit Ausnahmen — einer der Absonderungsfugen desPeridotits entsprechen, u. zw. dem steilgestellten bis vertikalen System der Abkühlungsfugen, die zusammen mit den anders gerichteten Bankungsfugen den blockigen Zerfall
des Peridotitserpentins fördern. Damit ist auch die Wiederkehr der oft auf den Grad genau
gleichen Streichrichtung in weit voneinander entfernten Schlierplatten verständlich,auch in solchen, die in ganz verschiedener Höhe des magmatischen Stockwerksbaues eingeordnet sind. Von Abkühlungsspannungen wäre eben auch am ehesten zu erwarten, daßsie im erstarrenden Magma das Massiv noch im Ganzen beherrschen u n d an der in Gesamtheit immer noch teigartigen Masse, ungeachtet der bereits verschieden weit vorgeschrittenen Erstarrung einzelner Teile, eine einheitliche Wirkung auszuüben vermochten.

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Die Frage nach Beteiligung von außenher wirkender Kräfte, einseitigen Gebirgspressungen,die mit den Abkühlungsspannungen koinzidieren, steht hiebei noch offen. Wirkungenanderer Art einer solchen Beteiligung können aber aus dem geologischen Gesamtbild desMassivs nicht abgelesen werden. — I n diesem Zusammenhang sei hingewiesen, daß z. B .
E R D M A N N S D Ö R F E B (S. 45 [721]) hervorgehoben h a t : Drucke innerhalb hochviskoser
Magmen sind nicht immer rein hydrostatisch, sondern können gerichtet sein und daher
abhängig vom Ort sich verhalten.

Der Betrag der N e i g u n g z u r V e r t i k a l e n , auch die Richtung, inwelcher sich das Einfallen von der Vertikalen weg vollzieht, ist für das
s t e i l g e s t e l l t e System der B a n k u n g s f u g e n wechselnd und in Anpassung
daran wechselnd auch bei den Schlierenplatten.
I m allgemeinen sind im R a d u s e h a b e z i r k , wo diese Beobachtungen sich eindringlich vor Augen stellen, steile bis mittelsteile Neigungen (60—80°) vorherrschend. E sscheint sich für die bereits in flüssigem Zustand vorhanden gewesenen flächig verteilten
Erzkonzentrationen der Schlierenplatten ein S c h w e b e z u s t a n d herausgebildet zu
haben; weitere Saigerung war durch Viskosität verhindert. Selbst dort, wo in ganz
seltenen Fällen Schlierenplatten sich nach der Tiefe anreicherten — viel häufiger findet
ein langsames Ausklingen statt — geschieht die Anreicherung nicht als normale grobkörnige Derberzbildung, sondern meist durch Verdichtung zu einem gleichmäßig kleinkörnigen Reicherz von gleicher Kleinkörnigkeit wie die Sprenkelerzplatte (Abb. 24).

Die Ausbildung der S c h l i e r e n p l a t t e n nach dem bisherigen beschriebenen Typus, R a d u s c h a t y p u s , ist mit den e n d m a g m a t i s c h e n
Erstarrungsbedingungen verknüpft. Die zur Unterlage des Peridotitmassivs mehr minder steil stehenden Bankungsfugen, welcher Ebenenrichtung auch die Schlierenplatten gehorchen, dürfte die älteste Bankungsanlage sein, der im Zuge der weiteren Erstarrung die anderen Systemevon Bankungsfugen unmittelbar nachgefolgt sind. Für letztere sindBeziehungen zur Erzführung nur selten mehr nachweisbar. Ein solcher
Fall, von mir 1931 [63] aus Orasje abgebildet, dürfte hieher gehören.
Daß die Ausbildung der Chromerz-Schlierenplatten schon mehr an das Ende derErstarrungsvorgänge im peridotitischen Massiv gerückt war, bezeugen auch die Verhältnisse, welche zwischen S c h l i e r e n p l a t t e n und P y r o x e n i t e n angetroffen werden. Wiein den petrographischen Bemerkungen dargetan wurde, sind es gerade die Pyroxenite
gewesen, welche, obwohl noch dem magmatischen Hauptzyklus angehörend, weit gegendas Ende der Erstarrungsperiode sich noch verhältnismäßig beweglich, weniger zäh-Abb. 120. „Erzstau" an Pyroxenit. (Aus der Chromitlagerstätte Brun I bei Raduscha.)
Während Ausscheidung von Sprenkelerz E erfolgt noch vor endgültiger Erstarrung
Durchbruch von Pyroxenit Py, damit verbunden Erzstau am Kontakt. — S = gelbbrauner
Dunitserpentin.

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Abb. 121. Bronzitit zerteilt und verdrängt noch nicht völlig erstarrte Chromitschliere.
(Schürf Süd ehem. Wohnhaus Belikamen bei Raduscha.)flüssig als ihre Umgebung verhalten konnten. Dies versetzte sie in die Lage, sich vorgebildeten oder im Entstehen begriffenen Erzplatten lagenweise anzuschließen (Abb. 24,
S.51), sei es zwischen den Platten oder an ihren Bändern parallel zu den Erzkornreihen
Pyröxenitlagen bildend; aber die Pyroxenite waren auch noch imstande, gelegentlich
Quergriffe durch die Erzplatten zu vollführen. Ein solches Beispiel, Erzschlierenplattevon G r e i s a n e bei Raduscha, ist in meiner ersten Chromerzstudie 1931 [63] abgebildet.
Ähnliche Fälle bestehen in großer Zahl; siehe auch Abb. 28.
Auch das s t e t s d u n i t i s c h e B e g l e i t g e s t e i n d e r S c h l i e r e n p l a t t e n vermag
dort, wo es länger eine relativ geringfügigere Zähflüssigkeit bewahrt als die schon halberstarrten ErzkornrSihen, letztere gangähnlich zu durchbrechen (siehe Abb. 76).

Die s t e i l e S c h r ä g s t e l l u n g zur Unterlage der E r z p l a t t e n n a c h
R a d u s c h a t y p , überhaupt die formale Erscheinung der Schlierenplatten
dieses Lagerstättentyps ist vermutlich als Resultierende von endmagmatischen Spannungen und Pressungen, Fließkräften und z. T. gravitativen Sinktendenzen aufzufassen. Wie wäre es anders deutbar, daßauch noch Sprenkelerzannexe der Derberzstöcke von Plattenbildung nachdem gleichen Richtgesetz wie Schlierenplatten ergriffen werden konnten ?
Aber trotzdem ist der Vorgang, wie im einzelnen Schlierenplatten sichbildeten, damit freilich noch dürftig und vage umrissen! Eine Anreicherung,Verdichtung der Chromerzführung in Sprenkelerz-Schlierenplatten nach
der Tiefe, etwa Reicherzausbildung oder Übergang in Derberzlagerstätte
nach der Tiefe, wie es eigentlich einer ausschlaggebenden Mitwirkung
gravitativer Kräfte entspräche, ist im allgemeinen nicht, bezeichnenderweise aber als seltene Ausnahme, zu beobachten. Es ist eher die Vorstellung abzuleiten, daß bereits ursprünglich verdichtete Chromitkornausscheidung erfolgte, unter endmagmatischen Druckkräften als Vorläufer der Abkühlungsbankung parallel geregelt, durch Viskosität an Weiterbewegung und gravitativer Sammlung bald gehindert, im Erstarrungsbild festgehalten sei. Streifenerz ist dann komprimiertes Sprenkelerz.
Die bereits ausgebaute Lagerstätte G r m n i k bei Raduscha (Abb. 24) war für Aufschlüsse über die Genesis der Schlierenplatten besonders lehrreich. Ihr allmählicherÜbergang nach der Tiefe von steilstehender Sprenkelerzplatte zur Reicherzplatte und teilweise Derberzplatte, bei Mächtigkeitserweiterung sowie das darauf ziemlich abrupt
erfolgte sackartige Endigen macht die Beteiligung von Schwerkraftswirkung schierunabweisbar.
Lokal andere Bedingungen herrschten in B e l i k a m e n desselben Serpentinreviers.
Aus steilstehender Sprenkelerzplatte entwickelte sich in raschem Übergang eine flözartige
Derberzlagerstätte, die aber nicht mehr imstande war, steil geneigt zu schweben, sondern
sich ungefähr konform zum herrschenden magmatischen Schichtenbau flach umlegte.

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M. DONATH [36] glaubte im Raduscharevier für die steile Stellung
der Schlierenplatten rein tektonische Ursachen verantwortlich machen
zu müssen und nahm primär-horizontale Ausbreitung der Erzführung an.
Dies trifft keinesfalls zu, wie das seither weiter vorgebrachte, durch reichlich
Bergbauaufschlüsse unterstützte Studium des Innenbaues dieses basischen
Massivs immer wieder erkennen ließ. Aber dort, wo Chromitlagerstättenbildung nach O r m i g l i a t y p u s vor sich ging, wie z. T. auch in Lojane,
bestehen die DONATHschen Vorstellungen von ursprünglich horizontaler
Chromitausbreitung mehr minder zu Recht.
Was für das Raduscharevier hinsichtlich der Schlierenplatten erkannt
wurde, ist auch an vielen anderen Chromerz führenden Peridotitmassiven
der Balkanhalbinsel als auch an solchen Kleinasiens überall dort festzustellen gewesen, wo ähnliche Gesetze des Innenbaues basischer Massive
herrschen. Die Ausbildung des R a d u s c h a t y p s in d e r C h r o m e r z f ü h r u n g beschränkt sich nicht nur auf die geschilderte Ausbildung vonSchlierenplatten, sondern einbegreift auch die Entwicklung einer erzreichen,durch mächtige Chromerzstöcke ausgezeichnenten B a s i s z o n e in Gefolgschaft des inneren Zonenbaues dieser Art basischer Massive. Hierüber
wird im folgenden Abschnitt noch einiges ausgesagt.
Neben dem Raduschatyp von Schlierenplatten, findet sich auch noch
fallweise und auf wenige Chromerz führende Serpentinvorkommen beschränkt, eine f l ö z ä h n l i c h e Einordnung von Sprenkelerz-Chromitbändern, die aber in der Regel nicht mehr streng plattigen Charakter trägt,
sondern wellig verlaufend sich einer Ebene nähert. Diese flözartige Chromerzausbreitung folgt schichtenparallel dem magmatischen Stockwerksbau
eines Peridotitmassivs, hat seine klassische Ausbildung in Ormiglia auf
der Chalkidike und wurde von G. HIESSLEITNER und E. CLAR [269] als
O r m i g l i a t y p bezeichnet. Es finden sich auch Übergänge zwischen
Raduscha- und Ormigliatyp, die vor allem im N des Lojane-Chalkidikeastes der Vardar-Peridotitzone, welchem Ast im S Ormiglia angehört,
in Erscheinung treten.
Auch für den Ormigliatyp der Chromerzführung (Abb. 65, 81 u. a.)gelten im einzelnen ähnliche Beobachtungen wie am Raduschatyp: Verdichten der gewellten Sprenkelerzbänder zu Derberz, das Schwanken derMächtigkeit des Erzflözes durch Anlagerung oder Entfall von Chromerzbändern. Die Verbreitung in der Elözebene ist nicht immer durchlaufend,sondern kann in linsenartige Bereiche aufgelöst sein, die sich jedoch streng
an dasselbe magmatische Schichtniveau des Dunits halten. Im Liegend
und Hangend, innerhalb einiger 10 m Abstand vom Hauptflöz, können
schmale Parallelflözchen zur Entwicklung kommen. Im allgemeinen hat
die Mächtigkeit des Hauptflözes bei Ormiglia 2—3 m selten überschritten,
hält sich in breiten Bereichen auch unter 1 m.
Die T e n d e n z zu f l ö z a r t i g e r A u s b i l d u n g der Chromerzführung
muß sich nicht nur auf das eigentliche Niveau des „Ormigliaflözes" beschränken, das einer der tiefsten Dunitzonen im Stockwerk angehört,
sondern kann sich auch noch in höheren, von anderen peridotitischen
Gesteinsschichten getrennten Dunitniveaus geltend machen, auch derart, daßRaduschatyp und Ormigliatyp nebeneinander bestehen, oder daß sichÜbergänge bemerkbar machen, oder auch so, daß Chromerzansammlungenüberhaupt, sei es plattig oder stockartig, sich ungefähr an ein und dasselbe©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at377
magmaschicht-parallele Niveau einer Dunitzone heften, ohne deshalb
für sich Elözcharakter anzunehmen. Auch in allen d i e s e n Fällen setzt
sich ein Stratifikationsprinzip wenigstens zum Teil durch *).
Streng parallelebene Anordnung der Erzkornreihen von Schlierenplatten kann sich auch in bänderartig gewellte Anordnungen lockern oderb ä n d e r a r t i g e T e x t u r e n wechseln mehrfach mit planparallelen ab.
Hier spiegeln sich lokale Bedingnisse des Erstarrungsvorganges wieder:
Viskositätsunterschiede, auch das Vorhandensein spannungsfreier Räume
lokaler Natur können die Verschiedenheiten an einer und derselben Lagerstätte bedingen.
Entsprechend ausschließlich bänderartiger Textur kann auch die
Gesamterscheinung ebenfalls zu b ä n d e r f ö r m i g e n L a g e r s t ä t t e n führen,
die sich ähnlich wie die Schlierenplatte oder das Chromerzflöz nach„Ormigliatyp" in der Regel durch zwei Hauptdimensionen bei beschränkter
dritter Mächtigkeitsdimension auszeichnen.
I n C a s a k bei Raduscha geht ebene Plattenanordnung über in bändrige Chromerzstreifen, welche rundliche, erzleere Dunitschollen von 1—2 m im Durchmesser umfließen.
Augenscheinlieh war der Dunit dieser Schollen früher zähflüssig geworden als der Chromerzbrei (Siehe Abb. 20).
Der Wechsel von bänderig zu plattig, von dichter, auch massiver Kornstreuung zu
lockerer, von großer zu geringer Mächtigkeit, kommt eindringlieh auf der Gruppe dervon Dunit umhüllten Chromerzlagerstätten zum Ausdruck, die sich in J e z e r i n a , oberes
Lepenactal in Mazedonien, ungefähr parallel angeordnet in mäßiger Schräge zur Unterlage
des Peridotitmassivs, zwischen Pyroxenperidotitlagen hindurchwinden.

Die t e x t u r e i l e n u n d s t r u k t u r e l l e n E i g e n h e i t e n des Chromerzes auf Erzplatte und Erzstock stehen häufig, aber nicht bedingt inBeziehung zu den formalen Erscheinungen der Lagerstätte. Auch hiersehen wir, gleich wie an den formalen und petrographischen Bedingnissen
der Chromitlagerstätten, eine weltweite Verbreitung gleichartiger Texturund Strukturtypen, wie sie nur regional in gleicher Art wirksame Gesetzmäßigkeiten zustandebringen können.
Die G r ö ß e des E i n z e l k o r n e s der Schlierenplatten, überhaupt desEinzelkorns der Sprenkelerzkörper, ist in der Regel kleiner als das Kornder stockförmigen Lagerstätten, es beträgt um y2—1-5 mm, während
auf den Derberzlagerstätten das Korn bis auf 2—3 mm Größe und darüber
ansteigt.
Idiomorphie, Oktaede.rform des Chromits ist auf den Lagerstätten
nicht allzu häufig vertreten, aber sie ist sowohl unter Sprenkelerz als auchunter Derberz zu finden.
I n selten schöner Ausbildung sind im Kornaggregat des Derberzes der Lagerstätte
S t i p bei Orahovac (Prizren, Mazedonien) gut ausgebildete Chromitoktaeder ausgeschieden
mit 3—4 mm Kantenlänge und regelloser Lage der Kristallachsen untereinander. Auchim Derberz der Grube N a d a bei Raduscha findet sich mitunter scharfe Oktaederausbildung, aus der Derberzgrundmasse sich nahezu ablösend.
I n Randpyroxeniten und Pyroxenitschlieren der Derberzlagerstätten ist Oktaederform des eingestreuten Chromits beinahe die Regel.

Das Gefüge m a s s i g e r C h r o m i t - D e r b e r z e , vor allem jenes der
Stocklagerstätten ist zumeist regellos körnig, die Erzkörner nach Art
Pflasterstruktur aneinandergrenzend.
*) I n Ec. Geol. 1931, Nr. 4 (The formation of late magmatic ores) setzt A. M. BATEMAN die Vorstellung auseinander, wie magmatische Flöztypen oxydischer Metallerze(Magnetit, Ilmenit, Chromit) auch in Wirkungsweise von „late gravitative liquid accumulation" zustande kommen können.

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Die Beurteilung von richtungslos körniger Struktur versagt im Anschliff u. d. M.
mangels eines wirksamen Ätzmittels (DONATH, SPANGENBERG), tritt aber bei gut
polierten Anschliffen ausgezeichnet bei gewöhnlichem Tageslicht ohne Vergrößerung
hervor: bei entsprechend schräg auffallendem Licht heben sich die Flächenbereiche jedes
einzelnen Erzkornes durch Verschiedenheit ihres mehr minder m a t t e n Glanzes deutlichgegeneinander ab. Die Nuancierung des Mattigkeitsgrades im Glanz ist abhängig von derLage der Oktaederachsen. Das dergestalt enthüllte Korngefüge läßt (Korngröße 2—3 mm
im Beispiel vom Lojane-Derberz) die regellose Lage der Oktaederachsen und damit dierichtungslose Körnigkeit erkennen.

Korngrößen von primär-blättrigem Chromitderberz kommen an
10—20 mm Kantenlänge heran, bei %—1 mm Dicke.
Vereinzelt ist auch eine p o r p h y r ä h n l i c h e S t r u k t u r unter den Derberzen wahrzunehmen: grobe Kristallkörner Chromit schwimmen in feinkörniger Chromitmasse. Ein Beispiel solchen Erzes hat eine Grube bei
G o m a t i auf der C h a l k i d i k e geliefert; es handelt sich in diesem Falle um
primärmagmatische Zweiphasigkeit der Ausscheidung von Chromit, nicht
etwa um Bildung von Erzmylonit. Ähnliches gilt für das vorerwähnte
Derberz von Stip.
Auf Sprenkelerzlagerstätten ist die oktaedrische Ausbildung in der Regel unterdrückt
und die Chromitkörner der Erzkornreihen weisen gerundete, korrodierte, gelappte Umrisse
auf. I m Streifenerz steigert sich die Verdichtung zu feinkörnigen Derberzlagern. Das
kettenweise Berühren von Chromitkörnern, die Plagioklas oder Bronzit durchsetzen,
wie es SAMPSON [782] als „chain-structure" von Südafrika abbildet, ist von Balkanchromerzen nur selten und andeutungsweise zu sehen (Photoabb. 29), beispielsweise im„negativen Leoparderz" (siehe später) von Kavir Odjak bei Raduscha. Eher zeigen die
scharfen Oktaederchen der sekundären Magnetitbildung bei der Serpentinisierung einesolche Anordnung.

Eine bemerkenswerte Erscheinung in der Struktur der LagerstättenChromiterze ist das Auftreten von K o r n r e g e l u n g . Häufig, ja fast als
Regel, ist eine solche stärker und schwächer ausgeprägt in Sprenkelerzen der
Schlierenplatten und tut sich schon im Handstück kund durch gleichzeitiges
Einspiegeln von Erzkorn-Grenz-flächen.
Auch manche Derberze zeigen Kornregelung, nicht nur solche, die aus
Schlierenplatten hervorgegangen sind, sondern auch richtige Stockerze(z. B. fallweise Orasje und Nada im Raduschabezirk). Die Kornregelung
ist hervorgerufen durch Pressung unter magmatischen Bedingungen. Fallweise kommen unter solcher Wirkung auch g r o b b l ä t t r i g e D e r b e r z a g g r e g a t e zustande, dicke, grobe Erzplättchen, bis zu 10—20 mm Kornoberfläche, liegen parallelschuppig übereinander. Sie finden sich i n m i t t e n
u n d u r c h b e w e g t e r S t o c k l a g e r s t ä t t e n (Orasje, Nada u. a.) und sindalso rein magmatischer Entstehung. Daher ist auch der sogenannte „Erzgneis" vom Guleman (Ostanatolien), für dessen Bildung HELKE [321], auch
WIJKERSLOOTH [364 d], dynamometamorphe Wirkung vermutet undden auch ich an Ort und Stelle studieren konnte, nicht das Ergebnis metamorpher sondern magmatischer Prägung.
Chromerz antwortet bei tektonischer Beanspruchung mit Bildung vonErzmylonit, Rekristallisationen sind nicht beobachtet.
Die Ausbildung von Q u e r k l ü f t e n , welche häufig an langgestreckten derben Chromitschnüren und -bändern beobachtet werden, aber auch an Erzen mit sphärischer Textur,
haben M. DONATH [36] und W. E . PETRASCHECK [214] den Klüften zugeschrieben,
die bei der angenommenen Volumvermehrung während der Serpentinisierung ausgelöst
worden seien. Da sich aber Serpentinisierung doch mehr und mehr als Pseudomorphose©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at379
ohne besonders wirksame Volumvermehrung herausstellt, sind diese in der T a t weit verbreiteten Querklüfte eher als Schrumpfungsrisse bei der Erstarrung zu deuten.

Einen besonderen Fall, aber weltweit verbreitet, stellen die verschiedenen T y p e n d e r m e h r m i n d e r s p h ä r i s c h e n , k u g e l i g e n o d e ro v o i d i s c h e n C h r o m e r z b i l d u n g e n dar. Sie bilden entweder selbständige
Lagerstätten oder erscheinen im Anschluß an stock- oder plattenförmige
Erzkörper in deren Randbereichen. Als selbständige Lagerstätte besitzen
Erze dieses Typus meist die Form gedrungener Stöcke oder Linsen mittlerenoder kleinen Umfanges.

a) normales Leoparderz; E = herauslösbaresErzovoid(Erzkornaggregate!),b) „negatives"
Leoparderz, c) Leoparderz mit zweiter Erzschale; hier ein Ei-Ende unscharf, im Kiel
der Schwimmbewegung gleichsam ausgefranst, ausgeschweift; mitunter kann das Erzei
innerhalb der zweiten Chromitschale fehlen, (a—e aus [63], sämtl. Raduscha), d) „Verk e t t e t e " Erzringe an Leoparderz mit zweiter Erzschale; hier auch annähernd oktaedrische
F o r m des „Erzeies". (Kavir odjak bei Raduscha), e) „Kringelerz" (zweite JErzschaleohne Erzkern, fließgepreßt), aus Ostbulgarien nach W. E . PETRASCHECK* [214].

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380

Die Ovoid- und Kugeltextur ist eine typische magmatische Textur, nur
magmatischen Lagerstätten und unter diesen nur Chromitlagerstätten eigen.
Von den nahe verwandten Lagerstätten der Magnetit- und Ilmenitvorkommen sind meines Wissens keine solchen Texturen bisher mitgeteilt
worden.
I n den verschiedenen Chrombergbauländern sind verschiedene Bezeichnungen fürdiesen Erztypus gebräuchlich: Kugelerz, Fleckenerz; Bohnerz (bean-ore); nodular
chromite (Knötchenerz), orbicular-spheroidal ore (Kugelerz), grape ore (Weintraubenerz),
Ovoiderze (eiförmig). — I n Mazedonien ist dieses Erz entsprechend der rundlich-fleckigen
Zeichnung als L e o p a r d e r z , auch Tigererz bekannt. Erz dieser Art von der Chromgrube
Tampadel am Zopten in Schlesien h a t SPANGENBERG mit Kernerz bezeichnet. I m
englischen und amerikanischen Sprachgebrauch werden diese Erze „grape ore" oder Erz
mit „nodular or spheroidal structure" genannt.
I n den Arbeiten von M. DONATH [36], G. H I E S S L E I T N E R [63], W. E. P E TRASCHECK [214] sind verschiedene Typen dieser Ovoiderze oder Leoparderze aus den
Chromlagerstätten des Balkanraumes abgebildet. E s finden sich darunter völlig gleicheTypen, wie sie etwa in den Abbildungen des Werkes „Chromit in U. S. S. R . " vonA. E . FERSMANN und A. G. B E T E K H T I N [534] aus uralischen Lagerstätten zu erblicken sind und in eingehender Weise auch von W. D. J O H N S T O N [662] an kalifornischen
Vorkommen beschrieben wurden.

Meist reichen L e o p a r d e r z v o r k o m m e n von Balkan und Kleinasienüber e n g b e s c h r ä n k t e L a g e r s t ä t t e n g r ö ß e n , über einen Umfang vonwenigen Kubikmetern bis zu höchstens wenigen 1000 t nicht hinaus. Im
Ausnahmefall der Lagerstätte K a z a n d e r e beiMarmaris a,n der anatolischen
S-Küste ist ein mit Schlierenplattenausbildung verknüpftes Leoparderzvorkommen zugleich ein Großvorkommen.
Das rundliche C h r o m i t o v o i d des Leoparderzes (Abb. 122), das „Erzei"
ist ein K o r n a g g r e g a t , manchmal dicht gefügt, einheitlich scheinend,
meist jedoch locker gefügt, mit reichlich Serpentinsubstanz in den Kornzwickeln und fallweise nicht ganz scharfer Grenze nach außen. In ersterem
Falle kommt es mitunter zu glattem Herauslösen des Erzeies aus der Serpentinhülle. Die Durchmesser solcher Erzovoide, meist einheitlich groß auf
derselben Lagerstätte, können %—3 cm aufweisen, verbreitet ist ein Durchmesser von 10—15 mm in der Längsachse. Im Leoparderz von Kukes in
Nordalbanien findet sich auch Tropfenform des Chromitovoids.
Auch die V e r t e i l u n g der C h r o m i t o v o i d e im Serpentin ist nicht
immer gleichmäßig. Häufig ist ein Leoparderztyp mit verhältnismäßig
dichter Gruppierung der Erzovoide, die aber doch noch, ohne sich zu berühren, in Serpentinsubstanz schwimmen und dabei in Gesamtheit etwa
% bis V3 des Gesteinsvolumens einnehmen. Randliche oder Übergangstypen können bis zu einzeln auftretenden Ovoiden aufgelockert sein oder
Ovoide können sich unter massiges oder plattiges Sprenkelerz mischen.
Auf den Leoparderzvorkommen, die mit Sprenkelerz plattiger Struktur
in Verbindung stehen, stellen auch die Ovoide ihre Längsachse in die
Plattenrichtung und zeigen oft besondere Pressungserscheinungen; oft ist
das K o r n g e f ü g e der Ovoide dann nach der Plattenebene geregelt, durch
gleichzeitiges Einspiegeln der Korngrenzflächen sich verratend. Das Korngefüge von Leoparderz einer stockförmigen Lagerstätte ist eher ungeregelt,
richtungslos körnig.
Einzelkörner wie auch die Chromitaggregate in Gesamtheit zeigen bei
den Ovoiderzen ebenfalls Anlösungen, Korrosionserscheinungen.

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Die B i l d u n g s w e i s e der O v o i d e könnte auf besondere Umstände derSammelkristallisation etwa unter Einfluß des Massenwirkungsgesetzes
zurückzuführen sein. Wahrscheinlicher dünkt mir, daß beides, Spaltung,Liquidation und Sammelkristallisation wirksam waren: Erzabspaltung,
Verdichtung in Tropfenform einer an Chromit überladenen Schmelze hat
bereits in der flüssigen Phase eingesetzt und das Auskristallisieren in rundlichen Kornaggregaten begünstigt, Kräfte der Sammelkristallisation undsteigende Viskosität bewirkten die Erhaltung der Primärgebilde. Die im
Durchschnitt gleichmäßige Verteilung der Ovoide in Serpentinsubstanz,
mitunter tatsächlich vorhandene Tropfenform, das Anwachsen der Ovoide
zu beschränkter Größe, deutliches Betroffensein von Fließeffekten, Erzbreccienbildung u. a. sind Argumente, welche die A n s ä t z e zu Ausbildung
des Leoparderztypus — ähnliches gilt auch für die Bildung der Schlierenplatten — noch in die rein liquidmagmatische Phase verweisen.

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Abb. 123. B y t h u c i N r . 6 (Letaj-revier, Nordalbanien). Magmatische Erzbreccie Leoparderz E mit pyroxenperidotitischem Nebengestein P.
" ^ M. DONATH [36] will — den Erzen gewissermaßen ein Lebensgesetz zudenkend —in der Ovoidtextur als Zusammenballung auf kleinste Oberfläche eine Art Selbsthilfe
sehen, welche die der Korrosion ausgesetzten Chromitkörner dem völligen Aufgezehrtwerden entgegensetzen.
B O W E N (cit. F I S H E R [727]) lehnt die Massenwirkung für die Häufung der ausgeschiedenen Chromitkörner in Gruppen ab und sieht in der Haufenbildung eine Art
Pseudomorphose nach einem resorbierten Mineral. Hiefür können aus dem hier betrachteten Material der Chromerzlagerstätten allerdings keine Belege beigebracht werden.
FORTLER Y. O. [839 a] bringt den seltenen Fall vor eines Ovoid-Chromerzes mit
in Chromit eingeschlossenem vollidiomorphem, nicht serpentinisiertem Olivinkristall,
während an den Chromitaußenrändern Antigorit sproßt — Chromit also auch im Ovoidkern
nicht immer Erstausscheidung..

An die Seite der gewöhnlichen Leoparderzbildung tritt als weitaus
seltenerer Fall das sogenannte L e o p a r d e r z m i t z w e i t e r E r z s c h a l e(Abb. 122, Photoabb. 18). Aber auch dieser Typus und seine Varianten
existieren in weltweit gleicher Ausbildung. Über dem zentralen Erzovoid
legt sich, getrennt durch eine etwa Millimeter bis mehrere Millimeter dicke
Olivin-Serpentinsubstanz, eine dünne kaum Millimeter-starke weitere©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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Erzschale, oft nur in Relikten vorhanden, öfters auch verschränkt mit
der zweiten Erzschale des Nachbarovoids, so daß sie sich im Querschnitt
wie zwei Kettenglieder zu durchdringen scheinen. Die zweite Erzschale
ist nicht immer ein durchlaufender Derberzstreifen, sondern wie das
Kernovoid gleichfalls oft nur aus korrodierten Kornaggregaten zusammengesetzt. Mitunter fehlt das zentrale Erzovoid völlig und nur die „zweiten"
Erzschalen sind da und liefern im Querschnitt eine rundlich-wabenähnliche
Netzzeichnung. Deutliche Fließtexturen, Abirren zu Erzbändern, fetzige
Ausbildung machen sich auch bei diesem Erztyp da und dort bemerkbar.
Im zentralen Erzovoid enthüllte sich in einem Falle eine Fließerscheinung
nach Meteoritenart [63], indem das eine Ende des Erzeies im Bewegungsschatten ausgefranst, an der Bewegungsfront sich dagegen glatt gerundet
darbot.
Eine weitere Sonderart der sphäroidischen Textur von Chromit stellt die k o n z e n t r i s c h - s c h a l i g e Ausbildung der Erzovoids dar. W I J K E R S L O O T H fand sie in
Kleinasien; B E T E K H T I N bildet sie von Chromerz des Shordza-Peridotitmassivs von
Russisch-Armenien a b : bei scheibenförmiger Gestalt des Gesamtovoids legen sich dünne,körnige Chromitlagen, durch Olivin getrennt, in mehrfacher Folge um den zentralen
Erzkern.
Ein anderer Typus, von B E T E K H T I N ebenfalls aus dem Shordzamassiv im Bildwiedergegeben, läßt das zentrale Erzovoid vermissen, hingegen die „2. Erzschale" zu sobeachtlicher Dicke nach innen anschwellen, daß eine zentrale Olivinmasse nur mehr in
Resten da ist.

Von den Ovoiderzen mit zweiter Erzsehale leitet sich das von mir so
genannte n e g a t i v e L e o p a r d e r z (Photoabb. 17) ab, wobei länglichrundliche bis annähernd sphärische Olivin-Serpentingebilde von später
sich anlagerndem Chromit umflossen werden. In Weiterentwicklung auf
plattigen Lagerstätten geht ein s t r ä h n i g e r E r z t y p u s (Abb. 118,
Photoabb. 15) hervor, dessen Erzstreifen plattenparallel sich wie eine
Zwischenmasse in Olivinstreifen hineindrängen, beim K a v i r - o d j a k - T y p u s
im Raduscharevier in mancherlei Varianten vertreten.
Auch Ü b e r g a n g s t y p e n von Leoparderz zu Sprenkelerz, wobei unter
Preisgabe der runden Sammelform eine Auflösung in ungefähr regelmäßig
verteilte Gruppen oder Haufen von Chromitkörnern stattfindet, oderwo Übergänge zu Streifenerz, zu massigem Sprenkelerz, auch gar zu Derberz sich herausbilden, sind vielfach beobachtet und abgebildet worden.
Die Chromerzanhäufungen von K a v i r O d j a k bei Raduscha sind durch einen auf
fallenden Reichtum an besonderen Texturen auf engem Räume interessant; Übergänge finden s t a t t von Schlierenplatte zu Schlierenstock, von plattiger zu richtungsloser
körniger Textur. Akzessorisches Sprenkelerz verdichtet sich allmählich oder vermittels
regelmäßig fleckenartig verteilter Erzkornhaufen teils zu massigem Sprenkelerz, teils
zu strähnigem Erz und teils zu Leoparderztypen, einfachen und solchen mit zweiter
Erzschale.

Die Erztypen, welche sich um das Ovoiderz mit zweiter Erzschale
scharen, zeigen klar an, daß einer ersten Ausscheidung von Chromit, zu
Ovoidform geballt, eine Phase der Olivinausscheidung folgt, nach dersich eine neuerliche Chromitausscheidung vollzieht: früh- und spätmagmatisch, „early" und „late magmatic period", sind an dem Ovoiderz
mit zweiter Erzschale mit einer einheitlichen Textur verwirklicht. Im
negativen Leoparderz und im strähnigen Erz des Kavir-Odjak-Typus
machen sich Spätausscheidungen allein geltend, wobei sich diese Erztypen
dem Aussehen von durch Erz verheilten magmatischen Gesteinsbreecien
nähern können.

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I n gesteinskundlich-formaler Hinsicht findet sich eine gewisse Parallele zur Ovoidstruktur von Chromerz in der sphärolithischen Ausbildung von D i a b a s und S p i l i t(Kügelchendiabas, Variolit).
Noch näher scheint die chondritische Struktur der M e t e o r i t e n zu stehen. Nach
G. MERILIi [759 a] weisen 9 0 % der Steinmeteoriten „globular or spherolithic structure"auf; Kugelchondriten sind hochbasisch, in Einzelfällen pyroxenitisch zusammengesetzt,
mitunter Basalt-ähnlich (Eukrit) und führen C h r o m i t z. T. auch innerhalb der Chondrulen. I n Hinsicht auf die tellupische. Chromitovoidbildung mit zweiter Erzschale sei
auf die Angabe von M E R I L L hingewiesen, daß in chondritisehen Steinmeteoriten aucheine zweite Schalengeneration, ein Kernovoid umhüllend, angetroffen wird (,,double o rcompound chondrules").

Schließlich wären noch einige vermittelnde Formen zu erwähnen, die
auf Chromlagerstätten der Balkanhalbinsel und Anatoliens häufig sicheinfinden, ohne daß ihnen ausschließlich zukommende Texturen eigensind. Der S c h l i e r e n g a n g ist meist aus Derberz oder massigem Sprenkelerz zusammengesetzt, gangähnlich, mit oft scharfen, aber nicht mechanischen
Trennungsflächen zum Nebengestein, eben doch auch wieder mit Nebengestein verschweißt. Ohne lang anhaltende Fortsetzung im Streichen und
Verflachen, ist er vielfach nur Nebenerscheinung im Bereich der stockförmigen Chromitlagerstätten. Im selbständigen Auftreten kann er immerhin an Ausdehnung auch mit Schlierenplatten in Wettbewerb treten, sichüber mehrere 100 m im Streichen und in beachtlichem Bruchteil der Streichausdehnung auch nach der Teufe erstrecken. Die Mächtigkeit solcher
Schlierengänge erreicht im allgemeinen nicht jene starker Schlierenplatten,
sondern bewegt sich meist um ein halbes bis wenige Meter. E r z l i n s e nallgemein sind von gedrungener Form mit e i n e r Hauptdimension undmeist einheitlicher Erzbeschaffenheit bis an die Lagerstättengrenze. Als
Kleinformen von Erzstöcken und Erzlinsen sind E r z n e s t e r und Erzt a s c h e n zu bezeichnen, die mitunter dasselbe grobkristalline-blätterige
Erz führen wie der Kern von großen Derberzstöcken.
Bezeichnend und wirtschaftlich wichtig für viele Chromerzgebiete ist
die Tatsache, daß C h r o m e r z a n h ä u f u n g e n und vor allem gewisse Lagerstättentypen derselben öfters zu G r u p p e n g e h ä u f t in den ihnen vorzüglich zukommenden Zonen des basischen Massivs sich vorfinden. Bei
den Schlierenplatten ist dies besonders sinnfällig und ermöglicht öfters
die revierweise Entwicklung des auf Wascherz ausgehenden Chrombergbaues auf breiter Basis. Bei den Erzstöcken ist doch eher, unter Einhalten
der zonar bedingten Stellung im basischen Massiv ein „Abstand wahren"
festzustellen [63]. Bei den Erzen mit sphärischer Textur spiegelt sich die
Besonderheit des Zusammentreffens gewisser magmatischer Bedingtheiten
im relativ einsamen Auftreten dieses Typus wieder, sei es selbständig oderneben Erzen anderer Typen.
Eine kurze Bemerkung verdient noch das u n m i t t e l b a r e Nebenu n d Z w i s c h e n g e s t e i n der C h r o m i t l a g e r s t ä t t e , jener Gesteinsanteil, mit welchem das Chromerz auf das innigste durchwirkt ist, welcher
die Grundmasse, das Füllgestein beispielsweise, für das Sprenkelerz abgibt,
und auch nach außen mehr oder weniger weit in gleicher Ausbildung fortsetzt: eben jener Gesteinsanteil, mit dem zusammen die Chromerzlagerstätte, sei sie früh- oder spätmagmatischer Entstehung, ersichtlichkomagmatisch ihre Existenz führt. Denn nur verhältnismäßig seltensind Fälle anzutreffen, wo Injektionen reiner, nebengesteinsfreier Erz-

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schmelzen der spätmagmatischen Periode Eingang in erhärtetes odernahezu erhärtetes Nebengestein finden.
Wie schon früher erwähnt, ist D u n i t der Hauptträger der Chromitausscheidungen. Dies gilt weltweit und für alle hier beschriebenen Lagerstättentypen. Es ist daher nicht anders zu erwarten, daß in Dunitzonen
eben auch Dunit das unmittelbare Hüll- und Zwischengestein, das Lagerstättengerüst der dort auftretenden Chromitlagerstätten ausmacht. Aberauch für die geschlossenen Pyroxenperidotitmassive trifft in der Regel zu,
daß die Chromitanhäufungen dort in Dunit gebettet sind, ihre Dunithülle haben, wenn auch Dunit manchmal nur als dünne Haut die Lagerstätte von dem Pyroxenperidotit trennt.
B e z i e h u n g e n zwischen C h e m i s m u s d e s C h r o m i t s und seinem engeren N e b e n g e s t e i n werden im Abschnitt IV etwas abgeleuchtet, wenn von den petrographischen
und chemisch-physikalischen Eigentümlichkeiten der verschiedenen Zonen im Innenbau
eines Peridotitmassivs die Rede ist.

Stockförmige Chromitvorkommen, massiv oder verzweigt, und die
Sprenkelerzvorkommen nach Raduscha- und Ormigliatyp haben ausnahmslos d u n i t i s c h e s G e s t e i n s g e r ü s t und dunitische Gesteinshülle
auch über den engeren Lagerstättenbereich hinaus. Anders steht es mitunter mit jenen gedrungenen massiven Derberzlinsen, die fast unvermittelt an die Pyroxenperidotite stoßen; meist ist aber auch hier die Lagerstätte von pyroxenarmem Mitgestein durchwirkt.
Sphärische Erztypen, einfache und zusammengesetzte, scheinen ebenso dunitische
Grundsubstanz für ihre Bildung vorauszusetzen, mit der vereinzelten Ausnahme vonKugelerz in Gabbropegmatit, das W I J K E R S L O O T H [362] aus Kleinasien namhaft
gemacht hat.

Die U m g r e n z u n g der D u n i t a u s s c h n i t t e innerhalb von Peridotitmassiven ist also eine der e r s t e n u n d w i c h t i g s t e n A u f g a b e n d e r
B e r g b a u g e o l o g i e in C h r o m e r z g e b i e t e n .
Eine weitere Erscheinung, die bei der Erörterung des Zonenbaues
peridotitischer Massive im nächsten Abschnitt noch ein anderes Mal gewürdigt wird, ist die N e i g u n g zu r e i c h l i c h e r D i f f e r e n t i a t i o n an sich,die sich im B e r e i c h e v o n C h r o m i t v o r k o m m e n oft recht auffällig
bemerkbar macht. Besonders Dunit-Zonen mit Chromerzanhäufungenzeigen sich hie von betroffen. Neben Pyroxeniten und Pyroxenperidotitschlieren, sind es auch Gesteine gabbroider Natur, Gabbropegmatite,Gabbros, auch Hornblendite, die zusammen mit Chromerzausscheidungeneben die Kennzeichnen lebhaft bewegter magmatischer Differentiation
abgeben. Stock- oder lagenförmige Lagerstätten massiver Derberze umgeben sich bei diesen Vorgängen häufig mit Pyroxenithüllen, von Dezimeterbis zu einigen Meter Stärke, die z. T. von Chromitausscheidung in meist
scharf oktaedrischen Körnern durchspickt sind.
Allfälliges Grobkorn einzelner Pyroxenitschlieren in Nachbarschaft zu Chromitlagerstätten steht vermutlich mit örtlicher Anhäufung flüchtiger Bestandteile im Magma, vor
allem mit höherem Wassergehalt in Zusammenhang. I n dieser Beziehung sei an die betonte Grobkörnigkeit der Diallage im M e r e n s k y R e e f des Bushveld erinnert, eben an
pneumatolytische Bedingnisse gemahnend.

G a n g a r t im e i g e n t l i c h e n S i n n e : Die Nichterzminerale, welche
Erz auf seiner primären Lagerstätte begleiten, mehr minder unabhängig
vom Nebengestein gebildet, und die mit dem Erzbildungsvorgang unmittel-

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bar verschränkt sind, haben ihre Begriffsdeutung von den e p i g e n e t i s c h e n
Mineralisationsfolgen erhalten und entsprechen dort einer bestimmten
selbständigen Ausscheidungsphase. Für magmatische Paragenesen ist der
Gangart begriff nicht immer so scharf zu umgrenzen; im allgemeinen kannaber auch hier als Gangart bezeichnet werden, was als Nichterz ausschließlich
mit der Entstehung des Erzes und nicht mit jener des Muttergesteinszusammengeht, und sich dabei zumindest nach Form, Korngröße und
Struktur von jenen Mineralarten unterscheidet, welche das Muttergestein
unmittelbar aufbauen. Nicht mehr Gangart wäre der Anteil Nebengestein
und die es zusammensetzenden Minerale, mit welchen das Erz magmatischer
Entstehung notwendiger Weise in innige komagmatische Berührung
kommen muß. Darum ist Gangart im eigentlichen Sinne den Chromitlagerstätten als monomineralische Gebilde meist fremd. Immerhin können
in besonderen Fällen Nichterze, vor allem Pyroxene, rhombisch undmonoklin, die Rolle von Gangartbildungen übernehmen; zumeist handelt
es sich dann um Chromitvorkommen spätmagmatischer Bildung.
I n den eingehenden Untersuchungen, die K. SPANGENBERG [524] dem schlesischen
Chromitvorkommen T a m p a d e l am Zobten angedeihen ließ, wird der B e g r i f f G a n g a r t
auf die den Chromit durchsetzenden und umgrenzenden Minerale Chlorit, Karbonat,
Talk usw. ausgedehnt, die aus der Metamorphose des zwischen Chromitkörnern eingeschlossenen peridotitischen Muttergesteins hervorgegangen sind, aber ebenso gut auch
im chromitfreien Nebengestein erscheinen. E s dünkt mich empfehlenswert, den Gangartbegriff beschränkt zu halten und dieser Art gebildete Begleitminerale metallischer Mineralsubstanzen nicht als Gangart zu bezeichnen. An sich ist der Begriff „Gangart" gewißauch, wie vorhin dargelegt, für magmatische Lagerstätten anwendbar. D u b o s t i c a in
Bosnien, wo Chromit-Pyroxen-Schmelzen entlang entstehender Bankungsfugen in halberstarrte Peridotitmassen eindrangen, ist hiefür ausführlicher geschildert worden.

Als Grenzfall dieser Entwicklung findet Chromit in lagerstättenbildender Anhäufung spätmagmatisch Zuflucht in reine Pyroxenitmassen,
gewöhnlich sind es Bronzitfelse, die als Schlierengänge durch Peridotit
setzen; die länger erhaltene Beweglichkeit derselben ist wahrscheinlichauch hier flüchtigen Magmabestandteilen zuzuschreiben, höherem Wassergehalt, der zwar die Widerstandsfähigkeit der Pyroxene gegenüber Serpentinisierung nicht zu überwinden vermochte, doch im Grenzbereich der Chromitausscheidungen sehr häufig die Pyroxene in smaragditische Hornblendeverwandelte. Solche C h r o m i t l a g e r s t ä t t e n in P y r o x e n f e l s , meist
recht kleinen Umfanges, sind von der Balkanhalbinsel mehrfach zu nennen,z. B. Sabanluke im Krivajatal Bosniens, aus dem R a d u s c h a r e v i e r u. a.
Hier schiebt sich die Frage nach Möglichkeit, Art und Umfang pneum a t o l y t i s c h - h y d r o t h e r m a l e r B i l d u n g s w e i s e v o n C h r o m i t ein.
Für den Balkanraum und für die mir bekannten Ausschnitte der anatolischen
Chromitvorkommen war ich weder aus feldgeologischer Beobachtung
noch aus Dünnschliffbefunden je genötigt, den Verdacht auf hydrothermale
oder pneumatolytische Entstehung von Chromitlagerstätten auszusprechen,aber auch für hydrothermale Bildungsweise von Chromit vereinzelt odergelegentlich in jüngeren Mineralassoziationen war in den mir begegneten
Fällen nie ein gewichtiger Anhaltspunkt zu erbringen gewesen. In letzterem
Falle konnte zwar Chromit im Gefolge metamorpher Umbildungen unterhydrothermal betonte Mineralparagenesen, etwa in Gesellschaft von
Aktinolith, Chlorit oder Talk geraten, war aber dort immer als Reliktmagmatischer Herkunft, nicht oder nur teilweise angegriffen, erklärbar.
Jahrbuch G. B. A., Sonderband 1, 2. Teil

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Dynamometamorphe Umprägungen vermochten für sich allein den Chromit
in seinem Bestände anscheinend sogar weniger leicht zu gefährden, als
die Serpentinisierung, die bis zu beträchtlicher Zerstörung des Chromits,
im Umkreis reichlich Magnetit ausscheidend, fortschreiten kann, ohne
die Bildungskräfte zu seinem Auferstehen als sekundärer Chromit zu
besitzen.
F ü r den angeblich sekundär gebildeten Chromit auf der Lagerstätte D u b o s t i c a in
Bosnien, den B . BAUMGÄRTEL [27] neben der primären Hauptmasse an Chromerz zu
erkennen glaubte, h a t M. DONATH [36] nachgewiesen, daß auch ersterer primär entstanden ist: Schnüre von Chromitkriställchen und Trümchen von Chromit im serpentinisierten Pyroxen, die für sekundär und als Produkt der Serpentinbildung gehalten waren,finden sich in gleicher Weise auch in völlig frischen Pyroxenen. E s handelt sich wohl u mjene Art scharf ausgebildeter Cbromitoktaederchen in Kettenreihen, wie sie für Chromitausscheidungen in Pyroxen besonders kennzeichnend sind und auf die bereits mehrfach
hingewiesen wurde.
Zu gleicher Zeit und in Übereinstimmung mit den DONATHschen Vorstellungen habeich [63] die Ergebnisse von L. F I S H E R [727] über hydrothermale Chromitbildung diskutiert: Die Korngrenzen der Chromitkörner gegenüber den umgebenden Silikaten,
spröde Materie gegenüber viel weniger spröder, werden bei vielen Vorgängen physikalischer
Natur, von der Erstarrung beginnend bis zu dynamometamorphen Beanspruchungen,die Ausbildung von Haarrissen begünstigen und häufig mittelbar Lösungspassage undMineralumbildungen entlang der Korngrenzen bevorzugt ermöglichen.
L. F I S H E R h a t 1929, inmitten einer lebhaften Diskussion (SINGEWALD [799],
ROSS [780], SAMPSON [783] u. a.) über die Bildungsvarianten der Chromerzlagerstätten
weitgehend hydrothermale Chromerzbildung ins Treffen geführt u n d versucht, hiefür
Belege zu erbringen: es wird zwar f r ü h h y d r o t h e r m a l e C h r o m i t b i l d u n g unterschieden, verbunden mit Antophyllit, Aktinolith und Tremolit, und eine s p ä t h y d r o t h e r m a l e , an der sich Talk, Chlorite, Serpentin u n d Magnesit beteiligen, doch sei die
Grenze zwischen magmatischen und hydrothermalen Phänomenen nicht scharf zu ziehen.
Diese Ausdehnung des immerhin nicht auszuschließenden Bereichs einer hydrothermalen
Chromitbildung wurde jedoch von anderen Beobachtern sehr bald u n d berechtigt zurückgedrängt, so von K E E P [746] („Chromit und Talk haben nichts miteinander zu t u n " ) an
den geologischen Verhältnissen der Chromerzvorkommen vom S e l u k w e und des G r e a t
D y k e in Rhodesien. Auch für Chromitlagerstätten des Ural u n d Kaukasus vermögen die
russischen Geologen ( B E T E K H T I N , K A S H I N , SOKOLOW u. a.) der hydrothermalen
Bildungsweise von Chromit nur geringfügigen Umfang einzuräumen.
P . v. W I J K E R S L O O T H [362] findet an H a n d von Dünnschliöbildern einiger Chromerzvorkommen des Hataysgebietes in Ostanatolien keine Belege für hydrothermale
Chromitentstehung, obwohl nach seiner Auffassung „pneumatolytisch-hydrothermale
Nachphasen des simischen Magmas" Cr des Chromits wieder in Lösung brachten und
Silikaten einverleibten. — I n einer jüngeren Arbeit [364 b] glaubt doch derselbe Autorin einem Einzelfall hydrothermale Chromitneubildung als Begleiterscheinung der Magnesitbildung nachweisen zu können. Hierüber nochmals Abschnitt V I , S. 535).

In seinen beiden hervorragenden Werken über Erzlagerstätten (1941
und 1944) gönnt H. SCHNEIDERHÖHN [791, 792] ganz allgemein den
Chromitlagerstätten hydrothermaler Entstehung, den „autohydratisierten
Chromitlagerstätten", durch Lösung und hydrothermale Wiederausfällung
entstanden, einen wenn auch kurzen Abschnitt, meint aber immerhin(1944, S. 36) „die meisten und wirtschaftlich wichtigsten Lagerstätten
gehören dieser Fazies an". Dieser Ausspruch ist für Balkan und Kleinasien gewiß nicht anwendbar und wird wahrscheinlich auch für die übrigen
Chromvorkommen der Welt wieder zurückgenommen werden müssen.
Wo auf Balkanhalbinsel und Kleinasien Aktinolith, Chlorit und Talk usw.
mit den Chromitvorkommen einhergehen, handelt es sich in der Regelum metamorphe Paragenesen, in denen der Chromit nur passiv, von dermagmatischen Ausscheidung her, übernommen wird. Das gleiche gilt,
wo auch einmal pneumatolytisch-hydrothermale Paragenesen der gleichen©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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Minerale mit Chromit zusammentreffen: nirgends Wiederausscheidung
jüngeren Chromits, nur fallweise Chromentnahme aus Chromit, unter
teilweiser Metamorphosierung der Chromite, zum Aufbau von Silikaten.
An die Frage, ob und wie Weit p n e u m a t o l y t i s c h - h y d r o t h e r m a l e
C h r o m i t b i l d u n g vor sich geht, schließt an, ob und welcher Art M i n e r a l i s a t o r e n überhaupt in die Endphase und Nachphase des basischen
Magmatismus eingreifen. Hier zeigt sich eine weitere Eigenart der hochbasischen Magmen, daß ihren Entfaltungen, wie in Auslegung der Feldbefunde und Dünnschliffe begründet anzunehmen ist, eine beschränkte,
oft nur Teile des Massivs umfassende, mineralisatorisch ziemlich einförmig
zusammengesetzte Dampf- und H e i ß w a s s e r p h a s e beigegeben ist,
die lagerstättenbildend überhaupt nicht und im übrigen hauptsächlichin Richtung von Metamorphose des Olivins in Serpentin zur Wirkung
gelangt. Der Anteil des magmatogenen Wassers in hochbasischem Magma,
ihm unter hohen Druck einverleibt, ist nach Analysen frischer Gesteine
wohl nur unzureichend zu schätzen, er dürfte Beträge von %% an ansteigend erreichen.
Es ist freilich heute schon mehr üblich geworden, als jeweils immer
Einzelerscheinungen zu beweisen vermögen, in der Serpentinisierung ausschließlich einen Akt der Autohydration der basischen Gesteine zu erblicken. Mit ziemlicher Sicherheit ist anzunehmen, daß die Tendenz zur
Serpentinbildung, auf die Instabilität des Olivins begründet, auch überdie Autometamorphose hinausgreift und Bedingungen von Kontakt- undTiefenmetamorphose sowie Dynamometamorphose, Fremdwasser zuziehend,
ebenfalls die Verwandlung zu Serpentin begünstigen. Höhere Serpentinisierung entlang jüngerer Störungen deutet dies an, ebenso der höhere
Serpentinisierungsgrad bei stärkerer Durchbewegung und in Nähe jüngerer
Eruptivgesteinsdurchbrüche. Der Abschnitt VI, die Tektonik undMetamorphose der Peridotitgesteine im allgemeinen behandelnd, nimmt
hiezu noch für die Balkanverhältnisse Stellung.
Ein scharfes Auseinanderhalten des Umfanges an eigentlicher Autohydration des Peridotits und jener späteren zusätzlichen Serpentinisierung
wird nicht immer möglich sein. Anderseits lassen immer geschlossene
Peridotitmassive eine Art von unregelmäßig gestalteter, wechselnd
intensiver, oft nur Teile und Ausschnitte umfassender Serpentinisierung
erkennen, die in keine Beziehung zu jüngeren Einflüssen, Tektonik, Metamorphose, Oberflächennähe zu setzen ist und auch feldgeologisch amehesten der Vorstellung von Autohydration entspräche.
Hieher gehört auch die oft wiederkehrende Beobachtung, daß gerade
in unmittelbarem N e b e n g e s t e i n s b e r e i c h v o n C h r o m i t l a g e r s t ä t t e n
s t ä r k e r e S e r p e n t i n i s i e r u n g anzutreffen ist. Tritt noch der Farbenumschlag von grün in braungelb infolge Oberflächenoxydation des Ferrooxydes im Serpentin in Ferrioxyd hinzu, kann diese Erscheinung um so
auffälliger wirken und hat sogar beigetragen, darin begleitende Äußerungeneiner hydrothermalen Bildungsweise von Chromit zu sehen. Dies letztere
trifft nun keinesfalls zu, wahrscheinlich liegt die Ursache der höheren
Serpentinisierung in einem Anhaften, einem Ansichziehen magmatogenen
Wassers durch den sich ausscheidenden Chromit. Es lag gleichsam eine
Art A u r e o l e m a g m a t o g e n e n W a s s e r s um die C h r o m i t a n s a m m l u n g ,in den Intergranularien des Olivingesteins festgehalten und anschließend©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at388
an die Erstarkungsphase des Gesteins die Autohydration auslösend. Gewiß
wird durch Rißbildung, durch Schrumpfungsrisse entlang der Chromitkorngrenzen der Lösungsumlauf und damit sowohl die Autohydration
als auch in Fortsetzung derselben etwaige spätere tiefenhydatogene
Serpentinisierung gefördert worden sein. Aber verstärkte Serpentinisierungdes Lagerstätten-Nebengesteins, mitunter bis zu völligem Aufsaugen derOlivinreste, ist oft genug auch dort auffällig, wo keinerlei jüngere tektonischeoder tiefenmetamorphe Einflüsse wahrzunehmen sind, sie macht vor keinerder Lagerstättenarten und Erztexturen halt. Es liegt aber doch nur eine
Häufigkeitserscheinung, keine Regel vor, wie sich auch im allgemeinen
die automorphe Serpentinisierung selbst im Gestein regellos ausbreitet,
Teile des Massivs auslassend, Teile überwältigend, entsprechend einervon Haus aus unregelmäßigen Verteilung des primärmagmatischen Wassers
im ultrabasischen Gestein.
Ähnliches zeichnet sich in der automorphen Umwandlung der minder basischen Gesteine desselben Zyklus ab, in Gabbros und Diabasen, wo Saussuritisierung, Uralitisierung
usw. durchaus nicht immer die gesamte Gesteinsmasse erfaßt.
Selbst für den Ovoidtypus der Chromitausscheidung, der fast stets nur in stärker
serpentinisierter Grundmasse auftritt, finden sich doch auch Ausnahmen, beispielsweise
im Erz dieses Typus von Kukes in Nordalbanien, wo die Chromitovoide in völlig frischemunserpentinisiertem Olivinfels gebettet sind.
N a c h t r a g : Die Ergebnisse neuester experimenteller Untersuchungen am System
MgO-SiO a -H 2 0 von N . L. B O W E N und O. F . T U T T L E [704 a] sprächen allerdings
nicht zugunsten der Existenz von wasserhaltigem Peridotitmagma höherer Temperatur(„Serpentinmagma"), da die Ausgangsagentien in der Experimentierbombe selbst bei
hohem Druck (2600 kgjcm?) und hoher Temperatur (900 c ) zu keiner flüssigen Phasezusammentraten. — Laborergebnisse gegen Schlüsse aus Feldbefund ?

Zwischen endmagmatischer Phase und nachfolgender Serpentinisierung
hegt auch ein kleiner Ausschnitt von p n e u m a t o l y t i s c h - h y d r o t h e r m a lb e d i n g t e r S i l i k a t b i l d u n g [Chromchlorit, z. T. Chlorit, Aktinolith,
die Umwandlung der Pyroxene in Hornblende (Smaragdit), z. T. auch
Uwarowit, Vesuvian u. a.], die, ähnlich wie die Serpentinisierung, entlang
Korngrenzen zu Chromit erhöhte Beweglichkeit ihrer Lösungen und zugleich
begünstigte Absatzbedingungen in Wirkung bringt. Oft ist es schwierig,zu unterscheiden, wie weit solche Neusilikatbildungen der Autometamorphose oder späteren Metamorphosen zufallen.
I n den B a l k a n p e r i d o t i t e n erweist sieh der p n e u m a t o l y t i s c h - h y d r o t h e r m a l e
Anteil ihres Magmatismus in der erwähnten Bildung halbsekundärer Silikate und in einer
wechselnden, fluktuierenden Serpentinisierung erschöpft. Auch die vorhergehendep e g m a t i t i s c h e Phase ist wenig bedeutend und äußert sich als Bestkristallisation inForm gequetschter, wenig zahlreicher und gering mächtiger Gangschlieren von Gabbropegmatit. Besondere metallische Konzentrationen sind weder mit der pegmatitischen noch
weniger mit der pneumatolytisch-hydrothermalen Phase der Serpentinbildung verbunden.
I n der pegmatitischen Phase flüchtet sich geringfügig Ni, soweit Schwefel oder Arsen zur
Verfügung stehen, mit diesen in den Gabbropegmatit, ebenso gehen in Gabbropegmatit
auch die wenigen Ti-Mengen des Magmas ein, unter der Bildung von Titanomagnetit oder
Ilmenit. — Siehe für Kleinasien W I J K E R S L O O T H [362].
Anders etwa die weit stärker durchgasten Peridotite des U r a l , die in Dunit nicht
selten miarolitische Hohlraumbildungen, darin Einfüllen pneumatolytisch-hydrothermaler
Silikate aufweisen, wobei auch Platinabsatz, noch endmagmatisch, einen günstigen Bodenfindet. (Siehe S. 360.)
Auf die Bedeutung des H 2 0 als hauptsächlichen „mineralizer" der ultrabasischen
Gesteine und der Chromitlagerstätten wurde auch von russischen Geologen mehrfach
hingewiesen, G. R. SOKOLOW [801] schreibt es dem im Magma gebundenen Wasserzu, daß Chrom bis zur spätmagmatischen Phase in Lösung bleiben kann, u m sich dann inpegmatitischen und imprägnativen Strukturen auszuscheiden. F ü r die Chromlager-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at389
statten des Urals überblickt B E T E K H T I N [529] eine größere Anzahl minutiös ausgeführter
Bauschanalysen und findet P 2 0 5 -Gehalte bis 0-52%, T i 0 2 in feststellbaren kleinen Mengen,
V 3 O ä in Spuren, alles Oxyde der leichtflüchtigen Bestandteile des Magmas, ebenso ist
FeS 2 fast stets gegenwärtig.
Verschieden vom Ural ist der B u s h v e l d . Auch hier ist mit der Platin führenden Sulfidausscheidung in den Noritpyroxeniten eine gesteigerte Serpentinisierung verbunden, zeitlichnoch der Hauptkristallisationsphase — wozu auch die Pyroxenite gehören— nahestehend.
Die Ni-Cu-Sulfide in der Noritmasse von S u d b u r y , Kanada, mit gelegentlichen
Chromitausscheidungen verbunden, rücken nach jüngster Auffassung (BOWEN 1933[702]) z. T. bereits aus derreinmagmatischen in die hochhydrothermale, bzw. hypothermale
Bildungsphase.

Die Betrachtung der s p e z i f i s c h e nlagerstättenkundliehen
B e d i n g n i s s e an balkanisch-anatolischen Chromitlagerstätten abschließend,seien aus der gewonnenen G e s a m t e i n s i c h t in die Petrographie undGeologie von Lagerstätten und Begleitgestein nochmals einige wesentliche
Punkte hervorgehoben:
Das Stamm-Magma mit seinem Chrominhalt ist in der Hauptsache
peridotitisch-gabbroider Zusammensetzung, mit dem Schwergewicht auf
Peridotit; nur selten geht die Differentiation im engeren Zyklus über die
Azidität des Gabbros hinaus.
Peridotit (Pyroxenperidotit, Dunit, Pyroxenit) und Gabbro sind teils
und auch häufiger Abfolgen — Gabbro meist jünger als die Gesteine derPeridotitgruppe — teils und seltener auch gleichzeitig und nebeneinander
flüssige unmischbare Teilmagmen, letzteres in dem Sinne, daß Gabbro
diffus verteilt in Peridotit erscheint. Peridotit und Gabbro (Norit) bilden
eine magmatische Einheit, eben den engeren ultrabasisch-basischen Zyklus,
dem sich erst in weiterem Abstand, teils mittelbar, teils unmittelbar, Diabas
und Diorit anreihen.
Die Magnesiasilikate der Peridotitgruppe würden die Frühkristallisation,
Gabbro — häufig abwesend — die Hauptkristallisation eines angenommen
peridotitisch-gabbroiden Stamm-Magmas darstellen, ein bescheidener Rest
geht als Gabbropegmatit in die Restkristallisation. Der Peridotit der Frühkristallisation und seine Abarten, darunter in der Hauptsache der Dunit,
zieht den gesamten Chrominhalt des Magmas an sich.
Auch für Balkan und Anatolien läßt sich früh- b i s s p ä t m a g m a t i s c h e
Phase der C h r o m i t a u s s c h e i d u n g innerhalb der Frühkristallisation
feststellen, ohne daß sich damit tiefgreifende genetische Unterschiede
offenbaren. Ja, in derselben Lagerstätte, im selben Schlierenstock beispielsweise, können früh- und spätmagmatische Chromitausscheidung
zusammentreten und am Aufbau der Lagerstätte beteiligt sein, sowie
auch Erztexturen im einzelnen vom Übergreifen der Chromitphase überdie Silikatphase hinaus Zeugnis ablegen.
Das m ö g l i c h e I n t e r v a l l der C h r o m i t a u s s c h e i d u n g ist also
breit und umfaßt die Silikatausscheidung nach beiden Seiten. Noch in derflüssigen Phase haben sich beträchtliche Unterschiede in der Verteilung
der Chromitsubstanz innerhalb des Gesteinsmagmas herausgebildet.
Örtliche Konzentrationen im flüssigen Zustande stellen bei der Auskristallisation die Massen Wirkung in den Vordergrund: was im Ü b e r s c h u ß ist,s c h e i d e t sich z u e r s t a u s , sofern nicht leichtflüchtige Lösungsanteile
dem entgegenwirken.
Die Anzahl der Lagerstättentypen und Texturen in der Spätausscheidung des Chromits ist anscheinend größer wie jene der Frühaus-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

390
Scheidung; doch ist damit :— zumindest für den Balkan — noch keine
quantitative Feststellung aussprechbar.
P o i k i l i t i s c h e S t r u k t u r e n zwischen Chromit und Silikat, geordnet
reihenmäßige Einschlüsse von Olivin oder Pyroxen an den Rändern in
Chromit, oder umgekehrt, Chromit in ähnlicher Verwachsung innerhalb
der Silikate, besonders bezeichnend für gleichzeitige Ausscheidung und
beispielsweise in Bereichen des Bushveld heimisch, sind den Balkanvorkommen im allgemeinen fremd.
K o r r o s i o n e n , verbreitet am Chromitkorn der frühen Ausscheidung,
fehlen auch der Spätausscheidung nicht und sind für eine scharfe Grenzziehung zwischen beiden allein nicht zu gebrauchen.
I n vielen Fällen aber: beim Chromitkorn im Raduschatyp — meist im heißen Magmar a u m stärker gewandert — ist kräftige Korrosion eher anzutreffen als beim Ormigliatyp
mit Flözballung von Chromit an Ort und Stelle.

Früh- und Spätausscheidung des Chromits spielen sich ausschließlich
in den Gesteinen der Frühkristallisation des Stamm-Magmas ab, reichen
nicht mehr in die Haupt- und Restkristallisation hinein, ja letztere beide
treten mengenmäßig meist völlig zurück, Umstände, die neben anderenfür ein s e l b s t ä n d i g e s p e r i d o t i t i s c h e s M a g m a sprechen.
Die Bedeutung von Früh- und Spätausscheidung des Chromits wird
weiterhin herabgedrückt, indem Lagerungsverhältnisse und Strukturen
wahrscheinlich machen, daß im ultrabasischen Schmelzfluß schließlich
z ä h f l ü s s i g e T e i l s c h m e l z e n nebeneinander bestehen, jede der Teilschmelzen kann Chromit in sich aufgenommen haben, geringfügige U n t e r s c h i e d e in der V i s k o s i t ä t vermögen bei Magmenbewegung ein relatives

i

i

i

Abb. 124. „Magmatischer" Verwurf (Handstück aus der Lagerstätte Kalimash bei Kukes
in Nordalbanien, siehe auch Photoabb. 19).
Sphäroidisches Chromerz wird in der Zähflüssigkeitsphase von Olivinmagma zerteilt undverschoben.

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at391„jünger" und „älter" vorzutäuschen (Photoabb. 19). Doch überwiegt bei
großgewachsenen Lagerstättentypen, besonders jenen der Schlierenplatten
der Eindruck, daß sich Chromit, vermutlich unterstützt durch seine
Wasseraureole, mit Vorliebe jenen Teilschmelzen zuwendet, die sich länger
flüssig zu erhalten vermögen, meist ist dies dann ein Ausschnitt desdunitischen Gesteinsumfanges.
Die lagerstättenmäßigen Verdichtungen von Chromitsubstanz sindzweifellos in vielen Fällen nicht erst im unmittelbaren Gefolge der Auskristallisation aus dem Magma erfolgt, sondern waren bereits im flüssig
viskosen Zustand als präexistierende Erzschmelzen gegenwärtig, zusammen
mit den übrigen Teilschmelzen der Gesteine. Wo Anteile flüchtiger Bestandteile, Adsorption magmatischen Wassers, die Viskosität der Erzschmelzen
herabsetzten, waren diese Chromitansammlungen fähig, sich länger mobil
zu erhalten und innerhalb des basischen Magmenkörpers auch engbegrenzte
gangähnliche Intrusionen hervorzurufen.
Die Viskosität stellt sich der Entwicklung von gravitativen Phänomenen
im Momente der Erstarrung hindernd in den Weg, so daß die Erztexturenviel eher Verteilungsgesetze des Chromits im flüssigen Zustande widerspiegeln denn Folgen von gravitativer Sammlung während der Erstarrung.
Dies gilt auch für die Bildungsweise der Sprenkelerz-Schlierenplatten.
In Bereichen von Chromitausscheidungen, besonders der frühmagmatischen, ist auch eine lebhaftere Gesteinsdifferentiation in allgemeiner
Richtung, Ausscheiden von Pyroxeniten, Gabbropegmatiten usw. verbreitet.
Die Unterschiede zwischen Orogen- und A n o r o g e n t y p u s hochb a s i s c h e r M a g m e n k o m p l e x e wirken sich auch in der Erscheinungsweise der ihnen jeweils zugehörigen Chromitlagerstätten aus. Der Orogentypus kann als der allgemeinere Typus angesehen werden; Anorogentypus,
lokal gleichsam in orogenetischem Schatten verbleibend, ist eher als Sonderfall zu bezeichnen. Dem entspricht, daß der Orogentypus Phänomene
der orogenen u n d anorogenen Entfaltung sowohl vom Gestein als auchvon darin enthaltenen Erzkonzentrationen umfaßt.
Die B a l k a n - u n d K l e i n a s i e n - P e r i d o t i t e gehören zum Orogent y p u s , die in ihnen eingeschlossenen C h r o m i t l a g e r s t ä t t e n finden
in Ormigliatyp und Raduschatyp ihre bezeichnendsten Repräsentanten:
Der O r m i g l i a t y p , die der Magmaschichtung parallele, flözartige Chromitausbreitung ist ein aus Anorogenbedingungen übernommener Rest dermagmatischen Lagerstättengestaltung unter langandauernder statischer
Kristallisation, wie sie im Bushveld Südafrikas ihren klassischen Höhepunkt erfährt. Im R a d u s c h a t y p sind formal und strukturell verschiedene
Chromitlagerstätten vertreten, Schlierenstock, Schlierenplatte, Ovoiderztypen usw. können sich hier, nicht ganz ohne Regel in ihrer Verteilung,im gleichen Peridotitmassiv zusammenfinden.
Aus mineralogischen Bedingtheiten, aus Formen und Strukturen kannauf Ruhe u n d Bewegung, auf Magmenspaltung u n d Kristallisationsdifferentiation nebeneinander und nacheinander als wirkende Gestaltungskräfte von Chromitlagerstätte und Muttergestein geschlossen werden.
Für den Orogentypus des hochbasischen Zyklus, im besonderen für
die durch Ormigliatyp und Raduschatyp der Chromerzlagerstätten gekennzeichneten Orogenperidotite von Balkanhalbinsel und Kleinasien bleibt©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at392
es noch fraglich, wie weit überall die dort heute erkennbare Raumausbreitung des Peridotits — abgesehen von Verschiebungen durch nachfolgende postmagmatische Tektonik — aus einheitlichem undifferenziertem
Magma oder aus b e r e i t s d i f f e r e n z i e r t e m , in T e i l s c h m e l z f l ü s s e n
g e s p a l t e n e m M a g m a erfolgt ist. Die Untersuchung des Innenbaues
der hochbasischen Gesteinsmassive, welcher der nächste Abschnitt gewidmet
ist, legt dar, wie sehr gerade der vielfach erkennbare magmatisch geschichtete Stockwerksbau zugunsten des H o c h s t i e g e s v o n b e r e i t s
d i f f e r e n z i e r t e m M a g m a spricht, das aus einem noch tieferen Magmenkeller mit wahrscheinlich vorwiegend gravitativer Kristallisationsdifferentiation bezogen wurde.

IV. Innere Zonengliederung Chromerz führender Peridotitmassive.
In den ersten, die Geologie des Chromerz führenden P e r i d o t i t m a s s i v e s
bei R a d u s c h a westlich Skoplje in Mazedonien eingehender behandelnden
Arbeiten von M. DONATH [36] einerseits und G. HIESSLEITNER [63]anderseits war bereits die Tatsache vermerkt, daß dort die großen Chromiterzstöcke nahe zur Unterlage, also entlang dem Liegendrand des Serpentins
angeordnet sind.
W. HENCKMANN [323] hatte zur gleichen Zeit für die t ü r k i s c h e n C h r o m e r z l a g e r s t ä t t e n hervorgehoben, daß in den Peridotitmassiven hinsichtlich der Chromerzanhäufungen eine „leichte" und eine „schwere" sowie eine „Sammelzone" unterscheidbar
seien; die erstere, vom „Eruptivschlot" entfernter, führe die chromitärmeren Sprenkelerzlagerstätten, während in der „schweren" und „Sammelzone", dem Schlot nähergerückt,die derben Reicherzvorkommen angeordnet wären.

In den seither verflossenen Jahren konnte die petrographische undgeologische Kenntnis des R a d u s c h a - S e r p e n t i n m a s s i v s in Mazedonien,
vor allem dank des darin umgehenden, intensiv entwickelten Chromerzbergbaues, im einzelnen weiter vorgebracht werden, wobei langsam sichein verhältnismäßig klar herausstellbares Zonenbild vom inneren Aufbau
dieses Massivs zu erkennen gab. I n der knappen Studie „Geologie undBergbau der Chromerzlagerstätten des Balkans" ([6] 1937) habe ich erstmalig den zonen-, bzw. schichtartigen Aufbau dieses Gebietes in Profil
und kurzer Beschreibung aufgezeigt. Diese Erkenntnis wurde seither
vervollkommnet und konnte, durch Vergleiche mit einer Reihe anderer
Chromerzgebiete des Balkans und Kleinasiens gestützt, zu einigen grundsätzlichen Beobachtungen und Schlüssen über inneren Bau peridotitischer
Massive im allgemeinen vorgelangen.
Daß gerade das S e r p e n t i n m a s s i v z w i s c h e n V a r d a r - u n d L e p e n a c t a l Mazedoniens in besonderem Maße für das Studium des Innenbauproblems sich eignet, ist — hierschon wiederholt betont — seiner b e s o n d e r e n t e k t o n i s c h e n S t e l l u n g zu danken.
Obwohl knapp am Hauptstörungsgebiet der NNW-SSO streichenden Vardar-Schuppenzone gelegen, stand der Hauptteil dieses Serpentinmassivs, geschützt durch den gegen die
Vardarzone vorragenden Kristallinsporn des Schar planina-Gebirges, gleichsam imtektonischen Schatten und wurde nur an seinem NO-Rand von der engseharigen intensiven Zerschuppung erfaßt; im übrigen h a t es, trotz reichlicher Durchstörung kleineren
und mittleren Ausmaßes, seinen inneren Zusammenhang, seine ursprüngliche Geschlossenheit bewahrt. Dieses chromreichste der balkanischen Serpentinmassive, dessen geologische©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at393
Verbandsverhältnisse bereits im ersten Teil dieser Darstellung ausführlieh besprochen
wurden, mißt in seiner Längserstreckung, die auch ungefähr dem Streichen seiner Unterlage aus hauptsäehlich phyllitischen Schiefern und Kalken parallel geht, etwa 15 km in
NW-SO-Richtung, quer dazu 3—5 km in oberflächlichen Dimensionen, bei einem vermutbaren Tiefgang von etwa 1-5—2-0 km.

Abb. 125. Zonenkärtchen des Chromerz führenden Peridotitmassivs von Radusoha.
B = Basiszone mit massiven Erzstöcken (Nr. 1 = Orasje, Nr. 2 = Nada, Nr. 3 = Gorne
Raduscha und Raduscha reka), M = Erzarme Mittlere Gebankte Zone, O = Gorancezone,
reich an Schlierenplatten, R = Werksanlage Raduscha.

Die Q u e r p r o f i l e d u r c h d a s R a d u s c h a - S e r p e n t i n m a s s i v zeigen
einen gleichartigen, durch Lagerstättentypen und petrographische Ausbildungsweise gekennzeichneten Aufbau, die Andeutung einer durch
magmatische Schichtung bedingten Z o n e n g l i e d e r u n g . Für die Unterscheidbarkeit der Zonen gelten nun freilich nicht immer klare, geologischscharf kartierbare Grenzen, da Übergänge und unscheinbare Gesteinswechsel oft keine in die Augen springenden Unterschiede vermitteln.
Immerhin kann eine Zonenabgrenzung im Maßstab 1 : 100.000 schon annähernd versucht werden. Dabei sind aber Einzelheiten der Zonen-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at394
gliederung fallweise morphologisch doch recht gut angedeutet und vermögen ein eindruckvolles Bild vom schichtweisen Aufbau einer mächtigen
basischen Masse zu liefern:
Die B a s i s z o n e , bis zu einigen 100 m mächtig, nicht überall ausgebildet,
folgt der Schieferunterlage zunächst. Sie ist gekennzeichnet durch unregelmäßiges, fladenartiges Aneinanderstoßen Pyroxen führender und dunitischer
Peridotitgesteinsmassen. In letzteren treten die großen D e r b e r z s t ö c k e
C h r o m i t auf, meist massig struiert, zum kleinen Teil in korngeregelter
Struktur; Sprenkelerzausbildung überhaupt und ihre Anordnung in
Schlierenplatten treten zurück. Schichtparallele Bankung ist in der Basiszone wenig zu finden.
E s scheint fraglich, ob die Basiszone überall vorhanden ist. Ihr vermutbares Fehlenin einzelnen Abschnitten des Gebietes zwischen Orasje und Raduscha, ohne daß mit
Sicherheit tektonische Ursachen hiefür erkennbar wären, hat die Vorstellung geweckt,
daß primär mit dem Magmenaufstieg sich sackartige Vertiefungen, Einbeulungen derUnterlage herausbildeten, die für die Platznahme der Basiszone, soweit sie nicht durchgehend vorhanden ist, vorweg benutzt wurden. Diese Vorstellung findet sich auf dem etwas
schematisierten petrographischen Querschnitt durch den Raduschaserpentin auf Tafel I X
wiedergegeben; sie h a t erst noch weiteren Beobachtungen und Erfahrungen standzuhalten,
bevor tektonische Ursachen für das fallweise Fehlen der Basiszone vollständig ausgeschaltet werden dürfen.

Über der Basiszone baut sich, in allen Querprofilen feststellbar, allmählich, ohne eigentliche Grenze, die e r z a r m e g e b a n k t e Zone auf,auch „Mittlere gebankte Zone" zu bezeichnen; sie ist das eigentliche Rückgrat des basischen Massivs. Diese Zone ist gekennzeichnet durch lagenweisen Wechsel von im Streichen lang aushaltenden, dunitischen undPyroxen führenden Peridotitgesteinen, wobei die einzelnen Lagen, sichparallel übereinandertürmend, ein um die N-Richtung schwankendes,
flaches bis mittelsteiles Einfallen haben.
Die M ä c h t i g k e i t der einzelnen Gesteinslagen, Pyroxen führend oderpyroxenfrei, schwankt von wenigen Metern bis zu 50 m und mehr.
Härte- und Verwitterbarkeitsunterschiede zwischen den petrographisch verschiedenen
Gesteinslagen bewirken im nackten Steilgelände auch m o r p h o l o g i s c h e i n H e r v o r t r e t e n d e r m a g m a t i s c h e n S c h i c h t g r e n z e n , in Form von Gefällsknicken, vonTerassenbildungen herab bis zu winzigen Ansätzen von solchen, von Lockerbildungenund beginnenden Schutthalden. Besteht Bewachsung mit Eichenbuschwald oder Juniperus — den Acaccaeen des Bushveld vergleichbar — im sonst halbnackten Gelände, so
findet der Baumwuchs entlang der Terassenansätze und Lockerbildungen, die auch die
Feuchtigkeit zurückhalten, begünstigtes Wachstum; es entstehen dabei oft parallele,linear ausgerichtete Buschreihen, welche dem Beschauer eindringlich den Verlauf dermagmatischen Gesteinsgrenzen und ihrer konform verlaufenden Schichtungsbankung —als e i n e der Peridotit-Bankungen — vor Augen führen (Abb. 19 und 127).

Ein weiteres äußeres Kennzeichen der gebankten Zone ist, wie auchihr Name besagen soll, eine oft scharf ausgeprägte B a n k u n g , die namentlichin den Pyroxen führenden Gesteinen hervortritt, aber auch den Duniten
nicht fehlt. Es liegt eine ungefähr parallelepipedische Bankungsabsonderungvor, wobei aber nur jeweils eine der drei Bankungsebenen, schärfer undregelmäßiger ausgeprägt als die beiden anderen, die sinnfällige „Gesteinsbankung" ausmacht. Dies ist aber in der Regel nicht die Schichtungsbankung, welch letztere fallweise gleich den Gesteinsgrenzen, weil wie
diese flach verlaufend, da und dort durch Buschreihen ausgezeichnet seinkann; sondern die H a u p t b a n k u n g s f u g e n stehen vielfach ungefähr©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at395
senkrecht auf die magmatischen Schichtgrenzflächen, sind also steil gestellt,
mit ihrer Streichrichtung um die N—S-Richtung pendelnd.
Die Ebene der Hauptbankungsfuge ist zugleich auch häufig der Ebene
parallel, welcher die S c h l i e r e n p l a t t e n a u s b i l d u n g der Chromitausscheidungen innerhalb der dunitischen Gesteinslagen folgen.
Es ist ferner eine wesentliche Beobachtung, daß die Richtung dieser
H a u p t b a n k u n g s f u g e n quer durch den magmatischen Gesteinsl a g e n w e c h s e l ungehindert durchsetzen kann, daß also das gesamte
basische Massiv, bereits in horizontale Gesteinslagen differenziert, abernoch als flüssiger Brei, unter einheitlichen Abkühlungsspannungen unddie sich b i l d e n d e n A b k ü h l u n g s k l ü f t e m e h r m i n d e r u n t e r e i n e meinheitlichen Richtungsgesetz standen.
Süd

Nord

Seilbahn
Spannstation

Gorancetat
Pingen des
Crv Raduscha-reka
bei Ravniste
am Goränceplatiaut
ca 650m SH

D+PyP

I

D = Dunit, klüftig, stärker serpentinisiertI

I D = Pyroxenarmer Dunit

Cr = Chromerzführung

I

h. D.

frischer harter, noch olivinr. D

PyP = Pyroxenperidotit(meist Harzburgit)

Stö = große Bütterstörungen

Py = Pyroxenit(meist Bronzitit)
Klüfte u. Bankungsfugen

Abb. 126. Der magmatische Schichtenaufbau des Raduschamassivs im Profil Raduscha
reka-Ra vniäte.
Das p e t r o g r a p h i s c h - g e o l o g i s c h e D e t a i l p r o f i l , Abb. 126, vereinfacht aberungefähr doch maßstabrichtig, für den Querschnitt R a d u s c h a - R a v n i s t e gültig,
zeigt die Verhältnisse in einem Idealschnitt zusammengezogen, wie sie im einzelnen
beobachtet und im Zusammenhang wie vorstehend dargelegt gedeutet wurden. Bei
weiterer Ausdehnung des Längsprofiles im Streichen würde freilich zum Ausdruck kommen
müssen, daß nicht immer eine ganz strenge Horizontbeständigkeit der einzelnen magmatischen Schichtglieder besteht, sondern Auskeilen, Wiederansetzen, öfters flach linsenförmige Ausbreitung vor sich gehen können, ohne jedoch damit den geschlossenen Gesamteindruck von der mittleren gebankten Zone Abbruch zu tun.
Die geologische Einzelaufnahme mehrerer Querprofile im Raduschabereieh verzeichnete auch die vorzüglich in den Duniten verlagerten reinen Pyroxenitschlieren. I n
Gesamtheit gesehen, bestünde die Aufspaltung der basischen Massen darin, daß ein
pyroxenperidotitisch aufgebautes Stamm-Magma sich lagenweise in Pyroxenperidotitmassen mit wechselndem Pyroxengehalt scheide, wobei in dunitischen Lagen der auf©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at396
diesen Abschnitt entfallende Pyroxengehalt in massigen Schlieren gehäuft unregelmäßig
verteilt wäre.

Das dargestellte Einzelprofil durch das Raduscham assiv ist in seinen
Grundzügen auch in den anderen Querprofilen des ausgedehnten Peridotitstockes in guter Deutlichkeit wieder zu erkennen. Damit offenbart sichein g r a n d i o s e r m a g m a t i s c h e r S c h i c h t a u f b a u , der in seiner Gesetzmäßigkeit über die lokale Bedeutung hinaus auch für die Klärung desBaues anderer basischer Massive und ihrer Chromerzlagerstätten Beiträge
zu liefern vermag.

Abb. 127. Ansichtsskizze vom Lagenbau des Raduschamassivs. Blick vom Weg Raduscha
nach Ravniste gegen NO.
Vordergrund: Profilandeutung von Basiszone und Gebankte Zone (D = Dunit, PyP =Pyroxenperidotit, Py = Pyroxenit, CV=Chromitlagerstätte, U = Schiefer-Kalk-Unterlage.
Mittelgrund: Gebankte Zone des Peridotitmassivs; die magmatischen Schichtungsfugen,mäßig steil N = fallend, begünstigen den Baumwuchs.
I m Hintergrund schneidet die transgressive Oberkreide von Kuckovo flach über die
Schichtköpfe der Peridotitmassen (S) hinweg, über beide spannt sich die pliozäne
Hochfläche.

Die Konservierung dieses Schichtenbaues im großen bis herunter zur
Abkühlungsbankung im kleinen — von jüngerer tektonischer Durchstörung abgesehen — zeitlich den später erfolgten Vorgang der Serpentinisierung überdauernd, beweist, daß letztere ohne eigentliche Volumvermehrung als reine Pseudomorphose vor sich ging.
Die M ä c h t i g k e i t der m i t t l e r e n g e b a n k t e n Zone, bis zum Auftreten der sprenkelerzreichen Dunitzone von Gorance im Hangendbereich
gemessen, senkrecht zum Schichtfallen, ist ungefähr mit 1000 m anzugeben.
Das Fehlen von Basiszone im Bereich der letzten Kilometer des Vardarlaufes vor
Verlassen des Raduscha-Peridotitmassivs bei Kysela voda und Eintritt in die Skopljer
Ebene, ist dem Eingreifen einer Randstörung des Skopljer Beckens zuzuschreiben. An ihr
liegt, längs steil gestellter phyllitischer Schiefer der Unterlage, eine Zunge sandigen Jungtertiärs eingeklemmt, der kühle Schwefelsäuerling steigt an ihr empor. Die flach zum
Vardartal absinkenden Kalkbänke des Schedenberges stoßen stumpf an Serpentin ab.
Die chromreiche Basiszone des Peridotitmassivs ist hier in die Tiefe versenkt. I n steiler
Wandflucht steigt unmittelbar die geschichtete, fast erzleere Serpentinzone aus der Talsohle empor; die flach nordwärts absinkende magmatische Schichtung verrät sich, besonders bei schräger Beleuchtung hervortretend, durch horizontal verlaufende Grasbänder, während die steilstehende Hauptbankung klotzige Felsabstürze erzeugt. (Sieheauch Abb. 14 und 18.)

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at397
Die G o r a n c e z o n e im Eaduschamassiv kann als Zone für sich oder
nur als Einzelfall einer chromitreichen pyroxenarmen bis dunitischen
Schichtlage innerhalb des höheren Abschnittes der gebankten Zone aufgefaßt werden; ihre Mächtigkeit umfaßt 200—500 m.
Ü b e r der G o r a n c e z o n e setzt der Wechsel magmatisch geschichteterpyroxenreicher und pyroxenarmer Peridotitlagen noch weiter fort.
Die P y r o x e n p e r i d o t i t e der g e b a n k t e n Zone sind im Ravnisteprofil vorwiegend Harzburgite, vereinzelt Lherzolithe und noch seltener
Wehrlite; eine Gesetzmäßigkeit ihrer gegenseitigen Verbreitung wurde
nicht erkannt.
Die D u n i t e der g e b a n k t e n Zone und im besonderen jene der Gorancezone in ihr sind vorzüglich die Heimat der als „Schlierenplatten" bezeichneten
Ausbildungsform von C h r o m i t l a g e r s t ä t t e n . Die Lagerstätten Ravniste
und Belikamen, heute bereits ausgebaut, mit 20.000 bzw. 40.000 t Erzinhalt, der heute in Abbau befindliche bedeutende Erzkörper Andre I I
und eine Reihe kleinerer und mittlerer Lagerstätten des Gorancerevierssind Schlierenplatten.
Steil, fast senkrecht zum Flächenverlauf der magmatischen Schichtung
stehend, bilden die Schlierenplatten in Dunit schwimmende, planparallelausgerichtete Sprenkelerzkörper.
S c h l i e r e n p l a t t e n , die H e r a u s b i l d u n g e i n e r B a s i s z o n e m i t
Anordnung stockförmig massierter Chromerzkörper, darüber
die A u s b r e i t u n g e i n e r m ä c h t i g e n g e b a n k t e n ,vorwiegenda u s P y r o x e n p e r i d o t i t z u s a m m e n g e s e t z t e n , in d i e s e m
fast
d u r c h w e g s s t e r i l e n Zone, s i n d z u s a m m e n m i t d e n ü b r i g e n
E r s c h e i n u n g e n des hier anzutreffenden m a g m a t i s c h e n Lagenb a u e s die H a u p t k e n n z e i c h e n
der n a c hRaduschavorbild
g e b a u t e n b a s i s c h - u l t r a b a s i s c h e n C h r o m e r z f ü h r e n d e n Massive.
Der Teilquerschnitt in der Längsrichtung des Raduschamassivs (Tafel IX) zeigtüberdies an, wie das S c h l i e r e n p l a t t e n s t r e i c h e n und - e i n f a l l e n in der Regel, wie
erwähnt, mit der steilgestellten H a u p t b a n k u n g s r i c h t u n g zusammenfällt. Besonders
schön ist diese Beobachtung an den messerscharf ausgerichteten Schlierenplatten derLagerstätten „ R a s k o p " bei Raduscha zu machen, in einem mittleren Abschnitt dergebankten Zone, fehlt aber auch an den Haupterzplatten der höheren Gorancezone nicht.
Das G o r a n c e p l a t e a u , beherrscht von einer lokalen Grabentektonik mit ihren Randstörungen, h a t allerdings Schollenverstellungen erlitten, die fallweise Abweichungen vonden sonst das übrige Massiv ziemlieh gleichartig durchsetzenden Plattenrichtungen mit
sich brachten. Auch primär kann örtlich geänderte Bankungsrichtung in Wechselwirkung
m i t entsprechender Abweichung der Schlierenplattenrichtung verbunden sein.

In petrographischer Hinsicht ist im Raduschamassiv noch auffällig,
daß die reinen P y r o x e n i t s c h l i e r e n , meist ebenfalls in flache horizontal
ausgebreitete Fladen gedehnt, vorzüglich in den d u n i t i s c h e n Horizonten
lagern, während die Pyroxenperidotitlagen von Pyroxenit in der Regel
nur in Gangschlieren oder in dünnen Gängchen durchsetzt werden. Es
hat den Anschein, als würden die Pyroxenschlieren im Dunit nur die
pyroxenitische Aussaigerung der ursprünglich ebenfalls pyroxenperidotitischzusammengesetzten jetzt dunitischen Gesteinslage entsprechen.
Die Frage bleibt offen, ob im Rhythmus der pyroxenfreien und pyroxenhaltigen Peridotitlagen nicht jeweils schon der schwerere Dunit mit Chromitu n t e n und der leichtere Pyroxenperidotit o b e n zu einer S a i g e r u n g s ^©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at398
o d e r E n t m i s c h u n g s e i n h e i t z w e i t e r O r d n u n g im Gesamtprozeßeines beginnenden „Crystal settling" zusammengehören.
Zu den lagerstättenkundlichen Eigentümlichkeiten der mittleren gebankten Zone ist ferner anzuführen, daß ihr vor allem, wenn auch nicht
ausschließlich, die E r z v o r k o m m e n m i t s p h ä r i s c h e n S t r u k t u r e nangehören, meist in Form von Kleinvorkommen als Leoparderz.
Ausschließlich vorbehalten der gebankten Zone, u. zw. ihrem mittleren
Abschnitt, ist ferner — nach bisherigen Beobachtungen — der Chromerztypus „Ringelerz" oder E r z o v o i d m i t z w e i t e r (ausnahmsweise
dritter) E r z s c h a l e : die Vorkommen K a v i r Odjak, dessen Erzstruktur
ich bereits 1931 [63] beschrieb und abbildete, sowie K y s e l a v o d a liegenvereinzelt im Dunit inmitten der nach oben und unten sterilen pyroxenperidotitischen gebankten Zone.
Anorthositschlieren, bzw. G a n g s c h l i e r e n v o n G a b b r o p e g m a t i t ,Gabbroaplit, sind in der mittleren Zone häufiger zugegen als in der Basiszone.
Gewiß sind bei scheinbarer Einförmigkeit im Aufbau des RaduschaPeridotitmassivs die zonaren Unterschiede nicht allsogleich in die Augen
springend, aber die Erkenntnis, einmal gewonnen und petrographisch,lagerstättenkundlieh und nicht zuletzt auch morphologisch immer wieder
durch Begehungen und Untersuchungen erprobt, ist dieses innere Baugesetz auch nicht mehr aus den Augen zu verlieren.
Im besonderen ist es die mittlere gebankte Zone, welche die äußere
Erscheinung des magmatischen Schichtaufbaues bestreitet und Orientierung
in der Horizontierbarkeit desselben rasch ermöglicht, öfters ist in dieser
Zone der dunitische Anteil im Schichtaufbau so stark zurückgetreten,
daß die Pyroxenperidotite fast allein das Profil beherrschen: Nach deutlicherkennbaren Schichtungsfugen gebankt, von steilstehender Bankung
durchsetzt, ohne Dunit meist erzleer und somit eine Sterilzone verkörpernd,
hat die m i t t l e r e g e b a n k t e Z o n e ein höchst kennzeichnendes undeinprägsames Antlitz.
Die Beobachtungen und Schlüsse über inneren Aufbau des Raduschamassivs sind nicht nur für die lokalen praktischen Bergbauaufgaben, fürden Ausrichtungsbau der Chromerzgewinnung von Bedeutung, sondernsie gestatten auch, n a c h ä h n l i c h e n G e s e t z l i c h k e i t e n im A u f b a u
a n d e r e r P e r i d o t i t m a s s i v e zu suchen und damit an a l l g e m e i n e
Grundfragen des Baues basischer Massive h e r a n z u k o m m e n .
Schon 1937 habe ich in einem Vortrage am Leobner Bergmannstag[6] für die im Raduscha-Peridotit auftretenden Merkmale magmatischer
Schichtung den Vergleich mit der allerdings unvergleichlich großartigeren
und sinnfälligeren magmatischen Großschichtung des Bushveld Igneous
Complex in Südafrika nicht gescheut.
Im Vergleich noch näher passend, vor allem auch in petrographischer•Beziehung, ebenfalls 1937 angezogen, stehen die geschichteten Peridotitmassen der T r o u t R i v e r a r e a in New P o u n d l a n d , K a n a d a , die
Earl INGERSON [660] eingehend schildert.
A m T r o u t R i v e r ( T a f e l l X a , nach Textangaben [660] vereinfacht gezeichnet) handelt
es sich u m wenig gestörte, in sich ruhig gelagerte Peridotitmassen, in Größenausdehnung©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at399
von 16 x10 km und 1 5 x 9 fem, die als Lakkolithintrusionen in altpaläozoische Schichten
aufgefaßt werden. Ähnlich wie im Bushveld treten hier feldspatreiche Gesteinslagen als
gewichtiges Bauelement innerhalb des Peridotitmassivs auf, während im Vardarbezirk
Mazedoniens Feldspat in den gesteinsbildend nur untergeordnet verbreiteten Gabbropegmatiten zugegen ist. Eine „Basalzone" wird unterschieden, für sich 4—5 km dick,von Dunit und Bronzitperidotit zusammengesetzt, mit Bronzitschlieren und langlinsigen
Chromitkörpern, die bis 1-8 m mächtig, innerhalb der oberen Basalzone in dünnen Reihen
schichtparallel ausgezogen angeordnet sind. Darüber folgt die „Kritische Zone", 2-2 km
stark, aus Feldspat führenden Peridotitlagen bestehend, nur vereinzelt Chromitvorkommen
bergend. Bedeckt wird die kritische Zone von einer dünnen 0-5 km mächtigen Lage vonDunit und Pyroxenperidotit.
Die Lagenstruktur der basischen Massen des Trout-Riverbezirkes wird von I N G E R S O N
erklärt durch gravitative Kristallisationsdifferentiation e i n e s Magmas. Die Wiederholung
von Gesteinslagen gleicher mineralogischer Zusammensetzung sei ermöglicht gewesen
entweder durch Zuströmen neuen Magmas oder durch Auflösen schon halb verfestigter
Magmenteile und späteres Wiederausscheiden derselben.
Als Eruptionstemperatur wird 1200° C veranschlagt. Von Wesenheit ist, daß diepetrographischen Erscheinungen auch hier auf „gleichzeitiges Flüssigsein" der Gesteinsglieder während der Platznahme deuten. Die Textur der Gesteine ist feinkristallin, dieausgeübte Kontaktmetamorphose unbedeutend.

Wird der Vergleich des New Foundland Lakkolithen zur Peridotitmassedes Vardarbezirkes bei Raduscha gezogen, so scheint allerdings bei Raduscha
die sogenannte kritische Zone verkümmert zu sein, es sei denn, daß man
hiefür die gesamte mittlere gebankte Zone mit ihren häufigeren Gabbropegmatiteinsehaltungen als ungefähres Analogon in Anspruch nimmt.
Die allerdings erst in höheren Abschnitten Chromerz führende Basalzone
New Foundlands würde der chromreichen Basiszone von Raduscha entsprechen.
Die klassische Stätte von Lagenbau und magmatischer Schichtung
basischer Intrusivmassen ist der B u s h v e l d I g n e o u s C o m p l e x in Südafrika.
Die Hinweise auf die Beziehungen zwischen Chromit und Platin im Abschnitt I I I
brachten bereits Einzelheiten aus dem geologischen Bau des Bushveld in Erinnerung.
Tabelle und Textangabe von A. L. H A L L [598] habe ich zu Abb. 2 auf Tafel I X benützt,u m damit ein vereinfachtes, anschauliches Querschnittbild durch den Bushveld den Verhältnissen des Raduschalakkolithen gegenüberzustellen. Die Beziehungen sind freilichhöchst allgemeiner N a t u r : Lagenbau überhaupt, Differentiation z. T. unter Schwere einwirkung, die leichteren Gesteinszonen im Hangend über den schwereren im Liegend,
Chromitreichtum der unteren Zonen.

Daß nicht allzu ähnliche Verhältnisse magmatischer Schichtung inRaduscha und im Bushveld sich gegenüberstehen, ist u. a. schon aus der
großen petrographischen Verschiedenheit erklärlich: die b a s i s c h e n
M a s s i v e des B a l k a n s s i n d g e g e n ü b e r dem B u s h v e l d u m e i n e n
k r ä f t i g e n S k a l e n t e i l i n s B a s i s c h e r e g e r ü c k t , Feldspatperidotite
und mächtige Noritzonen sind selten. Gabbros, Olivingabbros stehen
am Balkan nur ausnahmsweise in gleichzeitig flüssigem Verband mit den
Peridotiten, in der Regel gehören sie zur unmittelbaren Eruptionsnachfolge
der bereits erstarrten ultrabasischen Massen. — In wenigen Fällen, so
bei R a s k a und R o g o z n a im I b a r t a l Südwestserbiens, ist schlieriger
Ausfall von Gabbro innerhalb Peridotit und gleichzeitig mit diesem verfestigt, durch Feldbefund und Dünnschliff nachzuweisen; es sind diesaber untergeordnete Massen, nur wenig über das übliche Auftreten vonGabbropegmatiten hinauswachsend.

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400
Nur die dem L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t der Vardar-Peridotitzone
angehörenden basischen Massen beanspruchen fallweise eine A u s n a h m s s t e l l u n g , indem gabbroide Zonen zwar scharf abgegrenzt, aber doch ineinem gemeinsamen Stockwerksbau mit peridotitischen-pyroxenitischen
Gesteinszonen zusammentreten.
Die ü b r i g e n g r o ß e n G a b b r o m a s s e n im B e r e i c h der B a l k a n p e r i d o t i t e erweisen sich als relativ jüngere, den Peridotit durchbrechende
Eruptiva, sie spielen demnach im magmatischen Schichtungsvorgang
des Peridotitzyklus keine Rolle.
Der V e r g l e i c h m i t dem B u s h v e l d führt am ehesten dazu, für dessen„kritische Zone" im g e s a m t e n Raduscha-Lakkolith etwas ungefähr
Entsprechendes zu sehen; doch wäre in Raduscha die „kritische Zone"
unterteilt in eine basale, an Chromerzstöcken reiche und eine mittlere
gebankte Zone, mit etwas lockerer Chromerzführung. Die eigentliche„basale Zone" des Bushveld, wie auch die „Übergangszone" wären in
Raduscha ebenso unterdrückt wie der die kritische Zone überlagernde
Haupt-Noritgürtel mit den Titan-Magnetitbändern im Hangend unddie oberste saure Noritzone, all dies, weil eben der saure Pol der basischen
Magmenspaltung, von den Restnachschüben gabbropegmatitischer Gänge
abgesehen, in Raduscha fehlt.
Ein weiteres eindrucksvolles Beispiel von Kristallisationsdifferentiation
und magmatischer Schichtung bietet der schon im Abschn. I I I erwähnte
G r e a t D y k e in Südrhodesien, von gleichem Eruptionsalter—vorpermisch —wie der Bushveld; auch er besitzt eine Basiszone, von Harzburgit mit
teilweise flözartiger Chromerzführung (Abb. 130) eingenommen, darüber
breitet sich die Hauptmasse von augitreichen Noriten und Feldspatpyroxeniten aus, letztere durch Pt-Erze bemerkenswert. Auch hier kanneine Analogie, ins Große gesehen, mit chromreicher Basiszone und mittlerer
gebankter Zone des Vardarraumes angedeutet sein. Vermutbare PtFührung wäre so — wie aus anderen vergleichbaren Gründen auch, worauf
noch zurückgekommen wird — am B a l k a n in die m i t t l e r e g e b a n k t e
Zone zu v e r w e i s e n .
Von großzügigem magmatischem Schichtenbau werden auch die basischen
Gesteine des S t i l l w a t e r C o m p l e x im Staate Montana der USA beherrscht;
die bezügliche Originalarbeit von SAMPSON, HOWLAND, PEOPLES[659] steht mir leider nicht zur Verfügung.
Ganz a l l g e m e i n s c h e i n t sich h e r a u s z u s t e l l e n , d a ß f a s t
a l l e P e r i d o t i t m a s s i v e , C h r o m e r z f ü h r e n d oder n i c h t , die sichi n g r o ß e m Stile, sei es u n t e r Orogen- oder A n o r o g e n b e d i n g u n g e n , e n t f a l t e n k o n n t e n , e i n e n I n n e n b a u v o n lagen- oderschichtartigem Stockwerks-Charakter besitzen.
Den bereits angeführten und näher in Vergleich gesetzten Vorkommen
des Trout river in New Foundland, des Bushveld, des Great Dyke, seien
noch kurze Hinweise auf weitere außerbalkanisch-anatolische Peridotitmassive angefügt, wo ebenfalls magmatischer Schichtungscharakter oder
Lagenbau in Erscheinung tritt. Überwiegend sind es Vorkommen aus
dem Orogentypus basischer Massen.
V. HAUSEN [493] hat jüngst magmatischen Lagenbau von dem basischen
H a l d i t j o k k o m a s s i v in N o r d f i n n l a n d bekannt gemacht.

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Abb. 128. Der schichtige Aufbau des basischen Halditjokkomassivs in Nordfinnland, nach
H . H A U S E N (Abb. 6, p . 524 in [493]; überhöht).
1 = hyperitischer Gabbro, V = Olivingabbro, 2 = gebänderte Troktolithe, 3 = Olivinfelse,
4 = Uralitdiabas. S '= Schiefer der Unterlage.
Die magmatischen Grenzflächen der einzelnen Spaltglieder liegen auch hier parallel
zur Unterlage, die aus kristallinen Schiefern besteht, die Gesteine selbst tragen Fließspuren, die ebenfalls parallel zur Unterlage verlaufen. Über Hyperit (Hypersthen und
Apatit führender Gabbronorit) breitet sich abwechselnd Olivinfels und Troktolith (Plagioklas-Peridotit) aus, nach oben schließt Olivingabbro ab.
Umgekehrtes, das Schwere nach oben, hat A. H A R K E R ([505] cit. HAUSEN) von der
I n s e l R u m , Nordwestschottland, beschrieben, wo Peridotit die Plagioklas führenden
Olivin-Pyroxengesteine überlagert.

In P e t s a m o in N o r d f i n n l a n d umfaßt nach Heikki VÄYRYNEN[497] die Petrologie des N i - E r z f e l d e s v o n K a u l a t u n t u r i eine ultrabasische Serie Serpentine, Pyroxenserpentine, Pyroxenite, Pyroxenitgabbros, Gabbro und Gabbrodiorite, welche mit den Schiefern „konkordante
Platten" bilden.
Nach V Ä Y R Y N E N : Übergänge von Pyroxenit zu Serpentin ziemlich scharf, zu
Gabbro langsam. Serpentin überwiegt den Gabbro, also sehr basisches Stamm-Magma.
Die Trennung in Olivingesteine, Pyroxenite und Gabbro wird in die Zeit des Aufstieges inmobile Zonen verlegt.
Der geschichtete magmatische Bau des basischen Nygardplutonss c h w e d e n wurde von W. LARSSON [494 a] dargestellt.

in

Mittel-Das Peridotitgebiet, Chrom und Platin führend, von K r a s n o - U r a l s k
im m i t t l e r e n U r a l fand bereits im vorhergehenden Abschnitt in der
Erörterung über die Beziehung von Chrom zu Platin entsprechenden
Hinweis, wobei der stockwerkartige Aufbau des Massivs hervorgehoben
wurde.
I n den Profilen, welche dem Führer zum Internationalen Geologenkongreß 1937 [547]beigegeben sind, nimmt die Dunitzone mit ihren Metallkonzentrationen den tiefsten Platz
im Stockwerk ein, ihr auf liegen Pyroxenite und darüber Gabbros.

Auf der Chromerzlagerstätte S a r a n o w s k a y a im m i t t l e r e n U r a lstehen ein flözartiges Vorkommen von AI-reichem Derberz und Sprenkelerz,
der hochserpentinisierte Harzburgit als Muttergestein sowie ein gabbrodioritischer Gesteinszug in engem Lagenverband innerhalb und konformzu einer devonen Schiefer serie.
A. G. B E T E K H T I N in [538] bringt eine Einzeldarstellung über Saranowskaya;
aus eigener Anschauung gewonnene Angaben von der Besuchsfahrt I. G. C. 1937 habe ich
in [540] niedergelegt. — Die Lagerstätte Saranowskaya, formal dem Ormigliatyp der©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at402
Serebriansky

KoswinskyioKazanskyi

10 kmAbb. 129. Profile aus dem Stockwerksbau des Pt-führenden Nishni Tagil Dunit Massivs(Ural). (Nach A. N. ZAVABITSKY und A. G. B E T E K H T I N [547]).
1 = Dunit, 2 = Pyroxenit, 3 = Gabbro und Diorit, 4 — Serie sedim. und vulk. Gesteine.
balkanischen Chromlagerstätten am nächsten zu stellen, scheint aber Platznahme und
Erstarrung unter gerichtetem Druck vollzogen zu haben, damit in den Entstehungsbedingnissen etwas jenen der Titanomagnetitplatten in Gabbro (z. B . Kusa, Südural)sich nähernd, die als Erzschmelzen in erstarrendes Gabbrogestem eindrangen und mit
diesem zusammengepreßt wurden.

Kenntnis über das ultrabasische S h o r d z a m a s s i v in T r a n s k a u k a s i e n ,nächst des Sevansees, vermittelt eine Arbeit von A. G. BETEKHTIN[356], enthalten im Sammelwerk „Chromit in USSR", Moskau 1937.
Wird zwar ein Lagenbau nicht im besonderen betont, so ist doch an Hand
der geologischen Karte ein solcher zu vermuten und 0—W streichende
Achse hiefür anzunehmen.
Das Massiv ist aus Dunit, Harzburgit, Wehrlit, Lherzolith, Pyroxenit und Troktolithzusammengesetzt, für die B E T E K H T I N gleichzeitige Erstarrung annimmt; nach ihm
sind die Dunite in Peridotit als längliche Körper eingebettet, die mit den Umrissen desMassivs parallel laufen. Bei der Intrusion bestanden bereits Teilschmelzen. Die Chromitvorkommen liegen ausschließlich in den Duniten und sind früh- bis spätmagmatischer
Natur.
Auf die Metamorphose der Randzonen des Massivs und auf die Altersdeutung derIntrusion durch A. G. B E T E K H T I N wird in den folgenden Abschnitten Bezug genommen.

Der S e r p e n t i n g ü r t e l d e r A p p a l a c h e n in Nordamerika begleitet
nach Bertrand T. DENIS [640] die gefalteten und sonst gestörten Ketten
dieser paläozoischen Gebirgsbildung in einer langen schmalen Zone parallel
zur Achse des Gebirgsstreichens NO—SW. Das Häuptgestein ist Diabas,
in kleineren Beträgen mit diesem verbunden sind mehr weniger serpentinisierter Dunit, Pyroxenperidotit und Pyroxenit. ' Die Serpentingesteine
nehmen basale Stellung ein und werden von Diabas überdeckt.
Nach D E N I S : Serpentininseln begleiten den Diabas an beiden Rändern. C h r o m i t ist
nicht immer an Dunit gebunden, tritt auch in Lherzolith auf. Die Chromerzlager folgen
der Großstruktur des Gebirgstreichens, ohne daß jedoch eine Horizontierbarkeit der Erzführung vorläge. Neben zahlreichen G r a n i t d u r c h b r ü c h e n finden sich reichlich auch©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at403
solche von feinkörnigen Apliten (ohne Magnesiaminerale), die als Ausscheidung desPeridotitmagmas aufgefaßt werden (Gabbroaplite ?).
Bezüglich der häufigen Erscheinung von Metamorphose des Chromspinells infolge
Granitdurchdringung und Tektonik siehe die bezüglichen Bemerkungen in Abschnitt VI.

Für W e s t a b e s s i n i e n , dem Gebiet der Platinlagerstätten am Birbir,geben VON ZUR MÜHLEN [611] sowie F. HERMANN und G. GÜNTHER[600] folgende Gliederung des basischen Massivs: im Kern Dunit, dannfolgt Pyroxenit und nach außen Hornblendegabbro.
Innerhalb des Dunitmassivs t r i t t das als „Birbirit" bezeichnete quarzitische Gesteinauf (eisenschüssig, feinkristallin) mit Cr-Gehalt 0-6—0-9%, also doppelt so hoch wie jener
des Dunits, eigentliche C h r o m a n h ä u f u n g e n darin sind jedoch bisher nicht bekannt
geworden. Der Birbirit wird als sekundäres Verkieselungsprodukt des Dunits angesehen.
Erst das lateritische Verwitterungsprodukt aus Birbirit enthält Platin. I m Dunit wurde
primäres Platin noch nicht gefunden.

Für die Platin führenden basischen und ultrabasischen Gesteinsmassen
in S i e r r e Leone, B r i t i s c h W e s t a f r i k a , wird primäre Bänderung undschichtähnliche Anordnung ausgesagt.
Nach den Berichten von F . H E ß M A N N und O. G Ü N T H E R [600], sowie J U N N E R[598] und P O L L E T [882]: in der Tiefe befinden sich olivinreiche Troktolithe, im Hangend
weniger basische Gesteine. I n noch heiße, gut gebänderte, mittelkörnige Troktolithe undGabbro-Norite dringen bei einer zweiten „Intrusion" grobkörnige Gabbros, Peridotite
und Gabbropegmatite ein. Schichten von Anorthosit und Beerbachit bilden einen gut
erkennbaren H o r i z o n t . Konzentrische und radial verlaufende Abkühlungsspalten sind
angefüllt mit kleinen Adern von Beerbachit, Dolerit, Mikropegmatit. Platin tritt mit
Ilmenit auf Seifen der Flüsse und an der Küste auf; an Anorthosit gebundene Seifen sindreicher.

Der basische G r e a t D y k e in Nordrhodesien ist von Lagenbau beherrscht.
a.;0Abb. 130.

11 Ka) Schematisches Profil durch den Great Dyke in Südrhodesien nach
R. S T A P P E N B E C K [620].

1 = Granit, 2 = Pikrit, 3 = serpentinisierter Enstatitfels, 4 = Norit, 5 = Anorthosit.
b) Profil durch den Nordabschnitt des Great Dyke (Lomagundi-distrikt)
nach F . E . K E E P [604].
Cr = Chromitflöze, T — Talkschiefer.

Wahrscheinlich liegt auch dem Innenbau des Chromerzgebietes von
S e l u k w e , N o r d r h o d e s i e n , außerhalb des Great Dyke gelegen, wenn
nicht Schichtung so doch angedeuteter Lagenbau zugrunde.

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Selbständigkeit der Chromitschmelzen und deren Anordnung zu Lagerstättenreihen
weisen darauf hin. Die Metamorphose ist hier jedoch bedeutend und hebt sich auffällig
von dem wenig veränderten Gesteinscharakter des benachbarten Great Dyke a b(MUSGRAVE [614]).

Die Gegenüberstellung zu außerbalkanisch-anatolischen Peridotitmassiven ist selbstverständlich keine abschließende; sie ließe sich schon
heute weiter fortführen und wird sicherlich in weitem Umfang wachsen,
sobald den Fragen des Innenbaues basischer Massive auch dort Beachtung
geschenkt wird, wo solche Phänomene nicht so offenkundig sondern erst
bei genauer dahin abgestellter Untersuchung wahrzunehmen sind.
Es lag nun nahe, zu prüfen, wie weit die im Raduschamassiv gewonnenen
Erkenntnisse des magmatischen Lagenbaues und der ihm eingeordneten
Chromerzlagerstätten auch auf andere balkanische sowie kleinasiatische
Chromerz führende Peridotitmassive anwendbar seien.
Die nordwestlich des Raduschagebietes, durch den Kristallinsporn
der Schar getrennten P e r i d o t i t s c h o l l e n von O s t r o v i c a und J e z e r i n a
im o b e r e n L e p e n a c t a l , mit reicher Chromerzführung, gehören zur Basiszone.
Geologischer Kartenausschnitt und Profile, von mir 1934 veröffentlicht [66], lassen
dies bereits z. T. erkennen. Lagerstättencharakter, bänderig-plattiges Erz wechselnd m i t
massigstockartigem Sprenkelerz, auch die petrographischen Verhältnisse, sich wiederholender Lagenverband des Hülldunits der Erze zum vorherrschenden Pyroxenperidotit,
deuten auf Ausscheidungsbedingungen schon in Nähe der gebankten Zone. Die Schräge
der hier zu beobachtenden magmatischen Schichtlagen zur Amphibolitunterlage ist auffallend (Abb. 27), möglicherweise aber doch nicht zur Gänze primär, sondern durch
spätere tektonische Schollenverstellung verstärkt zustande gekommen. Die eigentlichegebankte mittlere Zone ist in Jezerina-Ostrovica durch Erosion entfernt, das Peridotitmassiv erscheint bis auf die Basiszone herab, die in zusammenschrumpfenden Berggipfeln
noch bis 2000 m Sh. aufragt, weitreichend abgetragen.

Das weiträumige Serpentingebiet von O r a h o v a c N o r d P r i z r e n in
Mazedonien ist wohl überwiegend der Hangendzone, also der mittleren
gebankten Zone eines Peridotitmassivs zugehörig.
Für das Chromerzrevier von R o g o z n a westlich des Ibartales bei
Kossovska Mitrovica in Serbien ist hinsichtlich seiner magmatischen
Horizontierung die Deutung der Lagerung einer inmitten des Peridotitmassivs auftretenden Scholle von Schiefer-Hornsteinschichten (Abb. 42)
von Wichtigkeit.
Diese an tiefer Stelle der Peridotitaufschlüsse entblößte Sedimentseholle stammt mit
großer Wahrscheinlichkeit aus dem Hangend, ist grabenförmig versenkt; randliche
Störungen zu Serpentin sind hiefür in ihrem Bewegungssinn noch gut kenntlich. Damit
ist eine hangende Peridotitzone zu vermuten. Die petrographischen Verhältnisse, das
Untermischtsein des Pyroxenperidotits mit schlierig ausgesondertem Gabbro, der oft bis
in kleinste Partikelchen herab in Peridotitgrundmasse schwebt, weisen ebenfalls eher in
die leichtere, hangende gebankte Zone.

In überzeugender Weise habe ich in B o s n i e n den Eindruck gewonnen,
daß hier die eigentliche erzreiche Basiszone des Vardarbezirkes unterdrückt sei, fehlt oder höchstens durch einen etwas erzreicheren Liegendabschnitt der gebankten Zone ersetzt ist.
I n der Hauptsache ist es die mittlere gebankte Zone, welche die bosnischen Serpentingebiete des Krivajatales, von Dubostica, des Osrengebirges bei Maglaj und der Borja
planina zusammensetzen. Wenig Dunit, vorwiegend Pyroxenperidotit, namentlich©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at405
Lherzolith und vielfach ausgezeichnete Bankung sind hier kennzeichnend. Relative
Erzarmut, das Verbreitetsein meist nur kleiner Chromitlagerstätten, dünn gesät, mit
pyroxenitischer „Gangart", stimmt ebenfalls zur Auffassung als mittlere gebankte Zone.
Die Eigenschaft vorzüglicher Bankung des bosnischen Serpentins wurde bereits von
B. W A L T E R 1879 [168] hervorgehoben. M. KISPATIÖ [81] h a t 1900 im kleinen die
Andeutung von magmatischer Schichtung aus dem streifigen Verhalten von Pyroxenbändern in Peridotit herausgelesen.
Die Chromerzanhäufung von D u b o s t i c a in Bosnien (Abb. 50), einem in Linsen aufgelösten Lager vergleichbar, folgt mit ihren Erzschollen den flachabsinkenden Bankungsbzw. Schiehtungsfugen eines massigen Pyroxenperidotits.
Dubostica liegt nahe zum R a n d der ausgedehnten Serpentinmasse des Krivajatales,
die hier von Diabas, auch Amphibolit unterteuft wird. Zu vertiefende Klärung des inneren
Baues dieser Peridotitmasse, ihre Beziehung zum Diabas- und Amphibolitgürtel, lasseneine ins einzelne gehende geologische und petrographische Aufnahme sehr wünschenswert
erscheinen.

Die weitgedehnten, doch geschollten Serpentingebiete im S d e r
V ä r d a r z o n e bei Skoplje, entlang der Durchbruchschluchten des Vardar
zwischen Skoplje und Veles, sind im einzelnen noch wenig untersucht.
Bei der starken Verschuppung des Serpentins mit Kreideschichten, diehier besteht, ist nicht sehr wahrscheinlich, daß innere Baugesetzlichkeiten
der basischen Massen noch in größeren Beziehungen überblickt werden
können.
Die Einsicht in die a l b a n i s c h e n C h r o m e r z f ü h r e n d e n P e r i d o t i t m a s s i v e , welche sich mir erst 1942 eröffnete, hat aufs neue die im mazedonischen Raum gewonnenen Erkenntnisse bezüglich magmatischer
Schichtungsvorgänge bei der Bildung der peridotitischen Lakkolithe
bestätigt.
Im Umkreis von D j a k o v i c a - L e t a j in Nordalbanien herrscht gut
kenntlicher flach geneigter bis fast horizontaler Lagenbau der Peridotite.
Die tiefsten, der Talsohle des Letajbaches zunächst gelegenen Aufschlüsse
entsprechen magmenstratigraphisch auch der größeren BasisnäEe.
Der im Tal etwas dichter gruppierte, erst in Entwicklung befindliche Chromerzbergbau
deutet an, daß die tiefere Zone doch erzreicher ist, auch Dunitmassen nehmen dort zu.
Zum Unterschied vom Raduschabezirk schließen aber auch die höher gebankten undgeschichteten Peridotitmassen, fast durchgehend Pyroxenperidotite, wenn auch sehrvereinzelt, doch auch bedeutendere Chromerzkörper ein. E s sind dies, wie Deva u n d Babajboks, flachlinsige Lagerstätten in dünner Dunithaut, steilstehend zur Magmenschichtung
und einem Streichverlauf, welcher der dinarischen Tektonik fremd ist.

Das ausgezeichnete Beispiel eines magmatischen Lagenbaues vonDunit und Pyroxenperidotit in mehrfachem Wechsel bietet sich in der
Chromerz führenden Peridotitzone von K u k e s westlich des Schwarzen
Drinflusses in Nordalbanien dar (Abb. 90).
Breite Dunitzonen, mit mittelsteiler bis wohl auch steiler Schichtbegrenzung zum
anschließenden erzleeren Pyroxenperidotit beherbergen beachtliche Chromitlagerstätten,
die plattig, sprenkelig, aber auch mehr massig und sphäroidisch struiert sein können.
Scharf ausgebildete steilstehende Abkühlungsbankung durchsetzt hier insonderheit
den Dunit. Das geologische Gesamtbild läßt eher, ungeachtet des Chromreichtums, auf
mittlere gebankte Zone schließen, vielleicht liegt der unterste Abschnitt derselben vor.

Für den Bereich der M e r d i t a in Nordalbanien wäre man an Hand
des Querprofiles von Baron NOPCSA [234] geneigt, hier ganz großzügigen
Lagenbau, ein schüsselartiges Übereinandergestülptsein der basischen
Massen zu vermuten, würde dieser Eindruck nicht doch nur in derZufälligkeit der Darstellung bedingt sein können, die gewaltige Durchstörung dieses Gebietes in diesem Fall unzureichend zum Ausdruck bringend.

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406
WSW

ONO

Abb. 131. Querprofil durch die Merdita in Nordalbanien nach F . v. NOPCSA (Abb. 136
in [234]).
1 = Serpentin, 2 = Diabas, 3 = Diorit.
T = Trias (u = untertriadische Schiefer, o = obertriadischer Kalk), ck = Hippuritenkalk
der Küstenketten, ck' = Kreide der Merdita, E = Eozän, PI = Pliozän.

Nach dem Profil von NOPCSA, in Abb. 131 wiedergegeben, würde
Diabas als oberste Schicht das Zentrum der steilrandigen Schüssel einnehmen. Die Peridotite bleiben unten. Bedeutende und umgrenzbare
Ausschnitte von Dunit bilden zufolge der geologischen Kartendarstellung
von NOPCSA NS-gerichtete Areale. Im Dunit sind k e i n e C h r o m i t a n h ä u f u n g e n gefunden worden.
Die Peridotitmassen bei K l o s in Mittelalbanien verraten flach gewölbten magmatischen Schichtenbau, an Letaj erinnernd (Abb. 93).
Die Hauptmasse besteht aus Pyroxenperidotiten, mit einigen wenigen, doch an
Chromerz ergiebigen Duniteinschlüssen. F ü r Klos ist wohl ausschließlich mittlere gebankte
Zone anzunehmen.

Für die weitgespannten Peridotitmassen am O c h r i d s e e bei P o g r a d e c ,an der O-Grenze Mittelalbaniens, sind meine Beobachtungen hinsichtlichmagmatischen Zonenbaues nicht recht schlüssig geworden.
Eine Gliederung in Basiszone ist bisher nicht ausreichend zu stützen. Die zahlreichen
und auch ergiebigen Chromitanhäufungen tragen sowohl stock- als auch bänderigen
Charakter. Der Hauptanteil im Gesteinsauf bau fällt Pyroxenperidotit zu.

Für die Chromerzzone im Bereiche R o d i a n i des O l y m p g e b i e t e s
Griechenlands scheint Nähe zur Unterlage, zumindest tiefe basale Lagein einer Pyroxenperidotitmasse, aber keine Basiszone nach Raduschavorbild zu bestehen.
Für die m i t t e l g r i e c h i s e h e n C h r o m e r z - u n d S e r p e n t i n v o r k o m m e n w e s t l i c h des Golfes v o n Volos, Domokos und Tsangli umfassend, vermag ich die Beurteilung ihres Innenbaues, ihrer etwaigen
Zonengliederung nicht genügend auf eigene geologische Aufnahmen zu
stützen.
Das Revier D o m o k o s kenne ich nur im engsten Umkreis, ohne ausreichend Einsicht
in die Verbandsverhältnisse des Peridotits gewonnen zu haben. Nach Lagerstättentyp —gedrungene linsige Erzstöcke —- und Gruppenanordnung der Chromitvorkommen ist amehesten auf Basiszone zu schließen.
Nach einer freundlichen Mitteilung von Dr. G. U F E R sind die mächtigen und massigen
Sprenkelerzstöcke von T s a n g l i südwestlich Volos in Berührungsnähe zu phyllitischen
Schiefern gerückt, die jenen des Vardartales völlig gleichen. Auch hier wäre Basiszone zu
vermuten.

Liegt in den Serpentinen von A t t i k a Zonenbau vor?
Nach L. K O B E R [280] wäre solcher zu vermuten, denn es werden von ihm nach petrographischen und Verbandsverhältnissen dieser chromlagerstättenfreien Peridotitmassen
zwei Stockwerke unterschieden.

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Eine besondere Stellungnahme im Hinblick auf Innenbau und Zonengliederung verdient der L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t der V a r d a r - P e r i d o t i t zone.
In den Einzelbeschreibungen des ersten Teiles dieser Arbeit, wo die
Chromerz führenden Hauptabschnitte dieses besonders gestalteten Serpentinzuges, im S die C h a l k i d i k e selbst, V a l a n d o v o in der Mitte und im N
L o j a n e ihre Kennzeichnung erfuhren, wurde bereits auf die gemeinsamen,
zonenverbindenden Eigentümlichkeiten aufmerksam gemacht und auf
die Ergebnisse hingewiesen, die in der Studie von G. HIESSLEITNER und
E. CLAR [269], einer gemeinschaftlichen Feldarbeit auf der Chalkidike
entsprungen, über den Innenbau dieses Serpentinzuges in knapper vorläufiger Übersicht niedergelegt sind.

Gr

Gr

Abb. 132. Scheraatischer Querschnitt durch die basische Zone von Ormiglia auf der
Chalkidike (nach H I E S S L E I T N E R und CLAR [269]).
S = Durätserpentin verkieselt, D = Dunit, Cr = Cr-Erzführung, Py = Pyroxenit,
P = Pyroxenperidotit, Ga = Gabbro, Or = Granitdurchbrüche (Pegmatite),
A = Amphibolit (Hornblendit).

Was den Lojane-Chalkidike-ast auszeichnet, ist, daß er von einem
großzügigen magmatischen Schichten- oder Lagenbau beherrscht wird,
in dem auch ausgedehnte Gabbrd- und Pyroxenithorizonte einbezogen
sind, ein Lagenbau, der in seiner Grundgestalt sich in über 200 km Streicherstreckung auswirkt, ferner, daß in einem bestimmten Dunitniveau dieses
Lagenbaues f l ö z a r t i g e A u s b r e i t u n g v o n
Chromitanhäufungens t a t t f i n d e t , also daß der „Ormigliatyp" balkanischer Chromitlagerstätten
(Abb. 81) zur Entwicklung kommt. Daneben kann in anderen Horizonten
des Lojane-Chalkidike-astes auch ein Mischtypus oder Ausbildung vonChromitlagerstätten nach „Raduschatyp" Platz greifen.

Abb. 133. Der morphologische Anblick der geschichteten Peridotit-, Gabbro- und Pyroxenitmassen von Wafdos (Chalkidike).
(Gesehen von der Fahrstraße Magnesitwerk zum Dorf Wafdos, Blickrichtung SO.)
PS = Peridotitserpentin, Pyroxenperidotite und Dunite {Mg = Hauptzone Magnesit),ö = Gabbro-Pyroxenite, Kl = Chromerzgrube Klimazida, O. = Magnesitöfen.

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Auf der C h a l k i d i k e selbst ist der magmatische Lagenbau in klassischer
Form entwickelt, rascher und eindringlicher sich dem schauenden Augeenthüllend als der Innenbau des Raduschamassives. Von Kran Mahalöstlich Saloniki bis in den Golf von Kassandra durchziehen die peridotitischpyroxenitisch-gabbroiden Gesteine die Chalkidike über 50 km Streichlänge als aufragender Gebirgszug aus härteren Gesteinen, wobei die parallel
verlaufenden Gesteinszüge durch Härteunterschiede und Bankungserscheinungen noch im besonderen herausmodelliert sind.
Bei aller Gleichartigkeit der Gesamterscheinung des Lagenbaues
zeigen die einzelnen Profile quer durch die basischen Gesteinszüge schon
auf der Chalkidike selbst einige A b w e i c h u n g e n in d e r L a g e n f o l g e ,das gleiche gilt auch für andere Abschnitte des Lojane-Chalkidike-astes.
Ursachen dieser Abweichungen können u. a. in dem verschiedenen Verhalten der Schmelzflüsse gefunden werden, die einmal als trägflüssige
Massen sich übereinander legen, das andere Mal leichte Intrusionskraft
besitzen und zwischen zähflüssigen Massen einzudringen vermögen. Beispielsweise trifft dies für die zentrale Pyroxenitzone der Chalkidike zu, wasmitunter ihr knopfartiges Anschwellen erklärbar macht.
Auch die N e i g u n g s v e r h ä l t n i s s e des L a g e n b a u e s wechseln:
im S bei Ormiglia fallen die basischen Gesteine flach bis mäßig steil nach SW,
im Mittelteil bei Wafdos stehen sie steil, im N bei Saloniki gilt mäßig steiles
NO-fallen.
Ein z e n t r a l e r Z u g v o n P y r o x e n i t läuft innerhalb der basischen
Serie ohne Unterbrechung durch die ganze Chalkidike hindurch, eine Kernzone darstellend, und gewissermaßen als Marke für eine zu versuchende
Horizontierung der übrigen Gesteinszüge im Lagenbau benutzbar. Hiebei
erweist sich, daß zwischen Ormiglia und Wafdos die Horizontierung dereinzelnen basischen Gesteinszüge verhältnismäßig streng durchgeführt
werden kann, die Dunitzone mit der f l ö z a r t i g e n E n t f a l t u n g v o n
Chromitlagerstätten liegt hier ö s t l i c h der p y r o x e n i t i s c h e n K e r n z o n e . Östlich Saloniki aber, bei Sedes und Kran Mahal, findet sich die flözähnliche Chromitentfaltung, allerdings schon an Regelmäßigkeit in derErscheinung abgeschwächt, in einem Dunitzug w e s t l i c h der p y r o x e n i t i s c h e n K e r n z o n e . Vermutlich ist die Ursache darin zu suchen,
daß der Pyroxenit in diesem Abschnitt mehr intrusiv als dem Lagenbau
gehorchend in der basischen Serie Platz ergreift, starke Mächtigkeitsschwankung in diesem Bereich deutet darauf hin.
Für die ganze C h a l k i d i k e aber trifft zu, daß der C h r o m i t f l ö z Horizont jeweils einer b a s a l e n Peridotit-Dunitzone angehört. Überdies
ist diese Aussage auch auf V a l a n d o v o und das L o J a n e g e b i e t ausdehnbar. Pyroxenperidotitzonen, mit Dunitlagen untermischt, der mittleren
gebankten Zone des Raduschamassivs auch hinsichtlich der Chromlagerstättentypen entsprechend, erscheinen dort ebenso in höheren Abschnitten
des Lagenbaues wie auf der Chalkidike.
Nördlich der Chalkidike, bei V a l a n d o v o , ist ein nur kleiner Ausschnitt an basischem Gestein von völliger erosiver Entfernung verschontgeblieben, so daß eine umfassende Horizontierung mit der Chalkidike
nicht gut möglich ist; überdies erweist sich diese Serpentinscholle tektonischüberkippt, invers gelagert und mit Kreide verschuppt. Aber Lagenbau
ist trotzdem unverkennbar! Eine Pyroxenitzone läßt sich von Pyroxen-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

409
NW
Kran

Mahal

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SO

Abb. 134. Magmatische Schichtenstockwerke der basischen Gesteinszüge auf der Westchalkidike mit Andeutung ihrer Synklinalen Bauform (Schematisierte Querschnitte).
P = Pyroxenperidotit und Dunit, Py = Pyroxenite, O = Gabbro, Cr = flözartiger
Chromithorizont.

peridotit und Dunit abgrenzen, in letzterem breitet sich eine C h r o m i t f ü h r u n g f l ö z a r t i g und parallel zur Pyroxenitgrenze aus (Abb. 65).
Überdecktsein des Chromit führenden Dunits durch invers gelagerten
Phyllit und Grünschiefer bringt auch von dieser Seite den basalen Charakter
dieses Serpentinausschnittes zum Ausdruck.
Der Serpentin von B o g o s l o v a c (Abb. 113) östlich Veles ist ein Zwischenstück des Lojane-Chalkidike-astes auf der Linie Valandovo-Lojane. An
dem steilstehenden Lagenbau sind auch hier Gabbrozüge beteiligt, doch
ist bislang nennenswerte Chromitführung nicht bekannt geworden, vielleicht
ist hier auch die höffige Dunitzone unter Tertiär begraben.
Erst im Gebiet von L o j a n e (200 km von Ormiglia entfernt), das nochkeineswegs das N-Ende des Lojane-Chalkidike-astes zu sein braucht, istwieder Lagenbau der basisch-ultrabasischen Serie mit steilem Absinken
nach NO in größerer Geschlossenheit zu überblicken (Abb. 60) sowie einemehr minder niveaubeständige Aneinanderreihung von C h r o m i t l a g e r s t ä t t e n als Ausdruck einer „Flöztendenz" zu erkennen.
Die Gesetzlichkeiten des inneren Zonenbaues im Lojane-Serpentin öffnen sieh derErkenntnis freilich erst bei genauer Beobachtung. Denn hier ereignet sich, stärker betont
als in den übrigen Abschnitten des Lojane-Chalkidike-astes, daß Strukturlinien der jüngerendinarischen NNW-SSO-Tektonik mit der Richtung der Strukturlinien des primären mag-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at410
matischen Lagenbaues übereinstimmen, daß mitunter dinarische Tektonik sich solcherälterer Strukturlinien für die Ausbildung von Schuppenbahnen bemächtigt und gemeinsam mit jüngeren granitisch-syenitischen und andesitischen Intrusionen das Bild desprimären Lagenbaues der Peridotitzone zu vermischen vermag.
Aus der Übereinstimmung der älteren magmatischen Struktur mit jener der kretazischtertiären Tektonik müssen eben andere Ursachen abgeleitet werden als etwa die Zuordnung der Magmenintrusion zur Tektonik, da wie Abschnitt V zeigt, gewichtige Gründe
für p a l ä o z o i s c h e s Alter der Balkanserpentine einschließlich des Lojane-Serpentins
sprechen. In der Beurteilung der Intrusionsmechanik wird darauf noch zurückgekommen.

Der Lojane-Serpentin begleitet die kristallinen Schiefer der Skopljer
Crna gora an ihrem O-Rand. Diabase und Gabbrozonen folgen in engem
Zusammenhang als parallele Gesteinszüge den peridotitischen Gesteinslagen.
I m u l t r a b a s i s c h e n S t r e i f e n d e s L o j a n e z u g e s ist eine L i e g e n d z o n e m i t D u n i t
in Vormacht und eine H a n g e n d z o n e mit überwiegend Pyroxenperidotit zu unterscheiden.
Die C h r o m i t f ü h r u n g d e r L i e g e n d z o n e ist die niveaubeständige, ohne daß aber ein
reiner Ormigliatyp zur Ausbildung k ä m e ; sondern Stockformen, schichtenparallele
Lagertypen oder auch Schlierenplatten nach Raduschagesetzlichkeit folgen in Abständen
im bevorzugten Dunitniveau und in ungefähr gleicher Stockwerkshöhe. C h r o m i t f ü h r u n g d e r H a n g e n d z o n e ist bei weitem spärlicher, massige Erzstöcke sind fastüberhaupt nicht vorhanden, ein Gesteinstyp, in der Einzelbeschreibung als Ariegit-ähnlichbezeichnet, findet sich hier häufig. I m großen und ganzen treten also Anklänge an den
Lagenbau nach Raduschatyp mit Basiszone und mittlere gebankte Zone verstärkt
hervor.

Mit Absicht ist erst hier der Chromerzführende Serpentin von O r s o v aa n d e r D o n a u angereiht, den ich zwar aus eigener Anschauung nicht
kenne, für den aber aus der geologischen Detailaufnahme von CODARCEA[176] fast mit Sicherheit streng gefügter Lagenbau zu vermuten ist.
Auch hier (Abb. 95) Dunitzonen, Chromerz führend, Wehrlitzüge, Gabbro- und Diabase (Epidiorite) in parallele Gesteinszüge zusammengeschlossen, am ehesten an die
Verhältnisse des Lojane-Chalkidike-astes erinnernd. I n einem liegendnahen ( ?) Dunitstreifen verdichten sich anscheinend die Chromitanhäufungen.

Für die o s t b u l g a r i s c h e n C h r o m i t v o r k o m m e n von Golemo
Kameniane östlich Krumovgrad möchte ich tektonisch invers gelagerte Basiszone, mit dem Amphibolitgürtel der Basis im Dach der C h r o m i t l a g e r s t ä t t e n , für wahrscheinlich halten.
In Fortsetzung der ostbulgarischen Chromitserpentine liegen die
thrazischen Vorkommen Sinikli und Soufflion.
Im Peridotit von S i n i k l i tritt eine chromreiche Dunitzone überhaupt
nicht auf; die verstreuten kleinen Chromitvorkommen, mittels dünner
Dunithülle von den umgebenden einheitlichen Pyroxenperidotitmassen
abgesondert, gemahnen an Verhältnisse der mittleren gebankten Zone.
Hingegen sind im Soufflion Merkmale der Basiszone zu verzeichnen:
Strenge Einordnung von Chromit führenden Dunitzonen parallel zu Grenzamphiboliten, wobei eine Liegend-Dunitzone bevorzugt erscheint (Abb. 75).
Wahrscheinlich sind noch weitere Eigentümlichkeiten der Basiszone vertreten, doch war die eigene Erfahrung im Zonenaufbau zur Zeit der Bearbeitung dieses Gebietes noch zu wenig weit vorgeschritten.
Unter den k l e i n a s i a t i s c h e n C h r o m i t v o r k o m m e n erblicke ich
das Vorkommen G u l e m a n in OstanatoHen (Abb. 108) in der Basiszone,die, von ihrer minder schweren Hangendzone tektonisch abgetrennt, eine©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at411
selbständige erzreiche Serpentinschuppe aufbaut. Verband mit alter
metamorpher Serie, lebhafter Differentiationswechsel, Art und Struktur
der Chromitvorkommen sind hier die Anhaltspunkte für die Stellung inder Basiszone.
Anders K a z a n d e r e bei M a r m a r i s in Südanatolien; hier liegt in
großzügigem Profilaufschluß entblößt, die einförmig gebaute, hauptsächlichaus Pyroxenperidotit bestehende mittlere gebankte Zone vor, erzarm,
bis auf die Lagerstätte Kazandere selbst, die als seltene Ausnahme undin eigenartiger Ausbildung, ein großes Sprenkelerzvorkommen in Dunithülle darstellt. Bezeichnender Weise ist der Sprenkelerztypus hier vereint
mit massig struiertem sphäroidischem Erz, Leoparderz und Übergänge
zu solchem (Abb. 100).
Das weiträumige Peridotitmassiv von F e t h i y e an der a n a t o l i s c h e n
S-Küste, mit seinen reichen Chromerzlagerstätten, ist mir wohl in Einzelabschnitten, aber aus zusammenhängenden Exkursionen zu wenig bekannt,
um hier eine Zonenzuteilung mit einiger Sicherheit zu treffen. Zweifellos
liegen Basiszone und in ausgedehntem Maße die mittlere gebankte Zone
vor. Vor allem am W-Rand, im Bereich Kuskavak, ist Basiszone zu vermuten. Die verhältnismäßig ruhige Lagerung eines Hauptteiles derPeridotitmassen läßt gerade hier erhoffen, durch verfeinerte petrographische
Beobachtungen neue Beiträge für die Erkenntnis der inneren Zonengliederung
zu gewinnen.
Über das D a g h a r d i - M a s s i v , am N-Rand der westanatolisehen Kristallinmasse
gelegen, bringt W. HENCKMANN [4] geologische Angaben, doch reichen sie nicht hin,u m hinsichtlich eines auch dort vermutbaren Stockwerksbaues der basischen Masse undentsprechender Einordnung der Chromerzführung in einen solchen schlüssig zu werden.
Nach HENCKMANN ist die aus Derberz bestehende Hauptlagerstätte in der Mitte einer
Peridotitmasse angeordnet, die Sprenkelerzkörper bevorzugen die Ränder.
Dergeologische Rahmen der Chromerz führenden Serpentine besteht vorwiegend aus Kalken,
mesozoischen, aber wohl auch paläozoischen. Andesit dringt hoch und erzeugt reichlich
Verkieselungen. Die Durchstörung ist bedeutend. HENCKMANN hebt hervor, die
Längserstreckung der Derberzkörper verlaufe fast ausschließlich in WNW-ONO-Richtung,konform zum tektonischen Hauptstreichen, und meint damit einen Zusammenhangzwischen Peridotitintrusion und junger Tektonik ableiten zu müssen. Nach mazedonischer
Erfahrung wäre darin nichts anderes zu sehen als ein unter besonderen Umständen
erworbenes Gleichlaufen der Richtung aus magmato-tektonischen Bedingnissen mit
solcher der zeitlich weit abstehenden jugendlichen Faltentektonik. — Die Hauptlagerstätte Daghardi sinkt als schlauchartiges Gebilde mit zirka 2000 m% horizontalem Querschnitt unter 40 ° nach O ab, bereits einen vertikalen Teufenunterschied von über 70 m
hinter sich lassend.

Bei dem Versuche, die angedeuteten Analogien mehr oder minder
geschichteter Kristallisationsdifferentiate oder in Teilschmelzen gegliederter
basischer Intrusionen, wie sie die Gesteine des ultrabasischen Magmenzyklus auf Balkanhalbinsel und Kleinasien verkörpern, mit den Vorkommen
klassischer Ausbildung von „crystal settling", wie Bushveld und New
Foundland, oder mit Vorkommen nach Art Ural herauszustellen, drängen
sich noch weitere bemerkenswerte a l l g e m e i n e u n d b e s o n d e r e F e s t s t e l l u n g e n auf, z. T. schon in Einzelheiten gegenseitiger Beziehung
mündend.
Die Erörterung von Platinführung und Chromitausscheidung im vorhergehenden Abschnitt hatte sich bereits der seit längerer Zeit gebräuchlichen
Begriffe von Orogen- und A n o r o g e n t y p u s b a s i s c h e r K o m p l e x e©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at412
zu bedienen gehabt, welche dort auch in ihrer angewandten Bedeutung
näher bezeichnet wurden.
Der O r o g e n t y p u s der basischen Magmenintrusionen ist der allgemeinere auch in physikalischem Sinne, da er Statik und Dynamik unter
seinen Platznahme- und Erstarrungsbedingungen vereinigt. Die Peridotitzyklen der Balkanhalbinsel und Kleinasiens gehören dem Orogentypus
an. Der A n o r o g e n t y p u s hat seine klassische Vertretung im Bushveld
Igneous Complex Südafrikas, wo weitgehend reine Kristallisationsdifferentiation unter statischen Bedingungen verwirklicht ist.
Das Studium des Innenbaues der basischen Massive läßt erkennen,
daß beide Typen nicht in starrer Gegensätzlichkeit sich gegenüberstehen,sondern daß das Antlitz des Orogentypus auch mehr oder minder reichlichZüge des Anorogentypus in sich aufgenommen hat.
Hier ist es endlich am Platze, der bedeutsamen und eindringlichen
Arbeiten von H. CLOOS zu gedenken, der dem Studium des Innenbaues
großer plutonischer Massen im allgemeinen einen Teil seines Lebenswerkes
gewidmet hat und dessen Gedankengänge, Systematik und Methodik
für meine Kleinarbeit an basischen Massiven oft genug, bewußt und unbewußt, Wegweiser und Helfer waren.
H. CLOOS [713] ist es auch, der von ruhiger und bewegter, s t a t i s c h e r
u n d k i n e t i s c h e r D i f f e r e n t i a t i o n am Wege vom Magma zum Gesteinspricht, ungefähr auch die Begriffe von Orogen- und Anorogentypus der
Plutone damit deckend. Der Bewegung selbst schreibt H. CLOOS die
Fähigkeit zu Auslösung von Differentiation, Ausbildung von Teilschmelzenzu, die Bewegung wird als unmittelbares Medium der Differentiation betrachtet: „Anzeichen für r u h i g e Differentiation an Ort und Stelle sind
Ausnahmen, Anzeichen für Zufuhr fertiger Teilmagmen die Regel (S. 141)".
I n diese allgemeinen Vorstellungen fügt sich auch gut die Vielfaltähnlicher Beziehungen für ultrabasische Magmen im besonderen ein. Fürdas R a d u s c h a m a s s i v in Mazedonien, beispielsweise, wurden die Gründe
angeführt, welche zugunsten der H o c h f ö r d e r u n g b e r e i t s differenz i e r t e r T e i l m a g m e n sprechen, wobei Bewegung in beginnende Kristallisationsdifferentiation eingegriffen hat, die Bewegung selbst die Tendenz
zur Magmenspaltung verschärft und durchsetzt, schließlich der endgültige
Ablauf der Magmenintrusionen wieder unter Anzeichen von — meist
gehemmter — Kristallisationsdifferentiation stehen kann. Auch ein Teil
der C h r o m er zinhalte der basischen Magmenförderung ist bereits in den
Teilschmelzen g e s a m m e l t hochgekommen.
Mit dem fallweisen Verschwimmen der Grenzen von Orogen- und Anorogentypus ultrabasischer Magmenförderung hat auch eine strenge
Scheidung nach basaltischer und nichtbasaltischer Abkunft der ultrabasischen Magmen an Bedeutung verloren. Im Sinne der Auffassungvon H. HESS [741] würde in Schichtbarkeit und Nichtschichtbarkeit einerder Unterschiede — neben anderen, z. T. chemischen, auf die in den Bemerkungen zur Magmenkunde des Peridotits in Abschnitt II Bezug genommen wurde — begründet sein, der „ultramafic magma", zu denen auchdie Peridotite des Balkans gehören, von den Peridotiten des ,,mafic magma"
scheide, die als Kristallisationsdifferentiate basaltischer Schmelzen gedeutet werden. Doch gerade die Tatsache des Vorhandenseins magmatischer
Schichtung, stärker ausgeprägt oder wenigstens angedeutet, auch in©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at413
Peridotiten nichtbasaltischer Abkunft, schlägt die Brücke zwischen beiden
Komplexen.
Daß im peridotitischen Zyklus orogener N a t u r Wirkkräfte der s c h i c h t i g e n
Kristallisationsdifferentiationen auch über den eigentlichen ultrabasischen Gesteinsbestand hinaus R a u m gewinnen können, dürfte in der häufigen Ausbildung von B ä n d e r g a b b r o in Begleitung der Peridotit- und Gabbromassive des Balkans zu sehen sein. Die
oft zu lebhaftem Kleinrhythmus gesteigerte, scharf flächenhafte horizontale Lagenbildung
von hellen feldspatreichen und dunklen Hornblende- oder pyroxenreichen Gesteinsbändern erinnert an die Rekurrenzen der Gesteinsausbildungen im großen des Bushveld.
Nach E R D M A N N S D Ö R F E R ([721], S. 250, cit. USSING, B R O U W E R u. a.) wird solche
Bänderung allerdings durch „rasche Konzentrationsänderung der flüchtigen Bestandteile der Kristallisation" hervorgerufen, also Paralleltextur als Folge wechselnden Dampfdruckes. Es sind dies aber meines Erachtens auch Faktoren, die, besonders wenn diskontinuierliche Fließformen fehlen, wohl eher auf statische Kristallisationsbedingungenhinweisen.

A. L. HALL betont für den B u s h v e l d , daß der magmatische Lagenbau
durch gravitative Differentiation eines Gesteinsmagmas, einer einzigen
basischen Magmenförderung hervorgegangen sei, denn nur so erscheinenach bisherigen Vorstellungen gleichmäßige Ausbildung von scharf ausgeprägten „Horizonten" (Chromithorizont, Magnetithorizont, MerenskyPlatinhorizont) über riesige Areale verständlich. Unmischbarkeit, Viskositätsunterschiede sind zusätzlich bestimmende Faktoren, welche dem
Kristallabsinken intern Grenzen setzen können.
Für den R a d u s c h a - L a k k o l i t h e n führt das Gesamtbild der petrographischen Erscheinungen, welches hier gezeichnet wurde, eher zur Vorstellung, daß wenig oder nicht mischbare Gesteinsdifferentiate, durch
verschiedene Viskositätsgrade getrennt, bereits im Augenblick der Platznahme bestanden haben und, wenn auch noch gleichzeitig flüssig, doch
nur mehr eine Schlußphase bis zur völligen Erstarrung unter den Bedingungen der gravitativen Kristallisation durchmachten. Die C h r o m i t d e r b e r z s t ö c k e der B a s i s z o n e wären unter dieser begründeten Vorstellung bereits zu flüssigen Schlieren gesammelt hochgekommen und hätten
in dem weniger zähflüssigen, doch ebenfalls bereits differenzierten und weiterin Scheidung befindlichen Kristallbrei rasch ihre Lage in Basisnähe entsprechend den Schwerverhältnissen aufgesucht; die Ansätze magmatischer
Lagenbildung der oberen Zonen konnten dies vermöge ihrer länger bewahrten Dünnflüssigkeit nicht verhindern. Wechselnder Grad der Viskosität in den sich herausbildenden magmatischen Lagen richtete im
Weitergang der Erkaltung dem absinkenden Kristallregen jeweils Zwischengrenzen auf oder setzt den Tendenzen zum Absinken bereits im Reime
ein Ende.
Es muß auch bei dieser Gelegenheit wiederholt werden, wie sehr eine
Fülle petrographischer Beobachtungen, Strukturen an Erz und Gestein,
Grenzverhalten usw. darauf hinweisen, daß, entgegen der Laboratoriumserfahrung an b a s i s c h e n S c h m e l z e n , die Erstarrung basischer Massen
im geologischen Geschehen zweifellos durch eine zeitlich langgedehnte
v i s k o s e P h a s e hindurchging, bei gleichzeitigem Bestehen verschieden
abgestufter Zähigkeitsgrade von Teilschmelzen.
Ähnliche Vorstellungen blicken auch in Arbeiten amerikanischer Geologen durch,
welche sich in neuerer Zeit mit dem Bau basischer Massive und deren Chromerzführung
befaßt haben, u. a. B . T. D E N I S , J. D R E S S E R , A. BALK.

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Daß die absinkenden Erzstöcke der Basiszone nicht völlig bis zum
Untergrund durchstießen, ist durch die von der Abkühlungsseite her entgegenwirkende, vorgeschrittene Viskosität erklärbar. Ähnlich ist ja auchder Chromhorizont des Bushveld nicht an der Basis der „Critical Zone"
angeordnet.
Innerhalb der oberen Magmenmassen des Komplexes, der späteren
mittleren gebankten Zone, wird der gravitative Kristallverkehr nach der
Tiefe bald gesperrt. Es bilden sich innerhalb der bereits lagenhaft ausgebreiteten, flüssigen Gesteinsdifferentiate mit um geringes verschiedener
Viskosität gravitative Sammelkristallisationen zweiter Ordnung heraus,
die sich jeweils nur bis zur nächst tieferen, etwas zähflüssigeren Gesteinslage ausbreiten können. So ist der Wechsel Dunit-Pyroxenperidotit,
ersterer mit den Chromerzlagerstätten, die hier meist in plattenförmigen
Sprenkelerzschlieren erscheinen, zu erklären, ohne daß besondere
magmatische Rekurrenzen, sei es durch Wiederauflösen oder durchÄnderung in den magmatischen Nachschubbedingungen, heranzuziehen
wären. Die m i t t l e r e g e b a n k t e Zone b i e t e t d a s B i l d e i n e r geh e m m t e n g r a v i t a t i v e n K r i s t a l l i s a t i o n s d i f f e r e n t i a t i o n m i t gewissen S o n d e r e r s c h e i n u n g e n wie A u s b i l d u n g der S c h l i e r e n platten.
Es liegt nahe, neben dem petrographischen Aufbau auch die Erzf ü h r u n g der verschiedenen Zonen nach erzpetrographischen und chemischphysikalischen Eigentümlichkeiten abzusuchen und zu sehen, ob nicht
auch von dieser Seite her ein Beitrag für die Z o n e n C h a r a k t e r i s t i k derbasischen Massive zu gewinnen wäre.
Zuerst sei auf die C h r o m l a g e r s t ä t t e n kurz zurückgekommen. Wir
haben gesehen, daß stockförmige Erzmassierung der Basizone, Schlierenplatten vornehmlich der mittleren gebankten Zone angehören. Ergänzend
wäre anzufügen, daß sich bisher im Raduschamassiv ausschließlich dermittleren gebankten Zone vorbehalten erweist: der Sonderfall der Schlierenplatten, welcher als Kavir-Odjak-Typ in Erscheinung tritt, ferner die Vorkommen von Doppelringelerz oder Ovoiderz mit zweiter Erzschale. Auch
die Ovoiderze im allgemeinen sind häufiger in der gebankten Zone anzutreffen als in der Basiszone.
Die E i n z e l u m f a n g e von Chromerzlagerstätten erreichen in der Basiszone die
größten Tonnenziffern, in besonderen Einzelfällen mehrere 100.000 t. Hingegen reichen
Schlierenplatten der mittleren gebankten Zone im einzelnen selten an 40.000—50.000 t
heran, auch in Gruppen zusammengefaßt sind sie an Cr 2 0 3 -Inhalt meist den Derberzstöcken unterlegen.
Auch im ganzen gesehen übersteigt der Chromerzinhalt von Basiszonen ganz wesentlich die Summe von Chromerz, die sich in der ungleich mächtigeren, mittleren gebankten
Zone in Form von Schlierenplatten u n d anderer Lagerstättentypen zusammenfinden.
Die Basiszone rechtfertigt somit den Ausdruck „Schwere Zone" nach HENCKMANN.

Die Frage der C h r o m i t z u s a m m e n s e t z u n g in e t w a i g e r A b h ä n g i g k e i t z u r Z o n e n s t e l l u n g der betreffenden Lagerstätte ist noch etwas
unsicher zu beantworten.
Die Chromerze in der critical zone N e w F o u n d l a n d s , die der gebankten Zone in R a d u s c h a entsprächen, erweisen sich nach INGERSON[660] eisenreicher als jene der Randzone.
Für das Var d a r g e b i e t ist eine scharfe Unterscheidbarkeit im FeGehalt des Chromerzes aus der Basiszone und aus höheren Zonen nicht©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at415
nachzuweisen. Soweit vergleichbare Analysen vorliegen, ist unter den
Schwankungen allerdings eher eine T e n d e n z zu h ö h e r e m F e - G e h a l t
in d e n o b e r e n Z o n e n herauszulesen als umgekehrt. Im allgemeinenscheinen aber die Fe-Gehalte — das gleiche gilt z. T. für den Al-Gehalt —zuerst vom einbettenden Muttergestein und erst in weiterer Folge von derZonenlage beeinflußt zu sein.
Immerhin ist es auffällig, daß die Chromite B o s n i e n s in der mittleren gebankten
Zone befindlich, wesentlich höher im Fe-Gehalt sind als gleich chromreiche Derberze derBasiszone Raduschas. Ähnliches aber gemildert gilt für die Chromerze von O r a h o v a c ,Mazedonien, die bei Petkovich sogar zusammen mit Magnetit auftreten, während amübrigen Balkan der Magnetit meist erst mit der Gabbrophase hochkommt, die noch leichteru n d sauerer ist als der Gesteinskomplex der mittleren gebankten Zone ( J a b l a n i c a in
Bosnien, B l a g o w e s t bei Jambol in Ostbulgarien u. a.).
Auch in A l b a n i e n liegen zum Teil Chromerze mit höherem Fe-Gehalt als RadusehaErze vor; gerade das Grenzgebiet zum mazedonischen R a u m birgt solche Erze, die aus
Lagerstätten der vermutlich mittleren gebankten Zone entstammen.

P y r o x e n p e r i d o t i t als unmittelbares Nebengestein oder von Chromit
nur durch dünne Dunithaut getrennt, scheint h ö h e r e n F e - G e h a l t des
Chromerzes mit sich zu bringen als ausgiebige dunitische Hülle. Für den
Al-Gehalt, auch noch für den MgO-Gehalt, scheinen z. T. ähnliche Beziehungen zu bestehen, weniger für den Si0 2 -Gehalt. Entsprechend derausgiebigeren Verbreitung der Pyroxenperidotite in der mittleren gebankten Zone rücken auch die Fe-reichen Chromite eher in diese.
Doch stehen diese Fragen für die Balkanchromite erst am Beginn derUntersuchungen, die Schlüsse müssen durch petrographische und vor
allem auch durch systematisch gewonnene vergleichbare Analysenbelege
erst ausgebaut werden. Einen vorläufigen Anhalt bietet Tabelle 1 im
1. Teil.
Der Mangel an umfangreicherem Material von in dieser Beobachtungsrichtung durchgeführten Probenahmen von Erz und Gestein, auch der Mangel an Analysen, wo zwei
und dreiwertiges Fe, an sich im Chromit etwas schwieriger trennbar, überall exakt bestimmt
worden waren, ersehwerte bisher für die Balkanperidotite hier mögliche, vertief bare Einsichten.
I n K a n a d a ist m a n verhältnismäßig früh auf solche Untersuchungen dieser Art hingeführt worden. F ü r die Chromitvorkommen in den östlichen Distrikten von Quebec
haben GRAHAM [652] und P O I T E V I N [677] (cit. D E N I S [640]) 1918 festgestellt, daß der
Chromit mit Lherzolith als unmittelbares Nebengestein Cr-ärmer ist und hoch in A1 2 0 3 Gehalt stehe, während das Chromitmolekül im Dunit Cr-reich und AI-arm aufgebaut sei.
T H A Y E R T. P . [915], die Chromerzprovinz der Caribischen See, hier vor allem Kuba,
betrachtend, schließt: hochhaltiger Chromit h a t feldspatfreien Pyroxenit zum Muttergestein; AI-reiche Chromite sind dort, wo Feldspatgesteine im Peridotitzyklus nicht
fehlen; Chromite in Duniten und Pyroxenperidotiten halten, unter beträchthchen
Schwankungen, ungefähr die Mitte bezüglich AI- und Fe-Gehalt. Vergleichend gegenübergestellt die Chromerze des schichtigen Typus (Stillwater, Bushveld) in Harzburgit
und Bronzitit, würden sich diese mit stetigerer Zusammensetzung etwa nach dem Verhältnis Cr58_60 Al 32 _ 34 Mg 44 _ 52 abheben.
F ü r u r a l i s c h e Lagerstätten h a t anderseits B E T E K H T I N [529] hervorgehoben,
daß beträchtliche Unterschiede in der molekularen Zusammensetzung des Chromits auf
ein und derselben Lagerstätte sich geltend machen können.
Nachtrag: Nach P . RAMDOHR [772 a] seien im allgemeinen K r i s t a l l i s a t i o n s differentiate nach dem Chromspinell (Mg Fe) C r 2 0 4 , Abpressüngsdifferentiate nach
Fe C r 2 0 4 hin orientiert.

Die kritische Zone des B u s h v e l d ist durch P l a t i n führende Sulfidanreicherungen und durch Frei-Platinführung ausgezeichnet. (Siehe Abschnitt III, S. 360, und Tabelle 2.) Frei-Platin oder Platin, legiert©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at416
mit anderen Platinmetallen, tritt in feinsten Partikelchen eingesprengt
in den pipeartigen eisenreichen Duniten, den Hortonolithduniten innerhalb der „critical zone" auf. Der Kern einer solchen Pipe besteht aus
Pt-führendem Hortonolithdunit, der unter Pt-Verarmung ohne scharfe
Grenze von Olivinnorit bis Pyroxenit ummantelt wird (F. SCHNEIDERHÖHN [616]). Anders der P t - f ü h r e n d e S u l f i d h o r i z o n t ,dasMooihoeK

WSW

vrrrrygetpttnltelter anorthor*..''.."I titischer Norit
Chromiftänder
Bronzitit

SO

Heben' gesteint

J
wo

1So

loo
1

Abb.

OiMndunH\ Gesteine

Hortonolithdunit) df.
pfatinarm«pipesHortonolithdunit
platinreich)

135. Profil durch die platinführende Dunitröhre von Mooihoek im Bushveld nach
H . S C H N E I D E R H Ö H N [616].

Merenskyreef (H. MERENSKY [610]), das sich konform der magmatischen
Schichtung in einem o b e r e n Abschnitt der „critical zone", einige 100 müber dem Chromniveau gelegen, schichtenartig ausbreitet; die Platinsulfide sind hier in einer Lage von grobkörnigem pyroxenreichem Norit,z. T. Feldspat-Bronzitit eingesprengt.
F ü r die e i s e n r e i c h e n H o r t o n o l i t h d u n i t e S ü d a f r i k a s , i n
P i p e s h o c h g e k o m m e n , m i t r i n g f ö r m i g m a n t e l i g e r [Zoneng l i e d e r u n g , f e h l e n am B a l k a n b i s h e r alle A n a l o g i e n .
Aber auch vom B a l k a n sind vereinzelt Funde von gediegen Platingemeldet worden, wenngleich eine wissenschaftliche Überprüfung dieser
Nachrichten bisher fehlt. Immerhin ist auffallend, daß solche Meldungengerade aus B o s n i e n kommen, von Zeit zu Zeit wiederholt; dort liegt
nach dem Gesagten die pyroxenreiche, mittlere gebankte Zone vor, die
mit dem oberen Ausschnitt der critical zone des Bushveld oder der Ptführenden Zone des Great Dyke noch am ehesten verglichen werden könnte.
Platinspuren in Magnetitsanden des P o r e c g e b i e t e s bei Tetovo, Südserbien, schon von
F. KOSSMAT in seiner Geologie der zentralen Balkanhalbinsel angezeigt, sind weniger
mit den XJltrabasiten Mazedoniens als mit Diabasen des Altkristallins im pelagonischen
Massiv in Zusammenhang zu bringen. — Siehe auch Bemerkungen über angebliches Platin
von V e l u c e , Westserbien, S. 87, 359).

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S u l f i d g e h a l t e magmatogener Herkunft in Peridotiten sind wohlstets Platin-verdächtig und auch für den Balkan in dieser Richtung zu
beachten.
Kleine Sulfidgehalte in Balkanperidotiten, insonderheit auch m i t Chromerz zusammen, sind öfters nachgewiesen. Das Erz von D u b o s t i c a in Bosnien, mit pyroxenitischer Gangart, enthält freiem Auge sichtbaren Schwefelkiesgehalt. Auch die erwähnte
Sulfidführung des Chromerzes von P e t k o v i c h bei Orahovac befindet sich in einer Lagerstätte der mittleren gebankten Zone. A. T O ß N Q U I S T , der die Anschliffe dieses Vorkommens untersuchte, fand allerdings k e i n Platin.

Auch der u r a l i s c h e T y p u s v o n P r e i p l a t i n v o r k o m m e n , inmagnesiareichen Olivinduniten auftretend (DUPARC, ZAVARITSKY,BETEKHTIN, SCHNEIDERHÖHN) wäre für den Balkan nicht ausgeschlossen. Dunit oder vorwiegend dunitische Gesteinsmassen, vonPyroxeniten begrenzt, den geologischen Bedingungen etwa der berühmten
Pt-Lagerstätte Krasno-Uralsk im mittleren Ural (s. S. 360) vergleichbar,
sind auch am Balkan vorhanden.
Beispielsweise sei auf die zum guten Teil aus Dunit zusammengesetzte Perioditmasse, Chromerz führend, von K r a n M a h a l e bei Saloniki verwiesen, die an eine
hangende Pyroxenitzone stößt. Der Serpentinzug von K r a n Mahale ist Bestandteil
des Lojane-Chalkidike-astes der Vardarperidotitzone, dessen besondere Stellung unterden ultrabasischen Intrusionen der Balkanhalbinsel bereits eingehend erörtert worden ist.
Der Lojane-Chalkidike-ast umfaßt in wohlgegliedertem Stockwerksbau fast in allen
Querschnitten die volle Skala der peridotitisch-gabbroiden Magmenäußerung und erstrecktsich bei ungefähr gleichem Innenbau über eine Entfernung, die jener der PeridotitNorit-spalte des Great Dyke bereits nahe kommt. „Ormigliatyp" der Chromerzlagerstätten, sei es in Ausbildung oder nur im Ordnungsprinzip, zeichnet den Lojane-Chalkidikeast des weiteren aus. Wäre bei dieser reicher differenzierten und unter e i n e m Gesetz
stehenden Entfaltung basischer Massen am Balkan, eben für den Lojane-Chalkidikeast nicht am ehesten zu erwarten, daß auch die erzmagmatischen Begleiterscheinungenhier zu vollständigerer Entwicklung gediehen seien ? Daß diese, wenn überhaupt, gerade
hier auch Platinführung und sei es auch nur in Spuren in sich einschlössen ? Gewiß ist
damit nur ein recht vager Hinweis ausgesprochen. Immerhin ist bemerkenswert, daß derschon im vorigen Abschnitt erwähnte a n g e b l i c h e P l a t i n f u n d von Veluce im w e s t l i c h e n M o r a v a t a l , Westserbien, aus einem Pyroxenperidotit stammen würde, der inder ungefähren Fortsetzung des Lojane-Chalkidike-astes nach N W zu liegen käme und,seiner Zonenstellung nach, der mittleren gebankten Zone entsprechen könnte (s.S. 359).

P y r o x e n i t e im allgemeinen sind am Balkan zu sehr mit dermagmatischen Hauptphase verknüpft, zu wenig in die mit flüchtigen
Bestandteilen beladene, spät- und nachmagmatische Phase gerückt, als
daß in ihnen viel Aussicht auf Platinansammlung bestünde.
Für die Primärplatin-Lagerstätte K r a s n o - U r a l s k ist, wie schon im
vorigen Abschnitt hervorgehoben wurde, bemerkenswert, daß ihre Ausbeutung als Chrombergbau erfolgt. Die Pt-erzführenden Chromerzschlieren
zeigen jenen streifigen, mitunter strähnigen Erztypus von teilweise spätmagmatischem Chromit, rundliche Olivinaggregate umfließend, wie ercharakteristisch ist für gewisse Chromvorkommen inmitten Dunit dermittleren gebankten Zone des Vardarraumes, z. B. K a v i r Odjak oder
Casak bei Raduscha. Vielfach handelt es sich in Krasno-Uralsk nicht
nur um reinen Dunit, sondern auch um pyroxenarmen Peridotit; Pyroxeneinsprenglinge sind in den Anschliffen aus Proben der Chromit-Platinausscheidungen nicht selten wahrzunehmen. Auch Pt-führende Pyroxenite
sind aus dem Ural bekannt geworden; die pyroxenitische Randzone des
Pt-Dunits von Krasno-Uralsk ist jedoch platinfrei.
Jahrbuch G. B. A., Sonderband 1, 2. Teil

17

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at418Ähnliche Überlegungen wie für Platin gelten auch für das Auftreten
von N i c k e l als Ni-sulfide in den basischen Massen. Zwar ist den Chromderberzen des Vardarbezirkes ein ständiger kleiner Nickelgehalt eigen,nach einer Reihe von Analysen mit nahe an 0-1% anzugeben; vermutlich
ist aber dieser Nickelgehalt wie sonst üblich in die Konstitution des beigemengten Olivins eingebaut. Über Zonenverhalten der Nickelführung
liegen noch keine systematischen Untersuchungen, Analysen usw. vor.
Aber auch für diese Frage ist bezeichnend, daß ein kleiner Fund von derbem
primärem Rotnickel-Kies in einem Gabbroaplit der Gorancezone, also im
Hangendbereich der m i t t l e r e n g e b a n k t e n Zone v o n R a d u s c h a
gemacht wurde, von mir schon vor Jahren beschrieben [64]. Die mittlere
gebankte Zone als am längsten in flüssiger Phase verblieben, vermochte
am ehesten die wenigen Reste an leichtflüchtiger Magmensubstanz einschließlich der Metallsulfide an sich zu halten und abschließend in gabbropegmatitischen und -aplitischen Gangschlieren zur Ausscheidung zu
bringen.
Der vereinzelte lose Fund von K u p f e r in Form von derbem C u p r i tn ä c h s t R a d u s c h a ist ebenfalls aus einer oberen Zone des basischen
Massivs herzuleiten (s. S. 357).
I n K r a u b a t h i n S t e i e r m a r k ist g e d i e g e n K u p f e r zusammen mit Nickelsulfiden
festgestellt worden (O. F R I E D R I C H [eit. 428]). Der Versuch einer Zonengliederung in
K r a u b a t h ist noch nicht durchgeführt*).

Sind im peridotitischen Stamm-Magma größere T i t a n g e h a l t e zugegengewesen, so ist mit ihrer Ansammlung ebenfalls in der mittleren gebankten
Zone zu rechnen, wohin leichtflüchtig Bestandteile und besonders leicht
bewegliche Restschmelzen reichlicher hochstiegen.
I n der Tat sind Rutilausscheidungen in den Pyroxenperidotiten Bosniens (KISPATlC[81]) häufig beobachtet worden, es herrseht dort die gebankte Zone. I m übrigen spielen
Titanoxyde in Balkanperidotiten k a u m eine Rolle, das wenige Ti flüchtet sich in Ilmenit
der Gabbropegmatite.
Für die Uralverhältnisse hebt J.MALICHEW [534] hervor: Ti als Titanomagnetit
geht in die gabbroiden Restschmelzen. Obwohl Titanomagnetit und Chromit viel gemeinsames hinsichtlich Form, Beziehung zum einschließenden Fels, Strukturen, Bildungsphasen usw. haben, gehen doch beide bereits in den Herden eigene Wege.
Jedenfalls finden sich die besonderen Einzeltexturen der Chromite, wie Schlierenplatten, Ovoiderze mit zweiter Erzschale usw. meines Wissens auf Titanomagnetitlagerstätten nirgends wiederholt.

Die Erscheinung zonarer Gliederbarkeit basisch-ultrabasischer Massen
ist im allgemeinen eine Vertikalgliederung; sie ist außerhalb Balkan
und Kleinasien, freilich unter viel eindrucksvolleren äußeren Erscheinungsbedingungen, seit langem aufgefallen und gewürdigt worden. Die mitunter bescheidenen Unterschiede, mit welchen sich die einzelnen Glieder
des Lagenbaues auf Balkanhalbinsel und Kleinasien gegenüberstehen,
ließen dort die innere Baugesetzlichkeit der basischen Massen viel später
erkennen.
Anderseits wird dort die Erkenntnis durch die Beobachtung auch dermorphologischen Phänomene etwas gefördert, welche in dem meist kahlen*) I m Herbst 1951 konnte ich den von mir schon früher vermuteten Lagenbau für
K r a u b a t h in überzeugender Weise feststellen, auch die Chromerzführung p a ß t sichdiesem Lagenbau an und ist mit dem Ormigliatyp der balkanischen Vorkommen vergleichbar.

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419
Serpentingelände auch geringfügige Variationen in Gesteinsausbildung
und Innenbau hervortreten lassen.
In der bisherigen Darstellung wurde gezeigt, wie Art und Auftreten
der Chromitlagerstätten ausschließlich mit den Gesetzlichkeiten dieses
inneren Zonenbaues in Verbindung zu bringen seien. N e b e n g e s t e i n
u n d Z o n e n s t e l l u n g im S t o c k w e r k s b a u s i n d die b e s t i m m e n d e n
F a k t o r e n für d a s V o r h a n d e n s e i n o d e r N i c h t v o r h a n d e n s e i n
v o n C h r o m i t a n s a m m l u n g e n in e i n e m a n C h r o m i t t r ä c h t i g e n
p e r i d o t i t i s c h e n Magma.
In dieser Beziehung sind alle Vorstellungen abzulehnen, die mit heuteerkennbarer, meist jüngerer Tektonik der Peridotitmassive ursächlichauch die Häufung von Chromitlagerstätten, das Auftreten reicher Chromerzreviere erklären möchte. In dieser Hinsicht geäußerte Auffassungenvon HENCKMANN [4] und WIJKERSLOOTH [361] sind sicherlich
nicht aufrecht zu halten.
Der Betrachtung und dem Studium der inneren Zonengliederung
Chromerz führender Peridotitmassive des Balkans und Kleinasiens wohnt
auch wesentliche p r a k t i s c h e B e d e u t u n g inne.
Die geologische Wartung des C h r o m e r z b e r g b a u e s in Mazedonien
macht sich vor allem die Erkenntnis einer zonaren Gliederbarkeit der
Chromit führenden Peridotite zunutze, vermag damit erzhöffige und erzminderhöffige oder sicher sterile Zonen auszuscheiden, sowie erzhöffige
Zonen erst jeweils in die richtige Rangstellung zu rücken.
Schon längst ist der Chromerzbergbau am Balkan von dem oberflächenhaften Gewinnungsbetrieb zu gutem Teil bereits durch immer weiter in
die Tiefe fortschreitenden Grubenbau abgelöst worden. Ausrichtungsstrecken einzelner Untersuchungsvorhaben erreichen bereits Längen
von 1 bis 2 km, dringen also schon tief in den Leib der basischen Massenvor.
Die Erfolgsrisken der Untersuchungsarbeiten — auf Chromerzlagerstätten als magmatische Lagerstättengebilde in der Regel größer als auf
postmagmatischen, von aufdeckbarer Tektonik kontrollierten Lagerstätten — steigen mit Entwicklung von Stollenbau und Tiefbau beständig.
Mit Hilfe der Zonenerkenntnisse ist es in den einzelnen Peridotitmassivennun möglich, bei tief vorwagenden bergmännischen Aufschlußarbeiten
sich auch im Inneren des Gebirges nach geologischen Richtlinien eines
weitergespannten Gesichtspunktes als es die Kleintektonik allein gewährt,zu bewegen, die Risken etwas einzuschränken und praktische Voraussagen wenigstens mit einem guten Wahrscheinlichkeitsgrad zu versehen.
Lagenbau und magmatisch geschichtete
Zonenbildungu l t r a b a s i s c h e r I n t r u s i o n e n , ihnen zugeordnet die von ihnen getragenen Chromit- und anderen magmatischen Lagerstätten, sind nicht
als Sonderfall und Ausnahme sondern eher als R e g e l in der Entwicklung
der basischen Massive zu betrachten. Dies beweisen uns die Fülle vergleichbarer Erscheinungen auf fast allen großen basischen Massiven.
E s l i e g t in d e r E i g e n a r t b a s i s c h e r - u l t r a b a s i s c h e r
Int r u s i o n e n , d a ß sie, v e r m u t l i c h d u r c h g l e i c h z e i t i g e B e s t a n d fähigkeit mehr minder viskoser Teilschmelzen begünstigt,
jeweils nach schichtiger Ausbreitung auch dort streben,©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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wo i h n e n l a n g d a u e r n d e r u h i g e E r s t a r r u n g u n t e r B e d i n g u n g e nreiner Kristallisationsdifferentiationen versagt bleibt.
Selbst im extremen Fall der ultrabasischen „Pipes" ist eine Art
schichtige Ausbreitung zustande gekommen, wenn auch hier unter besonderen Bedingungen in Form vertikaler zylindrischer Umwandungenverschiedener Gesteinszonen.
Die Frage wird allgemein weniger lauten: ist diesem oder jenem großen
geschlossenen basischen Massiv primärschichtiger Lagenbau eigen, sondernviel häufiger wird der Fall vorliegen, daß T e k t o n i k u n d M e t a m o r p h o s e
den fast immer v o r h a n d e n e n L a g e n b a u nicht mehr hervort r e t e n lassen. Vor allem jüngere Tektonik hat die Anisotropie im Bau
basischer Massen des Balkans, wohl auch Kleinasiens, für ihre Zwecke
sich nutzbar gemacht und in Lagengrenzen oder Zonengrenzen mit Vorliebe
Schubbahnen hineinverlegt.
Am Balkan sind die Fälle selten, wo die Lagerungsverhältnisse derbasischen Massen die Bedingungen zur Zeit der magmatischen Intrusionen
in v o l l e m Umfange wiederspiegeln; nach außen sind meist nur mehr jene
Lagerungsbeziehungen zu erkennen, welche durch die nachfolgenden Vorgänge der „tektonischen Intrusionen" geschaffen wurden. Aber auchdann zeigt sich noch oft, daß Reste innerer Zonengliederung mitüberliefert
werden, deren Erkenntnis die Baugesetzlichkeit solcher basischen Massive
aufzuhellen vermag.

V. Instrusionsmechanik und Raumformen, Kontaktmetamorphose und Altersfragen der Chromerz führenden
Peridotitserpentine.
Die Erkenntnis der Intrusionsmechanik und des Alters von Peridotitmassiven im allgemeinen, insonderheit aber von den Peridotiten des Balkans
und Kleinasiens sieht sich schwierigerer Beantwortung der Fragestellungengegenüber als es bei anderen eruptiven Gesteinen der Fall zu sein pflegt.
Der M a n g e l a n k r ä f t i g e r K o n t a k t m e t a m o r p h o s e , ja das inder Regel völlige F e h l e n unmittelbarer Erscheinungen der Kontakt metamorphose in Form von Kontaktmineralisation, erschwert die Beurteilung von Kontaktgrenzen hinsichtlich ihres primären oder sekundärtektonischen Ursprungs.
Schwere- und Kohäsionsunterschiede zwischen dem Peridotitmassiv
und seinem Hüllgestein wirken sich gerade an d e n G r e n z e n in mehr
minder intensiver D i f f e r e n t i a l b e w e g u n g bei jeder Gebirgsbeanspruchungaus. Ungestörte Peridotitmassive mit unversehrten Primärkontakten gibt
es weder am Balkan noch in Kleinasien, sie sind auch sonst in der Welt
nicht gerade häufig. Für die balkanisch-anatolischen basischen Massive
gilt, daß eine Reihe von Gebirgsbildungsphasen über sie hinweggegangen
ist und ihnen ihre Wirkung aufgeprägt hat, im sinnfälligsten Maße sindoft gerade die Kontakte hievon betroffen worden.
F. KOSSMAT [751] zeigt 1937 in seiner Arbeit über den „ophiolithischen
Magmengürtel in den Kettengebirgen des mediterranen Systems", mitwelcher Studie er neben G. STEINMANN [805] u. a. mit zu den ersten

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gehört, die sich mit den a l l g e m e i n e n Problemen weltweiter Serpentingeologie beschäftigt haben, die Schwierigkeiten auf, welche der sicheren
Altersbestimmung ophiolithischer Gesteine im besonderen entgegenstehen,
er hat die geringfügige Kontaktmetamorphose sowie das tektonische Verwischtsein der Ränder hiebei hervorgehoben und einen Ausweg gesucht
in der Vorstellung, daß für die Peridotite eben ganz eigene, von anderen
Plutonen völlig abweichende Intrusionsumstände anzunehmen seien.
Zwar hat sich seit den Arbeiten dieses Altmeisters der Balkangeologie
die Einzelkenntnis peridotischer Magmenbezirke auf der Balkanhalbinsel
um einiges vertieft, aber auch die neu vorbringbaren Argumente sind nochweit davon entfernt, mit voller Schlagkraft das Wesen zu überwinden,
welches in den Schwierigkeiten einer gesicherten Altersdeutung dieser
Peridotitintrusionen liegt.
Mit Klarheit ist aber eines auszusprechen: weder die Altersklärung der
Verbandsgesteine des Serpentins allein noch die tektonische Position der
Serpentine für sich oder die oft mehr unsicher als sicher deutbaren Anzeichen
von Kontaktmetamorphose vermögen im Einzelfall immer einen tragfähigen
Rückschluß auf das Peridotitalter aufzubauen, immer wird es eines Gegenübersteilens von Einzelbefund und Gesamtphänomen der Peridotitintrusionen
in wechselseitiger und weit ausholender Betrachtung bedürfen, um schrittweise das Fundament für eine gesicherte Alterserkenntnis dieser Intrusionen
zu verbreitern.
Was nützt schon immer die A l t e r s e r k e n n t n i s d e r V e r b a n d g e s t e i n e des Serpentins allein, wenn sich der Serpentinkontakt als ein tektoniseher von bedeutender
Wirksamkeit erweist ? Auch schließen unter den Verbandsgesteinen des Serpentins gerade
die Diabas-Hornstein-Schichten häufig Klippenzüge von Korallenkalken oder überhaupt
von Kalken mit bestimmbaren Fossilien ein, die, ihrerseits zwar stratigraphisch horizontierbar, sehr oft nur als tektonische Emschüblinge zu betrachten sind.
Wird die t e k t o n i s c h e S t e l l u n g d e s S e r p e n t i n s zu seiner Altersdeutung herangezogen, bedarf es vorher einer gesicherten Klärung in der Frage des Alters der Tektonik.
D a aber in der Regel mehrere Gebirgsbildungsphasen über Serpentinareale hinweggegangensind, muß eben jene früheste, noch mit Serpentin in Wechselwirkung stehende, richtig
erkannt und benannt werden — ein Ziel, nicht immer einwandfrei erreichbar.
Von den Phänomenen der K o n t a k t m e t a m o r p h o s e sind jene herauszuschälen,die auch wirklich Peridotit und Gabbro allein betreffen und nicht etwa auch Diabas einbegreifen, dessen Eruptionsalter, als „basischer Eruptivdurchläufer" unzweifelhaft nochin weit jüngere Zeiten als der ultrabasische Hochstieg hinaufreicht.

Eine der wichtigsten und ersten Prüfungen an basischen Plutonen bleibt
also immer noch jene der Kontakte: wo liegt echter P r i m ä r k o n t a k tvor, welche Befunde lassen zumindest auf wenig bewegten, wenig veränderten
Primärkontakt schließen ?
Es wurde bereits betont, daß mit völlig ungestörten Peridotit-Kontakten
auf Balkan und in Kleinasien nirgends zu rechnen ist, überall gibt esAnzeichen tektoniseher Beanspruchung und Bewegung besonders an den
Rändern. Aber doch heben sich e i n z e l n e P e r i d o t i t m a s s i v e heraus, dienoch viel von ihrem ursprünglichen, geschlossenen Bau zu verraten scheinen.
Die Detailkartierüng dieser Massen einschließlich ihres Rahmens bringt
dies zutage, aber auch das Studium des Innenbaues solcher Massive, wo sichdann in der Regel zeigt, daß innere Zonengliederung, Stockwerksbau undentsprechende Einordnung und Typenverbreitung von Chromitlagerstätten
in ausgezeichneter Weise, ja im großen gesehen in ungestörten Lagerungsbeziehungen erhalten blieben.

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An diese r e l a t i v r u h i g g e l a g e r t e n P e r i d o t i t v o r k o m m e n ist in
erster Linie anzuknüpfen, wenn zu den Fragen der Intrusionsform und desIntrusionsalters mit einigem Gewicht Stellung genommen werden soll.
Hier zeigt sich am ehesten, daß auch für die Verbandsgesteine Gemeinsamkeiten in Fazies, Alters- und Lagerungsbeziehungen gelten, auch die
Phänomene der Kontaktmetamorphose, seien es auch nur solche verschwommeiner Art, gelangen hier am ehesten zur Beobachtung.
A M P F E R E R und HAMMER [25] haben am Z l a t i b o r m a s s i v Westserbiens frühzeitig die fesselnde Aufgabe erkannt, die sich aus dem Studium des Fragenkomplexesvon Peridotitmassiven ergibt, wenn diese um ihrer selbst willen in den Blickpunkt der
Beobachtungen gerückt und nicht als vorweggenommene Glieder einer bestimmten
tektonischen, metamorphen oder Altersserie übernommen werden; sie haben diese Aufgabe in Gründlichkeit und richtungsweisend für spätere Zielsetzungen dieser Art durchgeführt.

Intrusionsmechanik undRaumformen.

Der Mechanismus einer Intrusion, abhängig von Beschaffenheit, Bewegungskräften und sonstigen Wirkkräften des Magmas, und die hiebei
erzielten Raumformen des Plutons bedingen sich gegenseitig. Dies trifft
auch für die Peridotite zu, ein Besprechen dieser Fragen bringt jeweils,
notwendig auch diese Verflechtung zum Ausdruck.
Die Peridotitmassive kommen in g e s c h l o s s e n e n Massen h o c h ,soviel wie nie verlieren sich diese Eruptionsvorgänge in Bildung von
A p o p h y s e n und seitlichem G a n g g e ä d e r , wie etwa Granite, deren Gangdurchbrüche oft gehäuft in Nähe der Hauptmasse, entfernt davon abklingen.
Peridotitisch injizierte Schiefer gibt es nicht.
Was da von „Serpentinapophysen" und „Serpentingängen", die Hüllgesteine der Balkanperidotite durchbrechend, beschrieben wurde, hat sichnoch immer als tektonischer Schubkeil, oder, wie beim Serpentingang vonLojane als längliche Scholle älteren Serpentins von jüngerem Granit hochgefördert, erwiesen.
F . NOWACK [235, 236] hat „Serpentinapophysen" aus dem albanischen Flyseh
namhaft gemacht, aber stets finden sie sich in stark gestörten, mit Schubkeilen anderer
Fremdgesteine versehenen Abschnitten und es erscheint mir unzweifelhaft, daß es sichausschließlich u m t e k t o n i s c h e s E i n d r i n g e n handelt.
Das gleiche gilt wohl für die sogenannten „Serpentinapophysen", welche A. P I L G E R[137, 138] und K . H . v . L E D E B U R [90] in den Diabas-Hornstein-Schichten des bosnischwestserbischen Abschnittes vorzufinden meinen; jene Fälle, wo ich in Bosnien durch
eigene Beobachtung vor die Frage gestellt war, haben mir für Serpentin stets den Schluß
auf tektonisches Eindringen solcher Serpentinlinsen aufgedrängt.
Ausnahmslos ist an solchen Örtlichkeiten Austritt sichtbarer Störungen u n d sehrhäufig mylonitischer Charakter des Serpentins bezeichnend. Allein sein Auftreten nur i n
Zonen reichlicher und intensiver Durchstörung m a h n t zur Vorsicht, aus solchen
Lagerungsverhältnissen bestimmte Altersdeutungen zu wagen.

Erst die meist etwas jüngeren Glieder des basischen Zyklus, Gabbro
und noch mehr Diabase, sind von pegmatitischen und porphyritischen echten
Gangdurchbrüchen, auch von Tuffen begleitet gewesen, die auch in die
Hüllgesteine übergreifen, aber gewöhnlich auf den engeren Umkreis desbasischen Massivs selbst beschränkt bleiben.
Gleichzeitige Effusionen b a s a l t i s c h e r Art oder auch basaltische Randzonen fehlen den peridotitischen Intrusivzonen des Balkans und Klein-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at423
asiens; die jungen Basaltdecken daselbst sind in ihrer Bildung weite Zeitepochen hievon abstehend.
H. H . HESS [739, 741] nimmt als Beweis, daß die orogenen Peridotite nicht von einem
basaltischen Magma abstammen, das Fehlen basaltischer Abkühlungsfazies bei diesenan, die bei nicht-orogenen Peridotiten, wie jenen von der I n s e l S k y e in Schottland die
Regel seien.

Eine weitere Eigentümlichkeit, die H. H. HESS verallgemeinernd füramerikanische und außeramerikaniche Serpentinvorkommen ausgesprochen
hat, die ebenso von den europäischen Vorkommen seit langem in gleicher
Art beschrieben wurde, besteht in der f o r m a l e n Ausbildung der Serpentinmassen: Hauptform ist die k o n k o r d a n t e L i n s e n f o r m . Dies trifft im
kleinen zu, aber auch die großen „Lakkolithen" sind meist nichts anderes
als ins Gigantische gewachsene, aufgeschwollene intrusive Linsenkörper inkonkordantem Verband mit der Hülle.
D i s k o r d a n t e R a u m b i l d u n g seitens ultrabasischer Magmenhochstiege wird selten vermeldet.
A. L. HALL sieht am B u s h v e l d - K o m p l e x Rhodesiens teilweise eine „transgressive
Intrusion", wobei die Transvaalschichten als Liegend vom basischen Pluton schräg
durchschnitten werden. I n Gesamtheit handle es sieh aber auch beim Bushveld um
einen, dem Liegend konformen, flach schüsseiförmig ausgebreiteten Lakkolith-artigen
Eruptivkörper (Lopolith), dessen Ränder durch Sinken w ä h r e n d der Platznahme infolge
des enormen Gewichtes nachgezogen wurden.
C. A. WEGMANN [899] stellt als Nebenformen der Linsen spindelförmige und fischförmige Gestaltsumrisse für die Ophiolithe heraus.

Zu diesen Besonderheiten der basischen Eruptivmassen nach außen
tritt nach innen die im vorhergehenden Abschnitt besprochene Neigung
zu Zerfall in T e i l s c h m e l z e n , Absondern von K r i s t a l l i s a t i o n s d i f f e r e n t i a t e n unter Entstehung fallweise von Ansätzen bis zu durchgebildeter
magmatischer Schichtung.
Die L i n s e n f o r m der Serpentine innerhalb ihrer Hüllgesteine, das
Vordringen von Serpentinlinsen auch in verhältnismäßig wenig metamorphosierte Gesteinsserien, auf der anderen Seite die experimentell abgeleiteten hohen Schmelztemperaturen der Ultrabasica führten F. KOSSMAT[751] zur Vorstellung, daß die Peridotite am Balkan ihre I n t r u s i o n in die
sie heute umgebenden Hüllgesteine in f e s t e m k r i s t a l l i n e m Z u s t a n d evollführten, „wahrscheinlich vergesellschaftet mit einer komplexen Schmelzlösung, deren Pressung die Bewegung entlang von Translationsflächen
ermöglicht"; in dieser Art würde der Serpentin als Festes die obere Region
der Erdrinde erreichen können und „zwar hoch erhitzt, nicht aber als
flüssige Masse den Ergüssen der Kissenlaven (Diabase) folgen", für letztere
hat KOSSMAT die Stellungsnahme „älter als Peridotit" bezogen.
In der Tat könnte dem rein geologischen Eindruck besonders kleiner
Serpentinlinsen, vor allem jener, die in jüngeren Gesteinsserien stecken,
feste Intrusionen, eine Raumnahme schon näher nach Art kalter Durchspießungen, glaubhaft erscheinen. Immer aber ergibt sich in solchen Fällen
bei vertiefter Einzelbeobachtung, daß der Verband eher oder eben so gut
ein rein tektonischer sein kann. Dort aber, wo größere geschlossene basische
Massen vorliegen, wie in dem so oft herangezogenen Raduschabezirk,
aber auch in allen anderen Peridotitmassen, deren Innenbau genauer untersucht wurde, enthüllt das geologische und petrographische Einzelstudium
einen gliederbaren magmatischen S t o c k w e r k s b a u , der häufig auch mit

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der endgültigen Lage des Eruptivs in seiner Hülle Zusammenhänge besitzt—• zumindest jenes des gemeinsamen Lotes mit der Hülle zur Zeit derIntrusion — was alles n u r a u s s c h m e l z f l ü s s i g e m G e h a b e n d e r
P e r i d o t i t m a s s e z u m Z e i t p u n k t der R a u m n a h m e h e r g e l e i t e t
w e r d e n k a n n . Besonderheiten dieser Raumnahme müssen auf eigentümliche chemisch-physikalische Bedingnisse der Mg-Fe-reichen Silikatschmelzen zurückgeführt werden.
Der allgemeinen Linsenform angeschlossen, erweisen sich für große
Peridotitmassen auch andere mit dem Schichtverband konkordante Raumformen z. B. nach Art der sichelförmigen P h a k o l i t h e und brotlaibähnlichen
L a k k o l i t h e verbreitet. P l a k o l i t h e nennt G. S t e i n m a n n [805] weit
ausgedehnte buckelige Platten, in welcher Form Serpentingestein im Apenninöfters erscheint.
G e d r u n g e n e B a u f o r m e n sind für basische Massen, groß wie klein,überhaupt die Regel.
„Die Baukraft peridotitischer Magmen ist auffallend bescheiden undschlicht" (0. AMPFERER).
B a t h o l i t h e , stockartige Plutonformen mit scharf ausgeprägten Diskordanzen zu den Hüllschichten, sind für Peridotitmassive nicht bezeichnend,
wohl aber kommen sie für Gabbrodurchbrüche in Betracht, die auch zu
Bildung von T r i c h t e r p l u t o n e n neigen können. Raumformen, die sichan die schimmelpilzähnlichen L o p o l i t h e anlehnen, treten auch unter den
Peridotitkomplexen auf. L a g e r a u s b r e i t u n g , „sill", geht aus flachlinsenförmigen Gesteinskuchen durch Weiterentwickeln zweier Flächendimensionen hervor und dürfte auch für peridotitische Intrusiva des Balkans
verbreiteter sein, als heute die arge tektonische Zerstückelung solcher
flachen Gebilde noch erkennen läßt.
E c h t e Gang f o r m e n an Peridotitgesteinen sind nicht gerade häufig,
schon gar nicht in kleinen Dimensionen. Wo große E r u p t i v s p a l t e n ,gefüllt mit basisch-ultrabasischen Gesteinen vorliegen, ist mitunter schonlagerartige oder gemuldete lopolithähnliche Bauform herauszufinden.
Ganz allgemein hat H. CLOOS [713] die S y n k l i n a l e B a u f o r mb a s i s c h e r P l u t o n e hervorgehoben und in charakteristischen Querschnitten
gegenübergestellt. Immer ist es hier auch der Innenbau mit Stockwerkund schichtiger Zonen-Gliederung, welcher sich in den äußeren Bauformen,
wiederspiegelt. Auch für die großen geschlossenen Massen der Balkanperidotite sind Anklänge an Synklinale Baunatur da und dort erweisbar.
Für den Z l a t i b o r in Westserbien haben A M P F E R E R und HAMMER [25] — entgegen der Anschauung von F . KOSSMAT — die Vorstellung gewonnen, daß die peridotitischen Gesteine in paläozoischer Zeit in eine mehr minder flach gelagerte, alte(paläozoische) Schieferserie zu einem gewaltigen Lakkolithen eingepumpt worden seien,
beide Verfasser sind hiebei der Vorstellung submariner Intrusion entgegengetreten undhaben das Eindringen in landnahe Sedimente betont. Der Intrusionsvorgang wird von
A M P F E R E R treffend mit der Wirkung einer hydraulischen Pumpe verglichen.
Die nächstgroße I b a r m a s s e ist noch in keiner hinreichend genauen Einzelkartierung^zu übersehen. Dieses Peridotitmassiv, von bedeutenden tektonischen, im Fortstreichen
der Vardarzone nach N N W gelegenen Bewegungsflächen erfaßt, von nachfolgenden jungvulkanischen Durchbrüchen des Tertiärs erneut aus dem Zusammenhang gerissen und oft.
nur in Ruinenschollen erhalten geblieben, bedarf mehr als Profilbereisungen undflüchtiger Gesamtaufnahmen, u m über die ursprüngliche Raumform genauer schlüssig zu
werden. Vorläufige Anhaltspunkte, z. B . von Serpentin umschlossene Kristallininseln
bei Gokcanica im O-Bereich des Ibartales, deuten eher auf breite Spaltendurchbrüch©
denn auf Lakkolithbildung.

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I n den genauer untersuchten P e r i d o t i t z o n e n zwischen V a r d a r - und L e p e n a c t a l ,insbesondere im Chromerzrevier v o n R a d u s c h a , ist wie amZlatibor die Vorstellung nahegerückt, daß bei der Intrusion großlinsige, lakkolithartige Ausbreitung des Peridotits
in eine alte Schiefer-Kalkserie vor sich ging. Doch sind auch hier noch nicht alle
Probleme gelöst. Die Schiefer und Kalke der Unterlage des Raduscha-Peridotitmassivs,
bergmännisch durch Querschlagsarbeiten mehrfach erschlossen, tragen überall Anzeichen
lebhafter Differentialbewegungen gegenüber Serpentin; am B e i s p i e l v o n O r a s j ewurden 1937 [6] solche tektonische Diskordanzen vom Kontakt des Massivs abgebildet.
Auffallend ist, daß der J e z e r i n a - O s t r o v i c a - P e r i d o t i t , der, heute getrennt durch
das Schar-Kristallin, ursprünglich die Fortsetzung des Raduscha-Serpentins im NWStreichen bildete, an seinem Liegendrand von einem dünnen, aber erstaunlich regelmäßig
anhaltenden Span hochmetamorphen Kristallins begleitet ist, dem weiter im Liegend
wieder phyllitische Gesteine, kristalline Kalke, Sandsteine, Grünschiefer und Kieselgesteine folgen, bis endlich geschlossenes Höherkristallin erreicht wird. Bereits 1937 habe
ich dem Verdacht Ausdruck gegeben, daß es sich bei diesen Serpentinmassen um ursprünglich mit Kristallin in Verband stehende Eruptiva handle, die später durch die aus NO her
wirksame Tektonik aus dem ursprünglichen Verband herausgepreßt wurden.
Die Lagerungsverhältnisse Jezerina-Ostrovica wurden im Frühjahr 1941 nochmalsüberprüft. Tatsächlich sind beachtliche Schollenstörungen an der Peridotitbasis nachzuweisen. Der R a n d zu Hochkristallin erscheint jedoch hier so nahegerückt, j a oft nur
u m Beträge von einigen 100 m von Peridotit und Hüllschiefer entfernt, daß ein sichablösender Kristallinspan angesichts der starken lokalen tektonischen Durchwirkung an
der Serpentinunterlage bald seinen Weg in diese finden konnte, ohne deshalb Überschiebungen großer Reichweite erforderlich zu machen. Wahrscheinlich lag eben das
peridotitische Intrusionsiniveau selbst knapp an der Grenze Kristallin-Paläozoikum.
Amphibolitspuren und eine eng begrenzte Scholle von Paragneis sind nunmehr auch
an der Unterlage des R a d u s e h a s e r p e n t i n s festgestellt.
Die Chromerz führenden Peridotitmassen von S o u f f l i o n i n T h r a z i e n stecken inalten Gneisen, zu denen sie mit breiten Amphibolitgürtem abgegrenzt sind. Tektonischruhiger gelagert als die nordwestlich davon in Altbulgarien befindlichen Peridotitmassen
bei K r u m o v g r a d , in mäßiger kristalline Schiefer gehüllt, ist der Peridotit von S o u f f l i o n
als mächtige Lagerintrusion in Gneise aufzufassen.

Ist auch für Einzelfälle geologischer Untersuchung von Peridotitmassiven der Balkanhalbinsel der Schluß auf Verbreitung lakkolithartiger
Bauformen naheliegend, so führt die Betrachtung der G e s a m t h e i t derbalkanisch-anatolischen Peridotitzüge doch eher zur Vorstellung, daßweniger die individuelle Form des Lakkolithen als vielmehr weit ausgreifendes
Hochdringen des Peridotitmagmas an G r o ß s p a l t e n mit seitlicher lagerartiger, sillähnlicher Ausbreitung in Schiefergesteinsserien hinein, dieeigentliche Grundnote, die ü b e r g e o r d n e t e B a u f o r m e l sei.
F ü r die geologischen Verhältnisse des A p e n n i n sah sich G. STEINMANN [805]ebenfalls von der Auffassung gedrängt, daß dort die Serpentinplakolithe aus großen
Spaltenergüssen hervorgegangen seien.

Freilich haben die jüngeren Gebirgsbewegungen viel von diesen ursprünglichen Bauformen verwischt, nur dort, wo die Interferenz der jüngeren
Bewegungen mit älterer, die Raumbildung für die basischen Plutone einbegreifender Tektonik unter spitzwinkeliger oder gar paralleler Zuscharung
erfolgen konnte, ist mehr von den ursprünglichen Raumformen der basischen
Plutone erhalten. Auch örtliches mehr minder „in den tektonischen SchattenGestelltsein" während der großen tektonischen Umwälzungen konnte
bewirken, daß die ursprüngliche Bauform des Peridotitmassivs in breiterem
Ausschnitt überliefert wurde.
Eine solche mit Peridotit erfüllte Spalte von ganz erstaunlicher Längserstreckung wurde in dem L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t der Vardarzone aufgezeigt. Über 200 km mit teils primären, teils wohl nur erosiven Unterbrechungen läuft diese Peridotitzone, von noritischen Gabbros, Pyroxeniten

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und Diabasen begleitet, mit gleichem geradlinigem Streichen durch; Lagenbau und Chromerzlagerstätten finden in ihr besondere Gestalt. Ja, es
wäre zu erwarten, die Fortsetzung dieser Peridotitzone, die bei Ormiglia
auf der Chalkidike ins Meer ausstreicht, jenseits desselben geradezu auf
Grund der sie kennzeichnenden Verhältnisse ihres Innenbaues auf kleinasiatischem Boden wieder zu erkennen. So müßte sich entscheiden, ob
tatsächlich, wie KOSSMAT vermutet, ein bogenförmiges Abschwenken
der Vardarzone nach 0 im Untergrund der Ägäis und Einstreichen in die
Serpentine von Mysien stattfindet — durch das völlig abweichende Serpentinstreichen auf der Insel Mytilene wenig wahrscheinlich — oder die geradlinige Fortsetzung weiter nach SO erfolgt, um dann, wenn überhaupt indieser Form, erst weiter im S in die Serpentine der Taurusketten einzuschwenken, wie es die Karten von W. v. SEIDLITZund WIJKERSLOOTH
darstellen.
Der ursprüngliche S p a l t e n charakter des L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t e s
ist in erster Linie und im raumbildenden Sinne durch große Längserstreckung
bei geringer Breite betont; sein Innenbau, besonders auf der Chalkidike
selbst, läßt A n z e i c h e n s y n k l i n a l e r S t o c k w e r k s b i l d u n g erkennen,
wie sie ähnlich, nur viel ausgeprägter etwa vom Great Dyke, Rhodesien,
bekannt ist.
Sind genetische Beziehungen g e m e i n s a m e r i n t r u s i v e r R a u m b i l d u n g auch für andere Peridotitzüge der Balkanhalbinsel zu erblicken?
Diese Frage ist vorläufig noch schwierig zu beantworten, viel hängt davonab, wie weit es gelingen kann, die a l t e n mit Serpentin verflochtenen Baustrukturen von den jüngeren alpino-dinarischen zu lösen.
Wahrscheinlich entspricht die P e r i d o t i t z o n e d e s V a r d a r - L e p e n a c G e b i e t e s und ihre nach NW und SO gerichteten Fortsetzungen einer
zweiten parallelen Hauptspalte der Vardarfurche.
Von den w e s t l i c h e n Abschnitten der a l b a n i s c h e n Serpentinzone,
das Merditaland inbegriffen, wo sich tektonische Störungen, Südwestwärtsverfrachtungen und Schuppenbildung aufs gewaltigste steigern, ist naturgemäß in der Fragebeantwortung nach Intrusionsmechanismus der Peridotite
wenig zu erwarten.
Im O Albaniens, für den geschlossenen Hauptast der a l b a n i s c h e n
P e r i d o t i t z ü g e , dem W-Abfall des pelagonischen Kristallinmassivs z. T.
sich anschließend, sind Anzeichen a u t o c h t h o n e r s y n k l i n a l e r Baun a t u r gegeben, mit dem Ausfüllen einer breiten NNW—SSO sich erstreckenden Spalte gut vereinbar. Besonders der Raum von K u k e s in
Nordalbanien mit seinem klaren, ruhig gelagerten Stockwerksbau desperidotitischen Komplexes nährt diese Vorstellung. Weniger entsprechenihr die Phänomene der Scharung am N- und S-Rand der pelagonischen
Masse. Dieses ringförmige Umwalltsein der pelagonischen Kristallininsel
durch Serpentinzüge findet zwangsloser seine Deutung, wenn ein Intrusionsniveau in Hangendnähe dieses Kristallins angenommen wird, in dem sich
Peridotit als mächtige ausgedehnte Sills, von Spaltenaufstiegen gespeist,
deckenartig über und zwischen Kristallin ausgebreitet hat und erst infolge
der jüngeren Tektoniken und von diesen ausgelösten Erosionstendenzen
eine Zerteilung in westlichen und östlichen Ast erfuhr.
Die b o s n i s c h e n u n d w e s t s e r b i s c h e n S e r p e n t i n m a s s e n , in die
Fortsetzung von Albanien und Vardarzone fallend, weisen in ihrer gegen-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at427

seitigen Anordnung ebenfalls auf eine größere gemeinsame Bauform hin,als etwa die Sonderbetrachtung des Zlatibor-Lakkolithen hievon zu enthüllen vermochte.
Die Serpentine der O s t r h o d o p e sind in einer Linie angeordnet, die
in NW—SO-Richtung von Plovdiv bis Soufflion reicht, allerdings durch
das Wirrsal interferierender Tektonik nur mehr bruchstückweise angedeutet,
aber doch noch als ehemalige Spaltenrichtung verdächtig.
Somit führen die genannten Beobachtungen und Vorstellungen dahin,die Hochförderung der ultrabasischen Massen der Balkanhalbinsel auf
wenige Hauptförderspalten oder Spaltengruppen zu verlegen — für den
zentralen Balkanraum gesehen: die w e s t l i c h s t e n S p a l t e n , AlbanienSerpentinzüge und äußere Vardarzone umfassend, eine m i t t l e r e S p a l t e
ist im Lojane-Chalkidike-ast zu erblicken, eine ö s t l i c h e S p a l t e , an der
Ostflanke der Rhodope angelehnt, ist in den ostbulgarisch-thrazischen
Serpentinzügen verkörpert. (Siehe auch Abb. 138 und Tafel VIII.)
Spaltenzüge und von diesen ausgehend lagerförmige Ausbreitung,relativ niveaubeständig, in Außenzonen der kristallinen Schieferhüllen alter
Kernmassen, bzw. in ihr paläozoisches Dachgebirge hinein, scheinen auch derVerbreitung der ultrabasischen Gesteine in K l e i n a s i e n die Wege gewiesen
zu haben.
Die Tatsache, daß an Peridotitmassiven der Balkanhalbinsel und
Anatoliens bei Andeutung magmatischer Schichtung zugleich Anzeichen
beginnender oder besser: unterbrochener und wiederbeginnender Kristallisationsdifferentiationen festzustellen sind, auf jeden Fall zeitweise s t a t i s c h e
Kristallisation herrschte, führt zur Annahme, daß der endgültige
Verfestigungsvorgang
entsprechende
Zeiträume
relativo r o g e n e t i s c h e r R u h e zur Verfügung hatte. Auch das Zurücktreten
oder völlige Fehlen von Fließformung im großen innerhalb der basischen
Massive ist darauf zum Teil zurückzuführen. Mangelnde tektonische
Bewegung während der Kristallisation drückt sich auch in dem fast völligen
M a n g e l a n P r o t o k l a s e aus, wo solche an Einzelbefunden, etwa in Dünnschliffen von Pyroxeniten ersichtlich, festgestellt wird, sind örtliche dochkeine regionalen Anlässe der Bewegung und Zermalmung im Halbfesten
gegeben. Wie weit die Ausbildung von P a r a l l e l t e x t u r der Bändergabbros
auf kinetische Vorgänge während der Kristallisation beruht, und nicht etwa
auf Besonderheiten in der statischen Kristallisation, bleibt noch dahingestellt.
In der Mehrzahl der Fälle dürfte es sich ja bei Bildung der basischen
Massive um h e t e r o g e n e M a g m e n gehandelt haben, die, in Teilmagmen
zerlegt, in flachen Fladen sich übereinandertürmend Raum schufen,
vielfach ungestört durch von außen einwirkende Bewegungsvorgänge. Nurzu bescheidenem Maße und vereinzelt ist Fließfaltung im kleinen an bänderigen Chromitlagerstätten anzutreffen, Phänomene, die meist aus örtlichen
i n n e r e n Magmenkräften allein erklärbar sind.
Die internen magmatischen Phänomene der ultrabasischen Gesteine
geben also auch bei Beurteilen der Erscheinungsformen der Massive Hilfsmittel ab, zu scheiden, wie weit rein magmatische Vorgänge oder spätere
tektonische Einflüsse die gegenwärtige Raumlage der Massive geschaffen
haben können. Da wird es sich wohl immer herausstellen — in den mir
bekannten Fällen stets —• daß jene Serpentinvorkommen, die in Über-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at428
schiebungsbahnen der alpin-dinarischen Tektonik stecken oder zu diesen
scheinbar in ursächlicher Beziehung stehen, doch nichts anderes sein können,
als durch rein tektonische Kräfte erfolgte t e k t o n i s c h e I n t r u s i o n e n , einpassives Mitgeschlepptsein erkalteter, gut gleitfähiger Serpentinschollen indie jungen Aufschubbahnen.
„Syntektonische Intrusion" der Serpentine in kretazisch-tertiäre Deckenbahnen
haben frühzeitig, den Anschauungen von E . SUESS (Antlitz der Erde) folgend, in der Auffassung der im S ü d k a r p a t h e n b e r e i c h tätigen Geologen (MURGOCI, ARGAND, zuletzt
auch G H I K A B U D E S T I , S T R E C K E I S E N u. a.) F u ß gefaßt, doch wurde von dort immerhin betont, daß das basische Magma nicht nur an der Überschiebungsbahn, sondern auch
innerhalb der Decke selbst Platz genommen habe. Vielleicht wird aber doch jene Erfahrung, welche in jüngster Zeit im Peridotitgebiet am Donauknie bei Orsova ältere vormesozoische Intrusion der Ultrabasite gesichert h a t (STRECKEISEN, CORDARCEA
u. a.), auch auf den weiter östlicher gelegenen Anteil der Südkarpathen sich als anwendbar
erweisen.
U m rein tektonische Instrusionen handelt es sich wohl auch in allen jenen Fällen, die
v. SEIDLITZ als „Überschiebungsapophysen" in Störungsbereichen der R a n d g e b i r g e
i m ö s t l i c h e n M i t t e l m e e r anführt.
Allerdings h a t H . H . H E S S [739,741] jüngst ebenfalls für die Orogenperidotite sichzugunsten Intrusion w ä h r e n d der Tektonik ausgesprochen und nach B O W E N (cit. HESS)
würden a l l e S e r p e n t i n e i h r e h e u t i g e L a g e b e r e i t s a l s f e s t e M a s s e w ä h r e n dd e r G e b i r g s b e w e g u n g e r r e i c h t h a b e n ! I n eingeschränktem Sinne — da sämtliche
Serpentinmassen durch eine Folge von postmagmatischen Tektoniken aus ihrer ursprünglichen Hülle wohl stets etwas gelockert und teilweise herausgelöst sind und es völlig
unbewegt gebliebene Serpentinmassive kaum geben wird — h a t diese Auffassung auch fürdie Balkan-Kleinasien-Peridotite einiges Richtige und ist bereits von F . KOSSMAT
diskutiert worden.

BOWEN und SCHAIRER [703] haben das Problem der Dunitintrusion„im Licht des Olivinschmelzdiagramms" erörtert:
Die gewöhnlichen Olivine mit 10—15% Fe 2 Si0 4 (Fayalit) liegen im Schmelzpunkt
noch immer nahe jenem des reinen Mg 2 Si0 4 (Forsterit) mit 1850 ° C. Auch der Hortonolitherreicht erst 5 3 % Fe 2 SiO ä , während reiner Fayalit bei 1100° Schmelzpunkt liegt; Beantwortung der Frage, ob Dunit flüssig intrudiere, müsse ausweichend in einer besonderen
mechanischen Form der Intrusion gefunden werden. — Zuletzt N. L. B O W E N und
O. F . T U T T L E [704 a ] : Nach Schmelzversuchen in geschlossenen Bomben besteht keine
Wahrscheinlichkeit, daß ein „Serpentinmagma" unter 1000° existieren könne, was zur
Annahme führe, daß Serpentin-„magma" in festem Zustande intrudiere.

Über T e m p e r a t u r und Kohäsionsbeschaffenheit des ultrabasischen
Magmas, die Wirkkräfte des Magmenaufstieges mitbeurteilen lassend, sindbereits in den Ausführungen zur Magmenkunde der ultrabasischen Gesteine
unter den petrographischen Bemerken Angaben gemacht worden. Entgegenexperimenteller Erfahrung sind für die Ultrabasite zur Zeit ihrer endgültigen intrusiven Raumnahme relativ m ä ß i g e T e m p e r a t u r e n undzähflüssige B e s c h a f f e n h e i t als wahrscheinliche Magmeneigenschaften
anzunehmen.
Es wurde wiederholt darauf hingewiesen, wie das Erscheinungsbild derpetrographischen Abgrenzung unter den verschiedenen Differentiaten,
die gewundenen Grenzlinien, die magmatische Verschweißung der Grenzen
zueinander, träge kurzstämmige Formen der Schlieren und Schlierengänge,die zögernde Reaktion der sinkenden Chromitdifferentiate auf die Schwerkraft
während der magmatischen Großschichtung und wiederbeginnenden
Kristallisationsdifferentiation, wie alle diese Erscheinungen dafür sprechen,
daß die erstarrenden Differentiate, sämtlich noch unverfestigt, gemeinsam
eine Epoche durchmaßen, wo z ä h f l ü s s i g e r u n d m i n d e r z ä h f l ü s s i g e r
A g g r e g a t z u s t a n d n e b e n e i n a n d e r bestanden haben muß, ein Zustand©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at429
träger nicht mischbarer Gesteinsbreie mit geringfügigem Wanderungs- undDurchdringungsvermögen. Das STOKESsche Gesetz, dem Verhältnis
von Fallgeschwindigkeit eines Körpers zur Viskosität des Mediums Ausdruckgebend, findet für diese Bewegungsvorgänge seine Anwendung (siehe Tom.
F. W. BARTH [694] S. 43).
Trotzdem verhielt sich die erstarrende Peridotitmasse bis zuletzt als
ein Wärmekörper, dem die einheitlichen Wärmespannungen eine gemeinsame, durchgreifende Bankungsabsonderung aufdrücken konnten.
Petrographische „Rassenreinheit" peridotischer Gesteine, das fastvöllige Fehlen von Migmatiten, weltweite Gleichförmigkeit an sich, scheinen
mitbedingt zu sein durch zähflüssigen Aggregatzustand während des Hochkommens.
Die Temperaturen von Peridotitmagmen brauchen infolge des mitgeführten Wasserdampfes wesentlich niedriger zu liegen als die experimentellen Werte trockener Schmelzen
ergeben, die für Olivin bei 1800° C liegen. Darin, wie auch als Folge strenger Bindung
des Wasserdampfes an das Magma ohne Möglichkeit gasförmig nach außen zu entweichen,ferner in schlechter Wärmeleitfähigkeit, Wärmeabgabefähigkeit, Reaktionsträgheit usw.
hochbasischer Schmelzen, dürften Gründe für die unbedeutende Kontaktwirkung zu
suchen sein.
Ein weiterer Grund liegt eben in der Zähflüssigkeit. Bereits 1937 habe ich dargetan [6],wie mich viele geologischen Beobachtungen an balkanischen Peridotitgesteinen und
Chromerzlagerstätten zur Annahme beträchtlicher Zähflüssigkeit des Peridotitmagmas
geführt haben; viskos scheint bereits eine Eigenschaft des intrudierenden Magmas gewesen zu sein, die über lange Zeiträume der Erstarrung anhielt.
Mit der Auffassung von Zähflüssigkeit des intrudierenden ultrabasischen Magmas
stehe ich nicht vereinzelt da. — W E I N S C H E N K ist, wie ich an früherer Stelle (Abschnitt II) bemerkt habe — aus den Beobachtungen am Stubachserpentin in den Hohen
Tauern — frühzeitig, 1892, zu der Auffassung von „wenig leichtflüssiger Beschaffenheit"
der basischen Schmelzen geführt worden, die nach seiner Vorstellung allerdings unter
Gebirgsspannung in die Hüllschichten eingedrungen seien. — A. L. HALL [597, 598]
neigt für die basischen Gesteine des Bushveld in Rhodesien zur Vorstellung viskoser Beschaffenheit ihrer Magmen. — O. H. E R D M A N N S D Ö R F E R [721] hält das intrudierende
ultrabasische Magma als bereits im Zustand der Kristallisation befindlich, also mittelbar
bereits viskoses Endstadium während der Platznahme voraussetzend.
Daß h o h e r V i s k o s i t ä t s g r a d bei Erkaltung basischer Tiefenmagmen nicht mit Gasbildung einhergeht wie bei den Vulkaniten, liegt eben in den Tiefenbedingungen. Aber
gerade die viskose Beschaffenheit der Peridotitmagmen vermag die vielfach anzutreffenden
Anzeichen g e h e m m t e r g r a v i t a t i v e i K r i s t a l l i s a t i o n s s a i g e r u n g , ebenso die
g e d r u n g e n e n R a u m f o r m e n , am ehesten zu erklären.

Über die D r u c k v e r h ä l t n i s s e zur Zeit der Raumnahme der Ultrabasite geben die I n t r u s i o n s t i e f e n einigen Anhalt. Trotz plutonischen
Charakters der Peridotite — R. A. DALY [835] gebraucht den Ausdruck„abyssische Injektionen" — sprechen die Beobachtungen an balkanischen
Vorkommen nicht zugunsten von Erstarrung in großer Tiefe, sondern eher
für g e r i n g e I n t r u s i o n s t i e f e n : ohne je die Oberfläche in flüssigem
Zustande erreicht zu haben, sind die Ultrabasite als oberflächennahe
Intrusionen aufzufassen. Schon die fallweise zeitlich und räumlich enge
Verbindung mit Diabasen, Melaphyren und Porphyriten als echte Vulkanite
läßt keine große Intrusionstiefe zu, sie wird mit einigen Kilometern unter der
zur Intrusionszeit bestehenden Oberfläche zu betrachten sein. Dementsprechend ist auch mit den letzlich wirksamen Druckkräften im Abschlußstadium der Erstarrung zu rechnen.
Auch von Seite der Hüllgesteine, deren Metamorphose bis zu schwach
phyllitischer herabgeht, sind mäßige Intrusionstiefen der Peridotitserpentme
wahrscheinlich.

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Der Druck innerhalb hochviskoser Magmen ist nicht immer ein reinhydrostatischer (0. H. ERDMANNSDÖRFER [721]; siehe auch S. 374).
Manche örtliche Eigentümlichkeiten in den magmatischen Vorgängen
während der Erstarrung der basischen Masse, insonderheit solche an
Chromitlagerstätten, sind eben dadurch erklärlich, daß das Einsetzeno r i e n t i e r t e r D r u c k k r ä f t e im letzten Stadium der Erstarrung vorausgesetzt werden darf und unter ihren Einflüssen Paralleltexturen weiterausgebildet oder manche überhaupt ermöglicht werden. .
F ü r den Z l a t i b o r Westserbiens ist O. A M P F E R E R aus den gesamtgeologischen
Bedingnissen zu dem Schluß gekommen, daß der Intrusion zumindest 2 hm unter der
damals bestehenden Erdoberfläche H a l t geboten war.
Ähnliches mag für den R a d u s c h a - L a k k o l i t h e n gelten.
Ganz allgemein ist zu sagen: aus dem Innenbau der basischen Plutone des Balkans
heben sich k e i n e Eigentümlichkeiten ab, die auf bedeutende Verschiedenheit in den
Erstarrungstiefen von Serpentinen im Kristallinverband und solchen in halbkristalliner
Hülle schließen lassen. F ü r den L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t , der in seinem langen Verlaufe
beide Verbandsarten aufweist, ist immerhin auffällig, daß auf der Chalkidike die gabbroiden
Ränder der ultrabasischen Gesteinsfolge mit dem Hüll-Kristallin verschweißt sind.
Der öfters erwähnte New Foundland-Peridotit im O Kanada's h a t nach Earl INGERSON [660] eine Intrusionstiefe von gleichfalls nur wenigen Kilometern erreicht.

Anschließend ist die Frage nach dem T i e f g a n g wie auch nach dera b s o l u t e n G r ö ß e , nach dem vorkommenden G e s a m t u m f a n g d e r
u l t r a b a s i s c h e n Massen des Balkans zu stellen.
Die Peridotite reichen im allgemeinen auch nicht weit in die Tiefe.
Bei lagerlinsiger Ausdehnung ist dies nicht anders zu erwarten. Aber auchfür die ganz großen Peridotitmassen ist g e r i n g e r T i e f g a n g vielfachwahrscheinlich, selbst dort, wo — wie am Zlatibor — die Unterlage nicht
immer aufgedeckt ist.
Mit der Angabe über Tiefgang ist gewöhnlich auch die Beurteilung der
S e r p e n t i n m ä c h t i g k e i t verknüpft, wobei meist die Gesamtheit desultrabasischen Komplexes zusammengefaßt wird. Mächtigkeiten von
1-5 bis 2 km, gemessen senkrecht zu einer etwa vorhandenen magmatischen
Schichtung, sind schon bedeutende Dimensionen dieser Art, zumindest fürBalkanverhältnisse, und werden dort nur in wenigen Fällen übertroffen sein.
R. S C H W I N N E R [17] macht aufmerksam, daß sich auf der m a g n e t o m e t r i s c h e nVermessungskarte der Balkanhalbinsel die basischen Gesteine nur durch geringfügige
lokale Anomalien abheben, auch dies spricht zugunsten seichter Peridotit-Teufen.
Unter der Vorstellung eines geordneten Schalenbaues der Erdkruste — Granitschalezu oberst, gefolgt von Basaltschicht, darunter die Peridotitschale — h a t H. H . HESS [740]den Zusammenhang zwischen n e g a t i v e n S c h w e r e a n o m a l i e n und S e r p e n t i n g ü r t e lzu interpretieren versucht: die Peridotite seien w ä h r e n d der Tektonik hochgekommen,
wobei ein synklines Herabreichen der Granithülle unter seitlichem Abpressen der Basaltschicht die unmittelbare Berührung mit der Peridotitschale herbeiführte (hier in Abb. 148,
S. 590 wiedergegeben).

Mit dieser Vorstellung nach HESS ist nur eine mögliche Art der Simaanzapfung angezeigt, wobei Anteile des Peridotitmagmas in höhere Zonen
entlassen werden und etwa über mehrere Stufen von Magma-Zwischenkellern
schließlich ihren letzthöchsten Intrusionsplatz noch als Magma beziehen.
Der Bau des Z l a t i b o r nach den Profilen von A M P F E R E R und HAMMER zeugt
für keinen großen Tiefgang dieser Peridotitmasse.
Auch für die Peridotitmassive zwischen V a r d a r - u n d L e p e n a c t a l ergibt sich aus
der geologischen Profilierung nur beschränktes Tiefreichen bei maximaler Mächtigkeit
von 1-5 bis 2 km.

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Der L o j ä n e - C h a l k i d i k e - a s t der Vardar-Peridotitzone stellt mehr einen nach einer
Spalte angeordneten Großlinsenzug dar, denn eine geschlossene Spaltenfüllmasse, so
daß auch hier die Erstreckung nach der Tiefe bald begrenzt sein dürfte. Die Summe der
Stockwerkshöhen als Gesamtmächtigkeit der basisch-ultrabasischen Gesteinsfolge kannauf der C h a l k i d i k e selbst mit 3—4 km beziffert werden.
Mittelbar läßt auch der östliche Abschnitt — dort sicherlich autochthon —• dera l b a n i s c h e n Serpentinmassen einen Schluß auf den Tiefgang der Peridotitmassen zu:
geringes Tiefreiehen ist wahrscheinlich, da der I n n e n b a u flache magmatische Schichtungu n d das Austreten eines durch massige und vielfach derbe Chromerzlagerstätten ausgezeichneten Horizontes erkennen läßt, der wohl als basisnahe Zone zu gelten hat.
Ähnliche Gründe, die geringen Tiefgang als wahrscheinlich hinstellen, sind für die
Peridotitmassen S ü d a n a t o l i e n s anzuführen, deren sich auftürmende Mächtigkeiten im
Höchstausmaß ebenfalls nur wenige Kilometer betragen dürften.
F ü r die ausgedehntesten der u r a l i s c h e n Vorkommen von Peridotitmassiven ließen
Schweremessungen geringe Tiefgänge, unter 1 km, errechnen [547].
Die Mächtigkeiten der basischen und ultrabasischen Massen des B u s h v e l d in Südafrika werden mit 5—25 km angegeben.
INGERSON [660] findet für N e w F o u n d l a n d eine Mächtigkeit des basischen
Komplexes von nahe 8 km, die feldspatreiche kritische Zone miteinbezogen.
Die beiden letztgenannten Massive als Vertreter des Anorogentypus der ultrabasischen Komplexe zeichnen sich gegenüber den Durchschnittsmächtigkeiten der Orogentypen durch beträchtliche Mächtigkeitssteigerung aus!

Die ultrabasischen Gesteinskörper auf der Balkanhalbinsel und in
Kleinasien in ihrer heutigen a b s o l u t e n G r ö ß e , wie sich diese aus dergeologischen Kartierung und Beurteilung des Massentiefganges ergibt,
können in einzelnen Fällen bereits zu den großen dieser Art gezählt werden.
Allerdings stellen sie mit ihren, im Maximum kaum 2—3 km überschreitenden Mächtigkeiten gegenüber der Sialkruste von max. etwa 60 km
Dicke immer nur einen kleinen Ausschnitt, eine mehr lokale Angelegenheit
innerhalb des Baues dieses Erdkrustenabschnittes dar.
Wird berücksichtigt, daß uns heute in den hier in Betracht gezogenen
basischen Vorkommen nur mehr ruinenhafte, durch eine Anzahl von Tektoniken
und Erosionen hindurchgegangene, zerstückelte und zerrissene Massen gegenüberstehen, nur mehr Teilstücke ursprünglich viel größerer, zusammenhängenderer Massive, so ergibt sich bei Rekonstruktionsversuchen und-Vorstellungen ein ganz gewaltiges Ausmaß der ursprünglichen Gestalt,
mit zu den größten gehörig, die wir für peridotitische Gesteinskörper auf
der Erde finden. (Siehe auch Tafel VIII.)Der Z l a t i b o r i n W e s t s e r b i e n als geschlossenes basisches Massiv betrachtet,
füllt ein Ausmaß von 45 km nordsüdlicher u n d 25 km ostwestlicher Erstreckung. Damit
ist neben der Ibarmasse schon eines der größten zusammenhängenden Peridotitmassive
des Balkanraumes angezeigt, nur von der Entfaltung der n o r d a l b a n i s c h e n Serpentinmassen übertroffen.
I m Vergleich zu diesen Massen nimmt sich das R a d u s c h a m a s s i v in Mazedonien,
allerdings tektonisch in besonderem Maße zugestutzt, mit 16 km Länge W N W und
6 km Breite als recht klein aus.
Der basische C h a l k i d i k e - Z u g , als Ausschnitt des Lojane-Chalkidike-astes, streicht
geschlossen mit 70 km Länge bei 6—8 km Breite von Saloniki bis Ormiglia.

In ganz anderer Bedeutung ihrer einstigen Ausdehnung treten uns die
Bereiche peridotitischer Massen auf der Balkanhalbinsel entgegen, wenn
die einzelnen Massive als dem Abtrag bisher entgangene Reste einer einstviel größeren Peridotitbedeckung betrachtet werden, wozu Beobachtungender Raumformen und Tektonik berechtigen.

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Wird etwa die b o s n i s c h e S e r p e n t i n z o n e mit dem Peridotit des Z l a t i b o r , derM a l j e n p l a n i n a und der I b a r m a s s e zusammengezogen, so ist das gemeinsame Areal
mit 300 km in NW-Richtung, 80—100 km in NO-Richtung umrissen, darin die Peridotitgesteine der Oberfläche nach auch heute noch etwa ein Fünftel dieser Fläche einnehmen.
Der durch besonders dichte Serpentinbesetzung ausgezeichnete zentrale Strang derDinariden ist als solcher von B o s n i e n b i s E u b ö a mit etwa 8 0 0 i m Streichen und 100 km
Breite gekennzeichnet, wobei der Peridotitbedeckung selbst freilich weniger als ein
Zwanzigstel an Oberfläche zukommt.
Bedeutende Ausmaße an Peridotitoberflächen bestehen im S ü d e n K l e i n a s i e n s .
Das Fethiyerevier allein erfüllt einen R a u m von über 200 km2. I n O s t a n a t o l i e n ist
der Peridotitzug des Gulemanreviers, ähnlich dem Raduschamassiv aus tektonischen
Gründen von höchst beschränktem Ausmaße, jener des benachbarten Sorudagh breitet
sich schon in die hunderte Quadratkilometer aus.

Wird zu kurzem Vergleich mit außer-balkanisch-anatolischen Serpentinvorkommen ausgeholt:
Die o s t a l p i n e n Peridotitbereiche sowohl des Hochkristallins als der Kalkglimmerschieferhüllen sind durchwegs klein, K r a u b a t h unter ihnen mit 14 km OW- und 2 km
NS-Erstreckung gehört schon mit zu den größten.
Das gleiche gilt von den Einzelvorkommen der Peridotitanteile in den penninischen
Serien der W e s t a l p e n .
Die meridional gestreckten, der Gebirgsachse parallel laufenden Serpentinzüge desU r a l s weisen 50—100 km maximaler Länge bei höchstens 30—50 km Breite auf.
Die geschichteten Peridotitmassen von N e w F o u n d l a n d in Kanada bleiben innerhalb Größen von 100—120 km2.
Werden noch die a f r i k a n i s c h e n Beispiele herangezogen: Great Dyke in Rhodesien
mit 400 km in NS-Richtung und 8 km Breite; das schüsseiförmige gemuldete Stockwerk
der basischen und sauren Gesteine des Bushveld-Komplexes mit 450 km in OW- und
240 km in NS-Richtung, wobei die Peridotitgesteine freilich nur an den Rändern dieser
Schüssel hervorsehen.

Damit sind einige Größenordnungen aufgezeigt. In der Zusammenstellung maximaler Größen verschiedener Eruptivgesteinskörper nach DALY
(cit. von Tom. E. W. BARTH [694] S. 109) zeigt sich, daß unter den
Eruptivgesteinen der Erde die ultrabasischen Gesteine in Einzelvorkommen— mit wenigen Ausnahmen wie jene des Bushveld — nicht an diegeschlossenen Umfange von Granit, Diorit oder Alkaligesteinsmassenheranreichen. Erst Gabbro und Anorthosit nähern sich häufiger solchen
Dimensionen.
Ausdehnungen, wie sie etwa das Gabbromassiv von Duluth, Minnesota in Nordamerika mit 6100 km2 inne hat, oder jene des Anorthositbatholithen von Saguenay,
Quebec in Kanada, mit 15.000 km2, finden an Peridotitvorkommen wenig Gegenstücke.
Nach B A R T H [694] sinken in Cordilleren und Appalaehen Nordamerikas zusammengenommen die Peridotite und Pyroxenite in ihrer oberflächenmäßigen Beteiligung unterden Eruptivgesteinen auf wenig mehr als 1% ab, die Gabbro, Gabbrodiorite und Anorthosite mit eingerechnet, nehmen sie etwa 7 % der Eruptivgesteinsoberfläche ein.

Bei der allgemeinen geringen Mächtigkeit und angesichts der vorwiegend
fiach-lakkolithischen bis lagerhaften Ausdehnung der Peridotite bleibt
ihr raummäßiger Anteil im vertikalen Krustenaufbau der Erde ein ganzverschwindender und ist wenig bedeutend auch dort, wo anscheinend sehr
große Peridotitmassen sich zusammendrängen, wie etwa im zentralen Teilder Dinariden.
Was hier aus den verschiedenen Beobachtungen, Vergleichen undSchlüssen für den I n t r u s i o n s m e c h a n i s m u s der u l t r a b a s i s c h e n
M a s s e n des B a l k a n s u n d K l e i n a s i e n s in k n a p p e r A u s s a g e abschließend zusammengefaßt werden kann, ist etwa folgendes:©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at433
1. Hochdringen viskoser Schmelzen, meist bereits in Teilschmelzen
zergliedert und wahrscheinlich schon in beginnendem Kristallisationszustandbefindlich.
2. Kristallisationsdifferentiation ist nach endgültiger Platznahme desMagmas nicht oder nur mehr beschränkt wirksam, auch durch Viskosität
behindert; daher auch Bildung der Chromitlagerstätten letztlich nur mehrin geringem Maße als Auswirkung echter Kristallistationsdifferentiation,sondern mehr minder große Anreicherungen und örtliche Verdichtungen
von Chromitsubstanz im Magma werden schon aus der Tiefe oder Vortiefe
mitgebracht und erfahren am Ort der Magmenverfestigung meist nur mehrihre letzte Anpassung.
3. Nur schiebende und abhebende Entfaltungskraft als geballte Magmamasse, geschlossen bleibend, keine Apophysenbildung, daher linsig lakkolithische Bauformen begünstigend.
4. Eindringen des Magmas vorzugsweise in mächtige Schiefer- oder
Schiefer-Kalkkomplexe, längs geeigneter Schichtfugen, sich darin bauchig
anschoppend.
5. Diskordantes Intrudieren selten und wohl nur auf engstem Raumvon Zufuhrspalten beschränkt, ebenso selten oder überhaupt fehlend sind
Mischgesteinsbildungen sowie Ausbildung von peridotitischen Eruptivforeccien unter Beteiligung der Hüllgesteine.
6. Bildung von hypabyssischen Lakkolithniveaus im Sinne von
BROEGGER, wobei jedoch weder starkes Wärmegefälle noch Entgasung,weder Aufschmelzvorgänge noch Kontaktmetamorphose in ihren
Wirkungen besonders augenscheinlich werden.
7. Vermutlich stoßweises Entlasten des Peridotitmagmen-Übergewichtes
der Tiefe durch Abgabe von Schmelzkörpern nach oben, die weiter aufwärts
in subkrustale Zerrungsräume eindringen, welche tektonisch durch langanhaltende Spalten vorbereitet sind; damit anderseits im Gefolge vonZerrung und Pressung ein rasches Abschließen der Magmenzufuhr vonunten her, ein Abschnüren des Verbindungsweges zum eigentlichen
Magmenherd, so daß schon primär linsig begrenzte Eruptivkörper vorbedingt sein können.
8. Die Intrusionen erfolgen in Zwischenzeiten orogenetischer Ruhe,
die eine ungestörte Magmenschichtung, zum Teil auch einen Ausklang vonKristallisationsdifferentiation, mit Sicherheit aber das Erstarren unter
vorzugsweise statischen Kristallisationsbedingungen erlaubt.
Wird für die F r a g e n der R a u m f o r m e n u n d des I n t r u s i o n s m e c h a n i s m u s der ultrabasischen Gesteine nach a n d e r e n e u r o p ä i s c h e n
u n d a u ß e r e u r o p ä i s c h e n S e r p e n t i n g e b i e t e n Ausschau gehalten undwerden von dort die in geologischen Beschreibungen niedergelegten Phänomene zum Vergleich herangezogen, wie dies z. T. ja vorstehend schon
geschehen ist, so ergeben sich vielfach b e m e r k e n s w e r t e Ü b e r e i n s t i m mungen :Konkordant und mehr minder linsenförmig stecken die Ultrabasite der O s t - u n d
W e s t a l p e n in ihren Hüllgesteinen. Serpentinische Gangdurchaderung, Apophysen
zweidimensionaler Ausdehnung von Serpentin, ohne daß diesen tektonisch nachgeholfen
worden wäre, sind kaum irgendwo oder höchst selten nachweisbar.
I n der Anordnung der Olivinnorite und Peridotite im Gabbromassiv des H a r z e ssieht E R D M A N N S D Ö R F E R eine Anpassung des emporsteigenden Schmelzflusses an denvaristischen Faltungsdruck.

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Die Metabasite F i n n l a n d s folgen nach HAAPALA [492] streng eingepaßt in Linsenform dem anschließenden Fels. Das Halditjokkomassiv in Nordfinnland steckt nach
H A U S E N [493] konkordant als Phakolith mit aufgeprägter Fließstruktur in den Schiefem.
Die ultrabasischen Gesteine des Nickelerzfeldes Kaulatunturi in Petsamo, in Phyllitserien
eingedrungen, schmiegen sich diesen als konkordante Platten an ( V ä y r y n e n Heikki[497]).
Aus den P y r e n ä e n wird Lakkolithenform der Peridotite angegeben. Die Diabasestecken im Keuper S p a n i e n s pfropfenartig in den Antiklinalen, ihre Platznahme wird
von A. W U R M [475] als im festen Zustand geschehen angenommen, ist also wohl doch
tektonischer Art. Tektonische Einschübe des Peridotits lassen auch die Profile
R. B U X T O R F s [462] aus den N o r d p y r e n ä e n vermuten.
I m U r a l machen sich die Peridotite gleichfalls in Linsenform breit, unbeschadet
innerer Stockwerksbildung. Verstärkt wird der Eindruck linsenförmiger Ausdehnung
durch Einschlichtung in das tektonische Längsstreichen. Annäherung an konkordante
Plattenform, wie etwa für die Chromerz-Peridotitgesteine von Saranowa zutreffend,
dürfte unter Mitbeteiligung orogenetischen Pressungsdruckes während der Intrusion
zustande gekommen sein.
Ob es sich im Shordza-Peridotitmassiv T r a n s k a u k a s i e n s nach A. G. B E T E K H T I N[556] tatsächlich u m echten „Durchbruch" in eozäne Kalksteine handelt oder nicht doch
tektonisches Durchspießen vorliegt, wofür die stete Ausbildung metamorpher Randzonen,
Listwänitfelse usw. von Peridotit zu Kalkstein sprächen ?
Linsenform der Ultrabasite ist für den Serpentingürtel der A p p a l a c h e n in Nordamerika charakteristisch. Großlinsige „Lakkolithe" sind nach Earl INGERSON [660]
die in Unterlage und Dach überblickbaren Peridotitmassive N e w F o u n d l a n d s .
Der B u s h v e l d Afrikas zeichnet sich als riesenhafter konkordanter Lakkolith a b ,allerdings mit lokalen eruptiven Diskordanzen.
Wie bescheiden und vereinzelt gegenüber der Linsenform von Peridotitkörpern im
kleinen, in mittlerer und großer Ausdehnung nimmt sich dann ein unbestreitbar echterP e r i d o t i t g a n g ab, etwa wie das Peridotitvorkommen Kaersut auf G r ö n l a n d , vonJ . D R E S C H E R [644] abgebildet als verzweigter Lagergang in Kreidesandstein.
Äußere Gangform ins Riesenhafte gesteigert- liegt im G r e a t D y k e Rhodesiens vor,der, wo er Granit durchsetzt, zweifellos echte Durchbruchskontakte haben m u ß ; seine
innere Stockwerksgliederung nach Art der Triphterplutone hebt ihn aber doch über die
gewöhnliche Gangbeschaffenheit hinaus.

Unter den ultrabasischen Gesteinskomplexen, deren Intrusionsmechanismus vorstehend erörtert wurde, waren in erster Linie Peridotite, Dunite,
Pyroxenite und die ihnen genetisch am engsten verbundenen Gabbrointrusionen verstanden; die D i a b a s e sind ihnen nur zum Teil und mittelbar
angeschlossen, zu gutem Teil bewegen sich die Diabasintrusionen und-effusionen bereits räumlich und zeitlich in beiderlei Richtung — vorperidotitisch und nachperidotitisch — über den eigentlichen ultrabasischen
Komplex hinaus; für sie gelten teilweise bereits andere, umfassendereGesetzlichkeiten ihrer Entfaltung und ihres Intrusionsmechanismus. Diabase:erscheinen als quasi-Tiefengesteine u n d Ergußgesteine, die Beweglichkeit der
Diabasmagmen ist wesentlich größer, Eruptivbreccien sind nicht selten,
auch solche mit Einschlüssen der Hüllgesteine, ebenso sind Tuff bildungenhäufiger und hiebei unmittelbare Verknüpfungen mit Sedimenten, besonders
solchen kalkiger Natur. Von Diabas ausstrahlende Kontaktmetamorphose
ist am Balkan dürftig oder fehlend.
Daß die Ultrabasite a priori, auch dort wo keine zwingenden Gründe
der Eeldgeologie vorliegen, mit den Diabasen („Ophiten") zusammen zu
den „Ophiolithen" zusammengezogen werden und dadurch Attribute
erhalten, die eigentlich nur den Diabasen zukommen, wie Hochsteigen in
jüngere Schichten, gangförmiger Intrusionsmechanismus, Verbindung mit©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at435Radiolaritgesteinen usw. ist geeignet, in der Beurteilung der Grüngesteinsphänomene gewisse Vorurteile zu bringen. Es ist vielmehr zweckmäßig,von Fall zu Fall zu untersuchen und zu entscheiden, wie weit tatsächlichdie Diabase in die unmittelbare Eruptionsabfolge ultrabasischer Schmelzen
hineinfallen oder ob und in welchem Ausmaße sie sich als relativ selbständige
Magmenförderung weit regionaleren Charakters von den Peridotiten jeweils
abheben. Ein Rückschluß in der Altersfrage von den Diabasen auf die
Peridotite ist durchaus nicht immer statthaft.
Im i n t r u s i v e n Anteil der Balkandiabase findet sich, besonders bei
großen Massen, Anpassung an die auch bei Peridotit zu beobachtenden
Eigentümlichkeiten des Intrusionsmechanismus vor: Linsenform und ganz
allgemein Ausdehnung in geschlossenen Massen konkordant zu den umhüllenden Gesteinen, auch stockwerksartiges Übereinanderlagern diabasischer
Eruptivmassen. Nebenher gibt sich eine erhöhte Durchschlagskraft
des diabasischen Magmas kund, indem scharf begrenzte Gangdurchbrüche
diskordant zum Nebengestein, häufig verbunden mit diabasischen Eruptivbreccien, Nebengesteinsschollen mit diabasischem Schmelzfluß verkittet,
zur Ausbildung kommen.
Der effusive Anteil von Diabaseruptionen ist vielfach als submariner
Vulkanismus zu deuten; enge Verbindung von Diabas mit Kalksedimenten,
oft mit ihnen in dünnen Lagen wechselnd, ausgedehnte Tuff bildung, Bindungan Radiolarien- und sonstige Kieselgesteine. Fladenlava, Pillowlava (Kissenlava), schlackige Ausbildung, sind im diabasischen Effusivvulkanismus
verbreitet.
I n den Diabas-Hornstein-Schichten B o s n i e n s u n d Westserbiens sind Gang- u n dLagerform der Diabasmassen häufig anzutreffen. O. GANSS [45] stellt sich in Westserbien
ein Eindringen des Diabases in die noch weichen Schlammschichten vor. I n der Tat
könnte das reichliche Durchwirktsein der Kieselschiefer-Sandstein-Schichten mit Diabas
in Lagern u n d Gängen, ohne daß Kontaktmetamorphose und entsprechende tektonische
Vorbereitung sich abzeichnen, für Gleichzeitigkeit von Platznahme des Diabases undDiagenese der noch unter Meeresbedeckung befindlichen Hüllschichten sprechen.
Gänge und Lager der Diabase — abgesehen von den verbreiteten metamorphen
Diabasen, Metabasiten in gleicher lagerhafter Form in höher kristallinen Serien — sind auchin den mäßig kristallinen Formationen der Balkanhalbinsel in gleicher Weise die verbreitetste Erscheinungsform, wie ja auch die Kieselschiefer- und reichliche Sandsteinbildung auch in diese Formationen noch hineinreicht.
Mit einem mäßig kristallinen Kalk aufs innigste verflochten sind die Liegenddiabase
der bosnischen Serpentinzone bei D u b o s t i c a .
Gänge von Diabas reichen nach PAVLOVIC [124] in die oberen Abteilungen desTriaskalkes im Z l a t i b o r g e b i r g e hinauf.
Bald vereinigt mit den Ultrabasiten, bald von ihnen durch wenige Kilometer
kristallines oder halbkristallines Grundgerüst getrennt, also wahrscheinlich eine zweite
Spaltenbahn benützend, erscheinen die Diabaszüge des L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t e s der
Vardarzone dieser zugeordnet.
Als ein gewaltiges Deckenstockwerk von 1000 m Mächtigkeit, über 1000 fem2 bedeckend, faßt K. OSSWALD [292] das Diabasmassiv von D j e w g j e l i in Mazedonien auf.
E s ist ebenso Glied der Vardarzone wie die ultrabasischen Gesteinszüge, obwohl nur wenig
a n Serpentin und Gabbro in ihm enthalten ist. Am NW-Rand, an der Straße von Demirkapija nach Konopiste, ist die innige Nachbarschaft von Diabas mit mäßig kristallinen
Kalken zu beobachten.
A l b a n i e n s Diabase schließen in ihrer größten Ausdehnung a n den W - R a n d derinneren Peridotitmassen an und dürften im Gebiete der Merdita einen Höhepunkt ihrer
Entwicklung erreichen, zugleich mit einem Höchstausmaß ihrer tektonischen Störung.
Einzelheiten über Raumformen und Entfaltungsmechanismus der Diabase sind von hierwie auch von Griechenland, wo vor allem im Mittelabschnitt sich bedeutende Diabasmassen
vorfinden, noch wenig bekannt.

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An außerbalkanischen Vorkommen hatte sich bisher die Vorstellung von submarinem
Diabasvulkanismus vor allem an den betreffenden Erscheinungen im L a h n - D i l l g e b i e t
Mitteldeutschlands gefestigt gehabt; hier wären nach E R D M A N N S D Ö R F E R und anderen
Autoren submarine mitteldevone Lager von massigem und schlackigem Diabas und
Schalstein mit Korallenkalk verknüpft. Nun h a t eine neue sorgfältige Arbeit von
E . LEHMANN [511] die Verhältnisse anders aufgezeigt und auch die Beziehungen dieses
Vulkanismus zu den dort vorkommenden Eisenerzen in anderes Licht gestellt: überwiegend handle es sich nicht um diabasische Gesteine sondern um nasse alkalireiche Restschmelzen, W e i l b u r g i t e , mit den Keratophyren genetisch verbunden. W u l s t f o r m e n ,Pillowbildungen — bei den Pseudodiabasen (Weilburgiten) verbreitet — können bei
reichlicher Gegenwart einer unter Druck stehenden Gas- und Dampfphase auch b e i m
E i n d r i n g e n v o n S c h m e l z e i n e i n e n f e s t e n Gesteinskomplex entstehen. Schalsteineseien keine mit Kalk vermengten diabasisehen Tuffe, sondern aus Durchtränken, Injizieren
von Kalkstein durch weilburgitische magmatische Lösungen entstanden.
Gerade die letztere Deutung, welche die primäre Schiefrigkeit gewisser Diabaslager
verständlich machen kann, verdient für balkanische Vorkommen, etwa für die gut
geschieferten, mit Kalk gemengten Liegenddiabase von Dubostica in Bosnien, an massigen
Periodit grenzend, besondere Beachtung!

An die Aussagen über Intrusionsmechanik und Raumfragen aufsteigender Peridotitmassen finden die Fragen nach Kontaktmetamorphoseund Intrusionsalter ihren natürlichen Anschluß.
Kontaktmetamorphose.
Mit der Frage nach Kontaktwirkung von Seite der peridotitischen
Gesteine wird ganz allgemein ein schwieriges und umstrittenes Kapitel
der petrographischen Geschichte dieser Gesteine berührt, das gilt in weitem
Maße auch für die Peridotite von Balkan und Anatolien. Wie in den
vorhergehenden Abschnitten wiederholt dargetan wurde, versagen auch am
Balkan in der Regel Beobachtungen, aus welchen unmittelbar und inüberzeugender Weise Anzeichen echter Kontaktmetamorphose der Peridotitmagmen auf ihre Hüllgesteine abgelesen werden können.
E n d o g e n e K o n t a k t f e l s b i l d u n g , Rückwirkung der Hülle nachinnen auf den noch in Schmelzfluß befindlichen ultrabasischen Eruptivkörper, sei dieselbe rein thermischer oder auch zusätzlich stofflicher Art,
wäre in der Entwicklung von Grenzfazies, von besonderen Grenzfelsbildungen zu sehen. In gewisser Beziehung ist ja schon im Zonen- undLagenbau der ultrabasischen Massive eine erste Rückwirkung von außen
auf die Innenbedingnisse des erkaltenden Magmas zu erblicken. BesondereGrenzfazies liegt vor in pyroxenitischen und gabbroiden Randzonen, vielfach
mit dem inneren Stockwerkbau der basischen Massive kombiniert. Wie
weit unter zweifelhaften Fällen A m p h i b o l i t e als p r i m ä r e , direkt aus
dem Schmelzfluß entstandene Grenzfelsbildung der ultrabasischen Gesteinskörper gelten dürfen oder in ihnen nur metamorphe pyroxenitische odergabbroide Randzonen vorliegen, hiefür ist jeweils im Einzelfalle ein
Entscheid zu versuchen.
I m nächstfolgenden, die Metamorphose kurz zusammenfassenden Abschnitt, wird
auch die Amphibolitfrage noch einmal gestreift. Für Balkanverhältnisse und gewiß nicht
nur für diese allein sind Anzeichen vorhanden (siehe bereits Abschnitt I I , S. 339), welche fallweise zugunsten m a g m a t i s c h e r A m p h i b o l i t b i l d u n g zu sprechen scheinen, sei
dieselbe an P e r i d o t i t g r e n z e n oder seltener als Amphibolitbildung i n n e r h a l b geschichteter Peridotitmassen vor sich gegangen: gleichzeitiger Bestand von Amphibolit
und frischem Pyroxenit oder Gabbro, an Peridotit grenzend, im Bereich einheitlicher
Tektonik und Metamorphose; klare Grenzen ohne Übergänge oder besondere tektonische©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at437
Trennungsfugen zwischen Gabbro und Amphibolit; Amphibolit als Grenzfelsbildung vonmetamorph unversehrten Peridotitmassen auch dort wo Gabbro fehlt oder solcher, infrischem Zustande enthalten, intrusiv durch Peridotit hindurchsetzt, doch ersichtlich zum
gleichen Magmenzyklus gehört. Priinärschiefrige Amphibolite innerhalb massiger unversehrter Peridotite erscheinen mit diesen zusammen magmatisch verschweißt. Granatamphibolite und Eklogite treten der primären Amphibolitbildung fallweise an die Seite.
Primäre Ausscheidung, Schlierenausfall der Eklogite, ohne daß Katametamorphose hiebei
mitzuwirken braucht, die Möglichkeit der Eklogitbildung unabhängig, ob Kata-Mesooder Epizone vorliegt, wird gerade in jüngster Zeit wiederholt vertreten KÜMMEL [422],W I E S E N E D E R [457] u. a., Abschnitt VI, S. 511 und f.).

Mag auch spätere Tektonik häufig zwischen Peridotit und seiner
amphibolitischen Grenzfazies eine Trennungsfuge gelegt haben, so überwiegt doch der Umfang jener Aufschlüsse, wo ein i n n i g e s V e r h a f t e t s e i n
P e r i d o t i t - G r e n z a m p h i b o l i t zutage tritt. Fast kaum ein Peridotitgebiet des Balkans, das nicht über kürzeren oder längeren Grenzverlauf
seinen Amphibolitgürtel aufweist, ob nun kristalline oder halbkristalline,
karbonatische oder nichtkarbonatische Hüllgesteine herantreten. Ausdehnung und Stetigkeit der in die 10—40 m, aber auch bis in die hunderte
Meter gehenden Gesteinspakete Amphibolit haben im allgemeinen nichts
gemein mit der dünnen Kruste fallweise vorhandener Kalksilikatgesteinean Serpentinrändern als Reaktionsprodukte, „Hofgesteine" (F. ANGEL)
von basisch-ultrabasischen Massen, bei Stoffwechselvorgängen während derGebirgsbewegung und Metamorphose entstanden.
Beispiele von Randzonen: Gabbroide Zonen am W-Rand des Z l a t i b o r - L a k k o l i t h e n
entwickelt, hier wohl jüngere Intrusionen im Grenzbereiche des Peridotitmassivs sowie
auch der Gabbro von Resance bei R a d u s c h a eher einem höheren, jüngeren Stockwerksbereich des Raduschamassivs entspricht, als etwa Ausbildung von Grenzfazies.
Ähnlich sind auch die gabbroiden Gesteinszüge im L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t zu
werten, einschließlich der pyroxenitischen „Randzone" des Peridotits vom K r a n M a h a l
bei Saloniki.
Amphibolitgürtel des Z l a t i b o r - P e r i d o t i t s wurden schon von A M P F E R E R [25] als
Kontaktäußerung dieses Peridotits gegenüber seinem phyllitischen Rahmen angesehen.
Amphibolit-, z. T. Granatamphibolit-Gürtel des Peridotits vom J e z e r i n a - O s t r o v i c a ; Eklogitschlieren, z. T. Grenzsehlieren von Eklogit mit b o s n i s c h e m Peridotit verbunden. Eklogitränder der Peridotite von A l c h a r . Granatamphibolithüllen um den
Serpentin in Soufflion u. a.
Unter den vielen alpinen Beispielen ähnlicher Art möchte ich nur K r a u b a t h (CLAR)
und O p p e n b e r g in Steiermark hervorheben, jedes dieser Serpentinvorkommen inAmphi•bolithülle; in Oppenberg ( W I E S E N E D E R , CORNELIUS, auch e i g e n e Kartierung)überdies von Eklogit begleitet, an Rändern, als auch als Einschaltung.
Die ringförmige Umwallung des Pt-führenden Dunits v o n K r a s n o - U r a l s k im mittleren Ural durch Grenzpyroxenit löst sich in neueren Profilen, die der „Führer zum
internationalen Geologenkongreß, Moskau 1937" den Exkursionsteilnehmern vermittelt
h a t [547], allerdings in ein Stockwerksprofil auf, wo Pyroxenit als höhere Lage allseitsüber Dunit hinabtaucht — Lagenbau also, wie er am Balkan besonders im L o j a n e C h a l k i d i k e - a s t so ausgezeichnet verkörpert ist.

Die e x o g e n e K o n t a k t m e t a m o r p h o s e . Hier tritt die Unsicherheit,
mit der die Beurteilung des Intrusionsmechanismus ultrabasischer Massen
behaftet ist, in ihrer Folgewirkung noch verstärkt entgegen. Wäre die
Auffassung richtig, daß die Intrusion der unserer Einsicht zugänglichen
ultrabasischen Massen überhaupt kein Geschehnis in flüssigem Zustande
bildete, daß das, was uns heute als ultrabasische Gesteine einsehbar ist,
stets als „ F e s t e s " seinen Weg in die Hüllgesteine fand, höchstens begleitet
von einer hypothetischen Schmelzlösung als Förderagens (KOSSMAT [751]),
dann darf von eigentlicher Kontaktwirkung in der Tat nicht viel verlangt©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at438

werden. Was externer Kontaktwirkung ähneln könnte, Kalksilikatfels bildungen u. dgl., wäre in diesem Falle ausschließlich als Reaktionsgestein
infolge des Stoffwechselverkehres während der Tiefen- und nachfolgenden
Dynamometamorphose, als Skarn- vortäuschender Metamorphit, als
Serpentinhofgestein im Sinne ANGELSs aufzufassen.
Nun spricht aber der immer wieder erkennbare differenzierte Zonenbau
der ultrabasischen Gesteinsmassen des Balkans — wie im vierten Abschnitt
gezeigt wurde — n i c h t zu Gunsten der P l a t z n a h m e in f e s t e m Z u s t a n d e ,s o n d e r n für l i q u i d m a g m a t i s c h e I n t r u s i o n e n , die mit besonderen
Eigenheiten ausgestattet gewesen sein müssen. Überdies sind Beispielevon Kalksilikatfelsbildungen als Hofgesteine oder Grenzgesteine vonSerpentinen des Balkans höchst selten anzuführen, dabei ist eben beachtlich,
daß ganz allgemein die Balkanperidotite einer geringeren Tiefenmetamorphose, einer geringeren Tiefenversenkung und Bewegung zur Zeit dermetamorphen Umbildungen im Dinaridengeschehen verfallen waren als
in ungefähr gleichen Zeiträumen die alpinen Geschwister. Kollision echter
Kontaktphänomene mit solchen der metamorphen Stoffwechselbeziehungenist darum im Balkangebiet weniger zu erwarten wie dies in den Alpen
zutrifft und läßt das, was sich wirklich als etwaige echte Kontakterscheinungen bewerten ließe, in strengerem Blickpunkt erfassen. Freilich,auch dies ist verhältnismäßig wenig, sehr wenig Sicheres ist darunter.
Immerhin lassen sich einige Punkte herausschälen.
Etwaige Momente der t h e r m i s c h e n K o n t a k t m e t a m o r p h o s e ohne
Stoffzufuhr an Peridotitgesteinsrändern sind, wohl mangels Kontaktphänomene anderer Art, immer wieder und gerne von Beobachtern inbalkanischen Peridotitgebieten herangezogen worden: Fritten von Sandstein, Brennen von Mergeln und Kalken, Härten von Schiefern, Marmorisieren
von Kalken, Rotfärben der angrenzenden Hüllgesteine.
Einer genaueren Prüfung dürften alle diese Phänomene, sofern sie nicht
auf Diabas bezogen werden müssen, nicht standhalten. E. NOWACK[236] selbst, dem in der M e r d i t a Albaniens scheinbare Veränderungenan Mergelkontakten zu Serpentin, „ein klingender Anschlag" derselben,
aufgefallen waren, konnte unter dem Mikroskop keinerlei Veränderung feststellen. Auch die reichlichere Fe 2 0 3 -Durchtränkung, Fe 2 0 3 -Ausscheidung
fallweise in Gesteinen der unmittelbaren Serpentinnachbarschaft, vor allemin Kalken und Kalkschiefern, ist ausschließlich späterem Durchfluß eisenreicher Wässer zuzuschreiben, die sich bei der Passage des wasserdurchlässigen
Peridotitmassivs mit Fe beluden. Werden Serpentinkontakte, besonders
solche tektonischer Art, für t h e r m a l e n Durchfluß benutzt — im weiten
Andesiteruptionsfeld des Balkans eine gar nicht seltene Erscheinung —sind Mineralisationen, Verkieselungen und Vererzung bevorzugt in diesem
Bereich anzutreffen.
E s bedarf jeweils der Vorsicht, zu entscheiden, ob Änderungen in Beschaffenheit von
Nebengestein an für primär gehaltenen Kontaktgrenzen zu Serpentin jüngeren Lösungseinflüssen oder tatsächlich plutonischen Kontakteinflüssen zuzuschreiben sind. Sehrhäufig bildet die Serpentingrenze Quellenhorizont. Peridotit, wenig serpentinisiert, massig,
kann gegenüber seinem Hüllgestein Karsteigenschaften besitzen. Sämtliches Wasser
seines Einzugsgebietes tritt erst an den Schiefergrenzen zutage. Bestehen serpentinisierte
Randzonen, steigen von der anderen Seite her die Grundwässer der Hüllgesteine an diesen
hoch, auch Thermen finden mitunter durch die an dieser Grenze ausgelösten Störungenden Weg.

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Auffällige Eisenoxydfärbungen an kalkig-tonigen Grenzschichten zu Serpentin;„Gebranntes" vortäuschend, desgleichen Verkieselungserscheinungen am Serpentinrand,brauchen darum keine Kontaktwirkungen zu sein.
An Serpentingrenzen streng gebundene Manhorisierungen, etwa gar solche der sicher
mesozoischen Kalke, sind mir nirgends begegnet; bei Kalken der paläozoischen Serien,
die an sich in sehr wechselnder Metamorphose in Erscheinung treten, kann ebensowenig
eine klare Beziehung von Kristallinität zu Serpentinkontakt herausgefunden werden.
O. A M P F E R E R [25] h a t im Z l a t i b o r g e b i e t keine thermische Kontaktmetamorphose von Seite der Peridotite beobachtet, findet eine solche aber bei N o v a V a r o s vonSeite des Diabases in Form von Weißbrennen der Mergel und Kalke. Nachdem aber
Diabaseruptionen in weit jüngere, gesichert mesozoische Zeitepochen hinaufreichen, wird
auch von A M P F E R E R dieser Befund für eine Altersbestimmung der Peridotite nichtverwertet. — Kontaktmetamorphe Veränderungen fraglicher Triaskalke erwähnt
NOPCSA [234] aus der M e r d i t a . W. HAMMER [25] glaubt im Z l a t i b o r g e b i e t fallweise höhere Kristallinität der Phyllite und stärkere Marmorierung der Kalke in Peridötitnähe wahrzunehmen, betont aber auch das Fehlen echter Kontaktgesteine. A. P I L G E R[140] sieht Frittung und Entstehung von Hornstein an Kalkkontakten zu Serpentin in
B o s n i e n , v, L E B E D U R [90] folgt ihm in dieser Anschauung für Kalke in Berührung mit
Serpentin westlich U s i c e .
Die weithin auffällige Rotfärbung von mesozoischen Kalken am R a n d e des Peridotits
von D a g h a r d i in Kleinasien schreibt HENCKMANN [323] der kontaktmetamorphen
Beeinflussung von Seite des Peridotits zu; sie wird aber wohl auch in diesem wie in sovielen anderen Fällen zu den jüngeren, aus der Hydrographie der Serpentingebiete her zu
beschreibenden Erscheinungen zu zählen sein. Veränderungen des Serpentins hydrothermaler Art, mit Vererzung verbunden, am Störungskontakt zu Kreidemergeln bei
J a n j e v o , Mazedonien, habe ich selbst 1926 irrtümlich [65] für Kontaktphänomene
gehalten.

Daß die Anzeichen thermischer Kontaktmetamorphose bei Peridotitintrusionen spärlich, fragwürdig, sind, oder meist ganz fehlen, ist freilich
verwunderlich, angesichts der Temperaturen von basischen Schmelzflüssen, die auch unter Anrechnung wesentlicher Schmelzpunktserniedrigungen infolge H 2 0-Bindung immerhin noch beträchtlich in jeneder Silikatparagenesen reichende gewesen sein müssen, anderseits die
Hüllgesteine meist Eignung genug besäßen, gesteigerten Wärmeempfang
zumindest mit Mineral- und Texturänderungen zu beantworten. Es bleibt
nichts übrig, als vorauszusetzen, daß ultrabasischer, schon im Kristallisationsstadium befindlicher Magmenbrei eine wesentlich herabgesetzte
Wärmeabgabefähigkeit nach außen besaß, etwa auch, daß daraus hervorgegangene, wenig tiefgreifende Änderungen im Nebengestein durch nachfolgende stets anzutreffende tektonische Differentialbewegungen an den
Grenzen verwischt wurden, soferne nicht in den Amphibolithüllen ein Teildieser Wirkungen verborgen liegt.
Die Fragen der K o n t a k t m e t a m o r p h o s e u n t e r S t o f f a u s t a u s c h
der pneumatolytisch-hydrothermalen Kontaktwirkung von Seiten der
Peridotite auf die Hüllgesteine sehen sich in ihrer Beurteilung ähnlichen
Schwierigkeiten gegenüber wie jene der thermischen Kontaktmetamorphose:augenscheinliche Kontaktveränderungen, externe Kontaktfelsbildungen,
Kontaktmineralhöfe, mit Sicherheit aus der magmatischen Epoche desEruptivs herzuleiten, abgrenzbar etwa nach innerem und äußerem Kontakthof, sind praktisch nicht da. Alles was für Wirkung dieser Art gehalten
werden könnte, läßt nicht mehr unmittelbar den Faden zu den magm a t i s c h e n Kräften der ultrabasischen Plutone anknüpfen. Das gilt auchfür die anscheinend g e s t e i g e r t e K i e s e l s ä u r e a u s s c h e i d u n g in den
Gesteinen der Nachbarschaft zu Peridotitkomplexen, abgesehen von der
fast ausschließlich nur zu Diabasen in direkter Beziehung stehenden Ent-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at440
Wicklung der Kieselschiefer-Hornstein-Schichten. Für das Bestehen von
K a l k s i l i k a t b i l d u n g e n als Einschluß, Grenzfelsbildung zu Peridotit
oder nachbarlich zu diesen, ist es oft schwierig, eine reinliche Scheidung
zu treffen nach solchen rein eigenmagmatisch-kontaktmetamorpher Herkunft, nach solchen, die ausschließlich als Reaktionsprodukt zwischen dem
Kieselmagnesiagestein Serpentin und Kalksubstanz aus dem Hüllgesteinwährend Tiefenverlagerung und Dynamometamorphose hervorgehen undschließlich nach solchen Kalksilikatbildungen, die dynamometamorphüberarbeitete, etwa auch granitkontaktmetamorph überprägte echte
Kontaktprodukte des Peridotits darstellen könnten. Damit verbunden ist
für Balkanverhältnisse — aber nicht nur für diese allein — die Frage nach
Möglichkeit etwaiger N a - m e t a s o m a t o s e , welche primärmagmatisch vonSeite der ultrabasischen Komplexe Alkali in die Hüllgesteine hineindampft
und das so häufige Auftreten von A l k a l i h o r n b l e n d e n in Nachbarschaft
der Peridotite als regional verbreitetes petrographisches Phänomen hervorrufen würde.
Die D u r c h q u a r z u n g im U m k r e i s v o n P e r i d o t i t m a s s i v e n .
Die oft beobachtbare starke Kieselsäureanreicherung in Umgebung vonPeridotitmassen, Quarzgeäder und Quarzlagen in den Schiefern, stark
verkieselte Kalke, mächtige Lagen und Stöcke nicht sedimentärer massiger
Quarze, sind eine auffällige Tatsache. Sie wurde von AMPFERER und
HAMMER am Zlatibor bemerkt, KOSSMAT ist sie nicht entgangen, inausgedehntem Maße ist sie in den Peridotitzonen des oberen L e p e n a c t a l e s
und anderer m a z e d o n i s c h e r Gebiete festzustellen. Betroffen werden
von der Durchquarzung Gesteine der paläozoischen Serien; hochkristalline
Hüllgesteine sind anscheinend frei davon, ebenso jüngere mesozoische
Gesteine, abgesehen von den Diabas-Hornstein-Schichten, deren Kieselsäure
jedoch teilweise organisch-sedimentären Ursprungs ist.
Die Verknüpfung b a s i s c h e r G e s t e i n e mit der K i e s e l s c h i e f e r - R a d i o l a r i t f o r m a t i o n — eine regionale Abhängigkeit weit über die Dinariden hinaus (Alpen,
Apennin, Pyrenäen, Iraniden u n d Tauriden, Ostindien, J a p a n , Kalifornien usw.) wiederspiegelnd — war frühzeitig aufgefallen und mit Erklärungen versehen worden. Darin
wurde im allgemeinen das O p h i o l i t h p r o b l e m gesehen, wobei, zumindest für den
Balkan nicht allgemein zutreffend, mit Diabas (Ophit) in gleichem Atem auch Peridotit
und Gabbro zu Tiefseeabsätzen u n d solcher Art erhöhter Kieselproduktion in Beziehung
gebracht wurden (siehe Abschnitt I, S. 294—298).
G. STEINMANN [445, 805] für die geologischen Bedingnisse dieser Art in Graubünden und Pyrenäen, F . KOSSMAT [750, 751] für jene der Balkanhalbinsel haben sichim besonderen um Klärung dieser Fragen bemüht.
A m Balkan ist es in erster Linie die Beziehung zwischen D i a b a s und K i e s e l s c h i e f e r - B a d i o l a r i t f o r m a t i o n , nicht primär eine auch schon Peridotit einschließende,
welche nach Erklärung drängt. Mit ultrabasischen Gesteinen selbst kommen Kieselschiefer und Radiolarit nicht anders als in stratigraphisch-transgressiven oder tektonischen
K o n t a k t ; wo normales Hülldach über Peridotit erhalten ist, r u h t es meist tief unter den
Radiolarit-Kieselschieferhorizonten. Daß aber tatsächlich weite Areale von Peridotit
zur Zeit der Kadiolaritablagerungen nackt zutage traten, m u ß aus den morphologischen
Phänomenen jener Zeit erklärt werden und führte die Wechselbeziehung herbei: Tiefenrinnen, Tiefseeabsätze und in diese submarine Ergüsse von Diabaslaven als Wiederbelebung basischer Magmenentäußerung. Hiezu wurden im Abschnitt über die Verbandsgesteine (S. 288) einige zusätzliche Bemerkungen gegeben.
Die Diabase und die Kieselgesteine stellen in der Tat ein vulkanisch-stratigraphisches
Zusammentreffen dar, weshalb auch die Gesteinsgruppe mit dem Namen der DiabasHornsteinformation (W. HAMMER u. a.) beteilt wurde. F . KOSSMAT [751] versucht
allerdings auch die Peridotite mittelbar in die Beziehung zur Kieselproduktion einzuschalten, indem er von den Alpen ausgehend bemerkt: „bei submariner Serpentinisierung©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at441
von Peridotiten müssen große Mengen von Kieselsäure frei werden, die sich in gallertartigem Zustande über weite Teile der angrenzenden Meeresbecken verteilen und einen, entsprechenden Reichtum an kieselabsondernden Organismen bedingen" (siehe auchS. 286).
Doch ist auch die Beziehung von Radiolarit und Diabas keine unbedingte; gewaltige
Areale der Kieselschiefer-Radiolarit-Schichten sowohl in Serbien als insbesondere in
Griechenland (C. R E N Z [300 u. ff.]), hier mitteltriadischen und reichlich auchjurassischen und jüngeren Horizonten zugehörig, sind völlig frei von Diabaseinschaltungen.

Kann nun diese stärker betonte Gang- und Lagenquarzdurchdringung
der Hüllgesteine im Bannkreis von Peridotiten, die zwar nicht überall
und sehr eindringlich vorhanden ist, aber doch über subjektive Einzeleindrücke hinausreicht, mit Peridotitintrusion, zu denen sie petrographischim polaren Gegensatz stehen, überhaupt in Zusammenhang gebracht,
etwa als Ersatz einer Hornfelsbildung betrachtet werden ? Ist diese Kieselsäure etwa das Äquivalent jenes Kieselsäure-Minus, mit dem ultrabasisches
Magma von einem gabbroiden Durchschnittsmagma absteht, und als
selbständige Infiltration, dem Peridotitanstieg vorauseilend, in die Hülle
drang ? Älter als Peridotit ist die Quarzdurchdringung der Schiefer auf
jeden Fall, denn weder die Peridotite selbst erleiden sie, noch findet etwa
ein Stau an den Peridotitgrenzen statt. Doch bleibt all dies vorläufig im
petrographischen Sinne ein hilfloses Vermuten mangels anderer Tatsachenerhärtung. Der Rang von beobachteter Kontaktwirkung und damit Gewicht
für Altersfragen steht dem Durchquarzungsphänomen im Umkreis derPeridotite noch nicht zu. Hier den dürftigen Beobachtungen und vermutungsweisen Ansichten Raum gebend, soll nur dazu dienen, bei Neuangreifen von Einzelkartierung in balkanischen Peridotitgebieten schonvon Haus aus dieser Frage Beachtung zu schenken.
Abspaltung selbständiger Kieselmassen aus halbdiabasischen Magmen, als welche die
Weilburgite anzusehen sind, hält auf Grund eingehender Beobachtungen und Überlegungen E . LEHMANN [611] für das Gebiet des Diabas-Keratophyr-Vulkanismus der
L a h n m u l d e in Mitteldeutschland wahrscheinlich, ihrem Vordringen als „Kieselfront"
seien die ausgedehnten Verkieselungserscheinungen im Mittel- und Oberdevon daselbst
zuzuschreiben.
Von B r i t i s c h - I n d i e n h a t T. HOLLAND [563] auf die felsbildenden kristallinen
Quarzmassen im Hüllbereich der Peridotite aufmerksam gemacht; im Quarzkorn finden
sich häufig Einschlüsse von flüssiger C 0 2 ; die Quarzmassen, hier jünger als Peridotit
betrachtet, werden von HOLLAND als kieselreiche Restschmelzen des Peridotitmagmas
aufgefaßt.
Von kanadischen Peridotitvorkommen bringt H . C. COOKE [637] die Lösungen,welche die Quarzgänge in der umgebenden Gesteinsformation bildeten, mit jenen in Zusammenhang, die innerhalb der Peridotitserpentine Asbestbildung bewirkten.

Handgreiflichere Beweise echter Kontaktmetamorphose im Gefolge derPeridotitintrusionen wären von der N e u b i l d u n g r i c h t i g e r , u n b e s t r e i t b a r e r K ö n t a k t m i h e r a l e u n d K o n t a k t f e l s e zu erwarten. Mit Beispielen dieser Art aus dem B a l k a n b e r e i c h ist es schlecht bestellt. Aus
den A l p e n und P y r e n ä e n ist der Umfang, aber auch manche Problematik
dieser Mineral- und Felsbildungen ausgiebiger bekannt geworden, darum
mögen sie von dort in ihren wichtigsten Kennzeichen, vor allem künftigen
Vergleichen dienend, vorangestellt werden.
Den bisher als klassisch angesehenen Fall von Kontaktmetamorphose, durch Peridotit
bewirkt, h a t A. LACROIX [466—470] 1894 aus den Pyrenäen beschrieben und bei
GRUBENMANN-NIGGLI [765] eine auszugsweise Wiedergabe gefunden: die K o n t a k t metamorphose umfaßt mehr sandigkalkige als tonige Gesteine; Kalkstein wird in Marmor
verwandelt, der mehr oder weniger von Kontaktmineralen durchsetzt ist, in extremen©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at442
Fällen bis zur Ausbildung von Kalksilikatfels (Hornfelsbildungen, bändrige und gefleckte)
gesteigert; Sandsteine gehen in Quarzite und Glimmerquarzite über. Die Liste der„Kontaktminerale" umfaßt: Biotit (nebst Fuchsit, Phlogopit), Leuchtenbergit-chlorit,
farblose Pyroxene (ferner rosa Granat, Zoisit, Apatit, Rutil, Sphen, Epidot, Orthit, Quarz,
Magnetit, Pyrit), Amphibole (darunter eine grünblaue Hornblende), Feldspate (Orthoklas,
Mikroklin, Albit z. T. unter reichlicher Ansammlung von Kohlenstoff, Anorthit), Skapolith(häufig in Calcit verwandelt) und Turmalin (Mg- und Cr-haltig). Mit letzteren ist
besonders die Mitbeteiligung von F , Cl und B angezeigt.
Eine Durchsicht der LACROIXschen Originalarbeit läßt allerdings Zweifel aufkommen, ob neuere petrqgraphische Erfahrungen die auf rein peridotitische Kontakt metamorphose abzielenden Schlüsse von Lacroix bestehen lassen würden (siehe auchS. 580). Der Verdacht dringt auf, daß auch in den Pyrenäen polymetamorphe Grenzfelsbildungen vorliegen. Die Serpentine wären zwar nach Lacroix's Auffassung unterjurassischen Alters, nachdem Serpentingerölle neben solchen der Kontaktfelse sich bereits
in der oberjurassischen Basalbreccie finden. Doch steht Serpentin hauptsächlich mit
fossilleeren, wohl paläozoischen Kalken und halbkristallinen Schiefern in unmittelbarem
Verband, so daß eine Altersaussage zur Peridotitintrusion — in Analogie zum Balkan —nur für „präoberjurassisch" volle Sicherheit besitzt. A. LACROIX selbst betont: Lage
der Serpentinmassen am Rande zu Altkristallin; Anzeichen starker tektonischer Bewegungen an den Serpentinrändern; reichliche Granitdurchdringung in allernächster
Nachbarschaft (in jüngeren Arbeiten auch R. B U X T O R F [462]); Skapolithbildung geht
— sicher postperidotitisch — auch in fossilführende oberjurassische Kalke hinauf(Skapolith als von postjurassischen Graniten herstammend, h a t vor Lacroix bereits
D U R O C H E R (cit. [467]) für dasselbe Gebiet geäußert). — Schließlich ist bemerkenswert,
daß die Kontaktmineralfazies auch noch die Zeolithformation umfaßt. Alles in allem
wohl ein Bild des Zusammentretens verschiedenartiger magmatischer (Peridotit, Diabas,
Nephelinsyenit, Granit, Basalt) und tektonisch-metamorpher Einflüsse.
Mit Ausnahme von Skapolith und Turmalin z. T. auch Biotit, ist der übrige Mineralbestand der Pyrenäenkontakte auch unter jenem der dynamometamorphen Reaktionsgesteine, Hofgesteine der Serpentine im Sinne F . ANGEL anzutreffen. Skapolith ist
nicht selten an basische Magmen geknüpft, z. T. noch als Glied der Autometamorphose,wie Skapolithführung in Gabbros dartut. Auch in b o s n i s c h e n A m p h i b o l i t e n hat
M. KISPATIÖ [81] Skapolith nachgewiesen.
S k a p o l i t h i s i e r u n g als Chlormetasomatose und unmittelbare Kontaktwirkung
basischer Eruptivgesteine ist auch außerhalb der Pyrenäen bekannt, z. B . am Gabbrokontakt von B a m l e in Norwegen (ESKOLA [694] S. 388).
Die Beteiligung von T u r m a l i n an der Mineralparagenese der Peridotitkontakte ist
besonders auffallend. Zwar hat DITPARC [537] auch in U r a l Serpentinen Turmalin nachgewiesen, ich selbst habe Turmalin aus dem L o j aneSerpentin, Mazedonien, beschrieben[64]. I n Lojane liegt der Fall klar: hier ist Turmalin nicht Kontaktmineral der Peridotitabfolge, sondern aus der Kontakteinwirkung von Granit auf Serpentin in letzterem zur
Sprossung gekommen, neben einer Reihe anderer Mineralneubildungen, die z.T. jenen derKalksilikatfelsbildungen gleichen. I n der T a t h a t derLojanegranit bei seinem Aufstieg
reichlich Kalkberührung gefunden, so daß insbesondere Diopsid zu Neubildung in Serpentin
Gelegenheit fand, ja Aplitgänge enden in massigem Chromit als Diopsidfelse. I n den
nächsten Abschnitten wird auf die Granitmetamorphose an Serpentin noch zurückgekommen.
Bormetasomatose (Ca-B-Silikat D a t o l i t h , Ca-Al-B-Silikat A x i n i t ) ist von D i a b a s kontakten mehrfach genannt, z. B. vom H a r z (GRUBENMANN-NIGGLI [765], vonListice in B ö h m e n (F. SLAVIK und J . F l S E R [891]).
Zu gleicher Zeit wie LACROIX in den Pyrenäen, hat E . W E I N S C H E N K 1891/95 inden östlichen Zentralalpen die ersten eingehenden geologischen und petrographischen
Untersuchungen von Serpentingebieten geleistet, u. zw. von jenen der V e n e d i g e r g r u p p e
in den Hohen Tauern. Als Pionier der Kontaktmetamorphose h a t W E I N S C H E N K[452—455] den Serpentinkontakten besonderes Augenmerk geschenkt und in der reichliehen Mineralisation dieser Kontakte einen klaren Beweis für die von der Peridotitintrusionausgehende Metamorphose erblickt. Die Serpentine der Hohen Tauern stecken als Linsen
und ausgedehntere linsenförmige Stöcke teils in Kalkglimmerschiefern, teils nachbarlichzu diesen noch an höherkristalline Serien angelehnt, sie liegen vielfach auch im Wirkungsbereich ausgedehnter Granitdurchbrüche.
Der Mineralbestand der Serpentinkontakte in den Tauern umfaßt nach W E I N S C H E N K hauptsächlich Granat, Diopsid, Diallag, Epidot, Tremolit, Vesuvian, Zoisit.

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Weinschenk's Auffassung folgend, h a t B. GRANIGG 1906 [407] an den Serpentinen
des M ö l l t a l e s in der Glocknergruppe die „Kontakthöfe" derselben gegen die Kalkglimmerschiefer aufgezeigt: Diopsid, Breunnerit, Calcit, Epidotfelse, Tremolit, Magnetit;
die Kontaktzonen sind hier höchstens einige Meter mächtig.
I n der Weiterentwicklung der petrographischen Erkenntnis h a t sich n u n freilich
herausgestellt, daß vielfach die als Kontaktphänomene des Serpentins geschilderten
Mineralisationen nicht oder zumindest nicht in vollem Umfange als Folgen der Peridotitintrusionen zu werten seien. Jüngere Granitdurchdringungen, den Kontakten entlang,aber auch Umsetzungsvorgänge der Tiefenverlagerung und Dynamometamorphose,welche die Mg-Silikatsubstanz des Serpentins befähigten, mit Ca-haltiger Substanz aus
dem Hüllgestein an den Grenzen beider in Reaktion zu treten, bringen Mineralisationen
hervor, welche jenen aus ursprünglicher Kontaktmetamorphose ähneln oder, falls solche
vorhanden war, in ihrer Wirkung zu verstärken imstande sind.

Mit der wachsenden Einsicht in die Bedingungen des Stoffwechselhaushaltes während der metamorphen Gesteinsumbildungen, die im Flusse
der Entwicklung zu einem immer feiner auszubauenden und gliederbaren
Lehrgebäude der Lebenskunde, der Pathologie und Therapie des Gesteinsdaseins heranreift, tritt für alpine Verhältnisse vor allem F. ANGEL mit
dem scharfen Seziermesser der chemischen Gleichgewichtssätze auf den
Plan, um Reihenfolge und Wirkungen unter den Metamorphoseerscheinungen
im einzelnen herauszuschälen.
Die Serpentine der G l e i n a l m in Steiermark, K r a u b a t h inbegriffen, gleichermaßen
verschiedentlich tiefenmetamorph und im Bannkreis von sauren Intrusionen, waren fürF. ANGEL unter der sonstigen Fülle seines Lebenswerkes Ausgangspunkt für eine Reihe
weiterer Studien, die sich der Metamorphose ultrabasischer Gesteine der Alpen annahmen(Venediger, Schober, Rhätikon usw. [370—387]).

In dem Maße, als mit diesen Studien Beiträge zur von P. ESKOLA
begründeten Mineralfazieslehre im allgemeinen erwuchsen, finden die Silikatfelsbildungen am Rande der ultrabasischen Metamorphite, die Tremolitmarmore und überhaupt mineralreichen Kalkschollen zwischen Serpentin
und kalkigen Gesteinen, ihre immer gefestigtere Stellung als Reaktionsgestein der Tiefenmetamorphose, S e r p e n t i n h o f g e s t e i n e (F. ANGEL)
im bestimmten Fazieskleid. Typische Mineralbestände sind: Diopsid, Epidot,
Zoisit, Granat (Andradit), Calcit; Albit, Tremolit, Talk und Chlorit.
Gewisse Konvergenz der Wirkungen von Kontaktmetamorphose undTiefenmetamorphose ist hiebei offenkundig. Die Kontaktmineralisationen,
Skarnbildungen usw. finden eben Unterschlupf unter dem Dach der Hornfelsfazies im Sinne P. ESKOLAS [694].
Mit dem Serpentinproblem der Westalpen hat sich H. P . CORNELIUS [401] inseiner Geologie und Petrographie der E r r - J u l i e r g r u p p e in Graubünden, die Serpentine
des Oberengadin und Oberrheintal umfassend, in eingehender Weise auseinandergesetzt
und die dort in besonderem Maße zur Diskussion drängenden Fragen der Kontaktmetamorphose des Peridotits mit vielem F ü r und Wider erörtert. Der L u n g h i n p a ß konnte
j a seit der Arbeit G. STEINMANNs [444] als klassische Stätte mineralisierter Ophiolithkontakte gelten.
Die K o n t a k t f e l s b i l d u n g e n dieser Serpentine sind gemäß den Angaben
CORNELIUSs von geringer Mächtigkeit, meist nur Dezimeter und Meter betragend,
unmittelbar am Serpentin anhaftend, sie bilden Einschlüsse in diesem oder sind ihm eng
benachbart, durch kristalline Schiefer oder marmorisierte Kalkschollen getrennt. Der
M i n e r a l b e s t a n d ist: Diopsid, zugleich älteste Ausscheidung, Fe-«rm, oft in nadeligen
Strukturen, vereinzelt auch Chromdiopsid, Tremolit, blaßrosa u n d brennrote Granaten(Grossular-Andradit), Vesuvian, Epidot, Zoisit, Albit, Chlorit, Calcit, Serpentin, untergeordnet Titanit, Chromit, Chromsilikate, Pyrit, Magnetit, Graphit, Serizit. Graphitstaub färbt die Silikatfelse grau. Bemerkenswert die D u r c h a d e r u n g und K r i s t a l l d r u s e n b i l d u n g der Kontaktfelse durch die gleichen Minerale, insbesondere durch Diopsid,©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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Vesuvian, Granat. Die Paragenese der Kontaktfelsbildungen hält sich nach CORNELIUS
im einzelnen an die Phasenregel und läßt nicht alle Silikate gleichzeitig vorkommen,
Vesuvian äußersten Falles nur mit Granat und Diospid, Epidot und Zoisit nur mit Diospid
und Tremolit bestehen, Zoisit und Epidot finden sich weder mit Vesuvian noch Granat
gemengt. Wollastonit, K- und Ca-Na-Feldspat fehlen gänzlich, Calcit und Quarz treten
nie zusammen.
CORNELIUS trifft den Vergleich mit den echten hornfelsartigen Skarngesteinen dessüdlichen Norwegens. Auffällig ist der Mangel an Anzeichen von Durchbewegung, den
CORNELIUS als ,,Immunität der Kalksilikatfelse gegen Durchbewegung" feststellt.
Untergeordnet gegenüber der Verbreitung von Kalksilikatfelsen sind im Engadin die
Silikatmarmore der Serpentin-Kontaktbereiche: Marmore mit Albit-und Alkalihornblenden,
Vesuvian-, Zoisit- und Tremolitmarmore; Abschnitt VI nimmt darauf noch Bezug.
Nach CORNELIUSs Auffassung würde es sich bei Kalksilikatfelsen und Silikatmarmoren wirklich um Erzeugnisse der Kontaktmetamorphose handeln, vor allem weil
Diopsid, Vesuvian und Granat der Reihe Grossular-Andradit nicht in die Mineralfazies
der alpinen Metamorphose passen würden. — I n Fortentwicklung der Mineralfazieslehre
haben aber Diopsid undAndradit-Granat auch unter den Mineralien der „Serpentinhöfe"
ihren Platz gefunden (F. ANGEL), Vesuvian allerdings fällt heraus, findet sich aber
beispielsweise in Tauernserpentinen dort, wo granitische Durchdringungen nicht fehlen.
Die Diopsidfelse (Malakolith) von M i x n i t z und T r a g ö ß , mit Antigoritserpentinen
aus der G l e i n a l m r e i h e verbunden, wurden von J . STINI [446] sowie F . ANGEL und
F. W E I N Z E D L [387] untersucht; ihre Kristallisation umfaßt: Granat (Andradit),
Magnetit, Diopsid, Epidot, Kalkspat, Quarz nebst einer jüngeren Hornblende. Nach den
beiden letztgenannten Autoren sind diese Felse keine Tiefenzonenerzeugnisse, sondern
Reaktionsmassen, herrührend aus einer metasomatischen Endphase der GleinalmKristallisation.

Peststellung von Kontaktmineralisation von Seite der Serpentine
erschiene am Balkan am ehesten an den großen geschlossenen Massiven,überhaupt an jenen Peridotitmassiven aussichtsreich, deren unversehrter
Innenbau für eine verhältnismäßig beschränkte tektonische Beanspruchungund damit unbeträchtliche nachmagmatische Ortsveränderung spräche.
Aber nichts dergleichen an Mineralneubildungen ist bekannt geworden,
was in beweisfähiger Klarheit den Peridotitintrusionen zugeschrieben
werden könnte. Von den Amphibolitgürteln der Serpentine abgesehen,sind auch die gemengten Kalksilikat-Randfelsbildungen (siehe Abschnitt VI,
S. 516 und f.), die uns an Alpenserpentinen in zahlreichen Beispielen gegenübertreten, vom Balkan nicht bekannt geworden. Eine einzige Ausnahme
bildet der G r a n a t - V e s u v i a n f e l s , den 1901 G. MONTEANU-MURGOCI[187] als Einschluß in Serpentin des Parangumassivs, S ü d k a r p a t h e nmitteilt.
Zur genetischen Deutung des Granat-Vesuvianfelses inmitten des Serpentins vom
Parangumassiv vermag ich aus eigener Anschauung nicht Stellung zu nehmen.
Diopsid-, Vesuvian- und Granatfelse in alpinen Serpentinen, beschrieben u. a. von
E . A R T I N I [387 a], H . J . K O A R K [420 a].
Bezüglich Vesuvianit innerhalb kalifornischer Serpentine siehe A. PABST [673 b ] .
Das A u f t r e t e n v o n G r a n a t in Hüllgesteinen von Serpentinmassen oder in diesen
selbst bedarf—wie vorhin für die Kalksilikatbildungen allgemein betont wurde — in jedem
Falle einer besonderen Analyse der Bildungsbedingungen. — Primäre Granatbildung in
Serpentin und solche entstanden durch Kontaktwirkung aus erster H a n d von Seite desPeridotitmagmas selbst gehören zu den selteneren Bildungsweisen. Häufiger sind bei den
a n Serpentin geketteten Granatbildungen die spätere Kontaktwirkung eines sauren
Plutons gegenüber Serpentin oder (und) das Ergebnis von Reaktionsfelsbildung im Zuge vonOrogenese und Tiefenmetamorphose verantwortlich zu machen.
P r i m ä r e G r a n a t f ü h r u n g tritt in Peridotiten der Balkanhalbinsel meines Wissens
nirgends entgegen, solcher Granat ist dort nur in Eklogiten zu finden, die ja zum großen Teilals magmatische Differentiate aufgefaßt werden dürfen. Die Eklogitgranate enthalten
allgemein (P. ESKOLA [694]) 25—70% Pyrop und 12—40% Grossular. — Auch unter den
alpinen Ophiolithen befinden sich keine echten Granatserpentine, wohl aber unter den©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at445
Peridotitgesteinen in hochmetamorphen ScUieferserien des böhmisch-niederösterreichischen
Kristallingebirges: z. B. Magnesiatongranat P y r o p im Serpentin von Bilin in Böhmen
(C. D O E L T E R [502]); Eisentongranat A l m a n d i n mit einem K e r n von Cr-Diopsid undkeliphitischer Randzone im Serpentin von Kremze bei Budweis (A. SCHRAUF [522]),ein ähnlicher Granat im Granatserpentin von Gurhof in Niederösterreich (H. TERTSCH[526]), wo bemerkenswerter Weise auch Eklogitschollen inmitten von Granatserpentin
auftreten. — Granatreicher Paragneis Kinzigit als Begleiter von Serpentin und Gabbroamphibolit in Mühlviertler Kristallin, O. Oe.
Als G r a n a t b i l d u n g a u s p e r i d o t i t i s c h e r K o n t a k t w i r k u n g her wurden lange
Zeit die Granatfelsbildungen (hauptsächlich bestritten vom Kalk-Eisen-Granat A n d r a d i t ,dem typischen Mineral der Pe-Silikatmetasomatose) um die Venediger-Serpentine in den
Hohen Tauern aufgefaßt (E. W E I N S C H E N K [452]), bis diese Auffassung der neueren
Erkenntnis von Kontaktmetamorphose auf Serpentin seitens des Zentralgranits gewichen
ist (H. L E I T M E I E R [424]); übrigens liegen nach dem letztgenannten Autor die Granatfelse z. B . des H a b a e h k a m m e s nur in der Nähe der Serpentinkontakte, von Serpentin
durch Kalkschichten getrennt, und gehen mit jungen zentralgranitischen Albitbildungenzusammen.
Unter der verhältnismäßig klaren Kontaktmineralisation, welche den Serpentin von
S c h l a i n i n g im österreichischen Burgenland umgibt und diesem zuzuschreiben ist(siehe S. 450), fehlt bezeichnender Weise der gemeine Granat, ganz vereinzelt ist grüner
Granat (Uwarowit oder Grossular ?) zugegen. — Rosa Granat führt A. LACROIX [467]aus der Kontaktmineralisation der Pyrenäen an, die aber, wie vorhin angedeutet, wahrscheinlich Ergebnis polimetamorpher Bildungsweise ist.
Unter den Mineralen der R e a k t i o n s f e l s b i l d u n g e n des Serpentins, im Abschnitt VI etwas näher besprochen, erscheint ebenfalls G r a n a t . Hier sind sowohl Andradit, als auch der Kalktongranat G r o s s u l a r (darunter der hyazinthrote H e s s o n i t )vertreten (H. P. CORNELIUS [401]). — Hier sei eingeschaltet, daß Grossular auch etwas
C r 2 0 3 — neben F e 2 0 3 — aufnimmt (S.-Afrika? P . RAMDOHR [772]); fernei
D e m a n t o i d = durch Cr grün gefärbter Granat.

Wie wenig Genetisches auch vorläufig über fallweise auffällige Verbreitung von Granat in kristallinen Hüllschiefern von Balkanperidotiten
aussagbar ist, eines steht fest: die beobachtete Granatsprossung, meist
idiomorph, ist postkristallin hinsichtlich der alten Kristallisation dieser
Schiefer, deren Quarz und Glimmer öfters vom Granatkristall kranzartig
umschlossen werden (Abb. 141), aber prätektonisch in bezug auf das junge
Hauptgeschehen; letzteres kann mitunter mylonitisches Auflösen desGranatbestandes herbeiführen.
Die Bildung des Chromgranates U w a r o w i t steht im allgemeinen außerhalb der hierbetrachteten Metamorphose, kann aber, wie der vorläufige Aufschlußbefund Schlaining
aussagt, vereinzelt auch im peridotitischen Kontaktbereich zutreffen.

In der Tat sind die Balkanperidotite in der Mehrzahl geringerer Tiefenmetamorphose ausgesetzt gewesen als die Alpenserpentine; während in
den Alpen nur größere Serpentinmassen teilweise ihre Peridotitnatur
reliktisch bewahrt haben, die übrigen oft zu Antigoritserpentin oder Ophicalciten überwältigt wurden, konnten am Balkan meist auch kleinste Schollen,
Schuppen und Schubspäne sich noch als Peridotit erhalten. Diese Tatsache
läßt rückschließend für die Alpen dort die Silikatgrenzfelse der Serpentine
eher als reine Serpentinhofgesteine im Sinne von F. ANGEL entstanden
denken denn aus Kontaktmetamorphose oder Mischmetamorphose.
Aber nicht nur für den Peridotit-Pyroxenit-Anteil der basischen Gesteinskomplexe des Balkans finden sich keine Beispiele klar ersichtlicher mineralneubildender Kontaktmetamorphose, solche fehlen fast immer auch den
Gabbrointrusionen und Diabasen, für letztere allerdings als teilweise untermeerische Ergüsse auch am wenigsten zu erwarten.
Gerade auf der Balkanhalbinsel ist bei der Beurteilung der Kontaktebasischer Gesteine besondere Vorsicht geboten, sind doch hier die basischen©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at446
Massive vielfach von jüngeren plutonischen und vulkanischen Gesteinsdurchbrüchen durchzogen oder diesen nahe gerückt, zumindest aber sindsie schier in Gesamtheit eingespannt in das gewaltige Thermenfeld desfast die ganze Halbinsel umspannenden kretazisch-tertiären Andesitvulkanismus. Selbst erfahrene Beobachter können so in der Auffassung
von Kontaktwirkung fehlgreifen.
Dies zeigt das Beispiel des Gabbros von J a b l a n i c a in der Herzegowina, den
F . KOSSMAT [101] als Intrusion in die Trias mit Kontaktwirkung an dieser, Siliflzierung
der Werfener Schiefer, Marmorisierung der Triaskalke, beschreibt. L. MARlC [103] konnte
später den Nachweis führen, daß dieser Gabbro, zur Serpentinzone Bosniens gehörig,sicher v o r mesozoischen Alters ist, gegenüber Werfener und Triaskalk keinerlei Kontaktmetamorphose hervorruft; daß M a g n e t i t in Flecken, parallelen Streifen und in Gangform
nur innerhalb Gabbro als Folge magmatischer Differentiationen auftritt.
Bescheidene Granatsprossung fiel mir im phyllitischen Grenzgestein des Peridotits
der Ninikascholle im o b e r e n L e p e n a c t a l in Mazedonien auf, nachbarlich zum Grenz amphibolit des Serpentins.
Granatphyllite bilden bei Z v o r n i k in Bosnien den K o n t a k t zu Serpentin (KISPATlC [81]).
I m Zuge der petrographischen Studien am R a d u s c h a s e r p e n t i n im Grenzbereich
bei C a s a k hat Eugenia GORSKY [49] eine Reihe interessanter Differentiationsgesteine
des Serpentins, auch solche — nach ihrer Auffassung — einer metamorphen Reihe im
Sinne von Stoffaustausch mit der Kalkhülle gefunden und untersucht. Nun ist hier dio
Kalkhülle wie auch in anderen Abschnitten dieses Serpentins, ruhig gelagerter, transgressiv übergreifender, nicht-metamorphisierter Kreidekalk, stofflich unbeteiligt sichüber diese in der Tat kritische Stelle im Differentiationsbild des Raduscha-Lakkolithen
breitend. Aber auch letzterer zeigt in diesem Abschnitt durchaus ruhigen, kartierbaren
Lagenbau mit nur örtlichem Differentiationsgewoge (siehe auch erster Teil, S. 42, 53). D a ß
Beeinflussung von der u r s p r ü n g l i c h e n Dachseite des Serpentins — nicht vom heutigentransgressiven Kreidedach — durch Stoffaufnahme stattfand, wäre nicht ausgeschlossen.
Die Bildung der V e s u v i a n m i n e r a l e , teils lose idiomorphe Kristalle in Serpentinklüften,
scheint eher auf ganz jugendliche Vorgänge, Thermendurchfluß in Nähe der Randstörungen des Skopljer Beckens, zurückzuführen sein.

An sich ist das Vorhandensein echter Kontaktmetamorphose, bewirkt
durch Peridotitintrusionen, oder besser durch eine Gemeinschaft basischultrabasischer Eruptiva, außerhalb von Balkan-Kleinasien und Alpen auchdurch neuere Arbeiten erwiesen — ein Mahnruf, daß dieses Forschungsproblem auch für die Balkanhalbinsel nicht abgetan ist, sondern noch inaller Lebendigkeit erhalten bleiben muß.
Braune basaltische Hornblende mit Pyroxenkern in einem K o n t a k t s e r p e n t i n desGebietes von P e t s a m o in Ostfinnland sieht H . V Ä Y R Y N E N [497] als aus endogener
Kontaktwirkung hervorgegangen an, als Anzeichen rascher Abkühlung an den Rändern.
Schwierig in ihrer Genesis überblickbar sind nach P. ESKOLA [489] die skarnbildenden
Häufungen von Chromdiopsid, Chromtremolit, Chromzoisit, Chromchlorit und Uwarowit,
Chromit in Dolomit an der Grenze zu Serpentin des Erzfeldes O u t o k u m p u , KarelischFinnland: liegt zwar die Erklärung als Verdrängungskarn — magmatisch ? — näher, so
steht auch die Deutung der gesamten Dolomitmasse als hochkarbonatisierter Serpentin
zur Diskussion. (Siehe auch Abschn. VI, S. 535, und Äbschn. V I I , S. 546).
Der Bushveld Rhodesiens (Sammelschilderung durch A. L. HALL [598]) h a t petrographisch scharf gekennzeichnete K o n t a k t z o n e n um sich entwickelt, die aber dochwohl mehr dem basischen G e s a m t k o m p l e x und der darin übermächtigen N o r i t z o n ezuzuschreiben sind, als dem ultrabasischen Anteil.
Die e x o m o r p h e K o n t a k t z o n e d e s B u s h v e l d läßt sich nach H a l l in innere undäußere Kontaktzone unterscheiden. Die i n n e r e Kontaktzone: biotit- und cordieritreiche Hornfelse, rekristallisierte Quarzite, Andalusit-Kontaktfelse, Kalksilikathornfelse
und Schöpfung von paragneis-ähnlichen Gesteinstypen, ferner Tremolitmarmor; dieäußere Kontaktzone verrät sich z. T. durch Erhärtung, die Hornfelszone birgt Chiastolithund Andalusit, die Quarzite blieben unverändert. Die Ausbildung der Kontaktzonen des©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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Bushveld ist hauptsächlich durch thermale Wirkung und Zeitfaktor bedingt, weniger wirktsich Druck aus.
Die e n d o m a g m a t i s c h e K o n t a k t w i r k u n g ist — nach HALL — lokal durch
Mischgesteinsbildung im Noritmagma angedeutet.
Die Förderung des ultrabasischen Lakkolithen d e r T r o u t R i v e r A r e a , New
Foundland, erfolgte zur Devonzeit in Schiefer des Ordoviciums (INGERSON [660]). Diese
Peridotit-Serpentinmassen, als Bestandteile des Serpentingürtels der Appalachen, sindvon der Kaledonischen Faltung erfaßt. Die K o n t a k t m e t a m o r p h o s e des hauptsächlichaus Dunit und Pyroxenperidotit bestehenden Komplexes (siehe Vergleiche über innere
Zonengliederung im Abschnitt IV) ist gering, sehr wenig im Hangend, etwas deutlicher
im Liegend bemerkbar: an die Dunitunterfläche schließt ein schichtiger grobkörniger
Pyroxenit an, von nicht-pleochroitiseher Hornblende durchsetzt, im ganzen gering mächtig,
dann folgt ein mäßig schichtiges feinkörniges Gestein aus stark pleochroitischer Hornblende, Plagioklas, Zoisit, Serizit und Karbonat bestehend, mit allmählichem Übergang
in normalen Phyllit des Liegend. Nachdem die Dunitserpentinunterlage keine Anzeichen
von Bewegung trägt, schließt INGERSON für die Entstehung der Kontaktzone auf
Rekristallisation und Reaktion unter hoher Temperatur und unter Druckwirkung. I m
Liegend und Hangend des Lakkolithen setzen Basaltgänge und Diabaslager durch.

Eine weitere Beziehung noch fraglicher Art zu etwa vorhandener, doch
im Mineralfazieskleid der Hüllgesteine versteckter Kontaktmetamorphose,von Seite der ultrabasisehen Gesteinsintrusionen ausgeübt, ist jene derhäufigen N a c h b a r s c h a f t v o n P e r i d o t i t g e s t e i n s z o n e n der Balkanhalbinsel, auch solcher Kleinasiens, zu N a t r o n - H o r n b l e n d e f ü h r e n d e n
Gesteinserien.
Mit der Kettung von Natron-Metasomatose an basische Gesteinsintrusionen ist nichts Neues gesagt. In bedeutendstem Ausmaße vorkommend, eingehend studiert, ist solches von den Kontakthöfen der hercynischen Diabase Mitteldeutschlands seit langem bekannt. Feinkörnige,
quarzreiche Natronhornfelse und Adinole sind die wichtigsten der hiebei
hervorgehenden Kontaktgesteine der inneren Zone (GRUBENMANNNIGGLI [765], ERDMANNSDÖRFER [721] u. a.), deren natronhaltiger
Mineralbestand allerdings hauptsächlich auf Albit, in Tonschiefern sprossend,beschränkt ist; fallweise ist Neubildung von Glaukophan verzeichnet.
Alkalipyroxene und Alkaliamphibole treten zu Albit in den Kontaktzonen von norwegischen Alkaligesteinskomplexen, „Fenitisierung" bewirkend (BRÖGGER, in ESKOLA [694], als Höhepunkt einer Natronmetasomatose.
Natronaugite (Ägirin, Jadeit) und Natronhornblenden (Glaukophan,
Gastaldit, Crossit unter den eisenarmen, Krokydolith unter den eisenreichen
Natronhornblenden) werden meist mit Albit zusammen von kristallinen
Schiefern aus der Nähe von ultrabasischen Gesteinskomplexen genannt.
G. M. MURGOCI (cit. bei CORNELIUS [401]) hat bereits 1904 aufmerksam gemacht, wie alle Vorkommen von Mineralien der Glaukophangruppe mit basischen Eruptivgesteinen zusammengehen.
In den Alpen ist für die Serpentinvorkommen des Oberengadin die
Bindung dieser Natronsilikate, insbesondere der b l a u e n H o r n b l e n d e an
Schiefer und Kalkmarmor der S e r p e n t i n n ä h e frühzeitig bemerkt undim Zusammenhang mit Serpentin gebracht worden. Zuletzt hat
H. P. CORNELIUS [401] die möglichen Bedingnisse dieser Mineralbildungenausführlich beleuchtet; mit den Alkalihornblenden vergesellschaftet isthier auch ein goldgelber Na-reicher Biotit (nicht jedoch der Natronglimmer
Paragonit).

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Für die alpinen Glaukophanvorkommen liegt ja der Fall insoweit
komplizierter, als breite Gebirgsabschnitte mit regionaler Natronmetasomatose aus jüngeren Granitisationen herrührend, mit A l b i t i s i e r u n g
verbunden, überzogen worden sind. Die Frage bleibt hiebei noch offen,
wie weit unter den jugendlichen alpidischen Metamorphosen nicht dochin der Glaukophanbildung alte Ophiolithkontaktmetamorphosen hervorblicken.
H. P. CORNELIUS führt selbst aus dem Engadin Beispiele an, wo titanreiehe Glaukophanschiefer im Dach des Serpentins, sich von ihm entfernend in normale Phyllite übergehen; die alkalimagmatische Verwandtschaft der Ophiolithe wird hervorgehoben u n dÄgirin führender Gabbro beschrieben [399, 400]. Was aber der gewissenhaften Prüfung
CORNELIUSs am schwersten Bedenken bereitet, die Glaukophanbildung vorbehaltlos
der ophiolithischen Kontaktmetamorphose zuzuweisen: die Durchbiegung der Glaukophan führenden Gesteine ist präkristallin bis parakristallin in bezug auf die blauen
Hornblenden; so daß zwar die stoffliche Zufuhr von Na und Ti aus den Ophiolithintrusionen möglich sei, die letzliche Silikatprägung Glaukophan, natronreicher Biotit,
Titanit, aber doch erst der alpidischen Metamorphose anhänge.
H. P. CORNELIUS bringt auch eine Reihe weiterer Literaturbelege über Zusammenhänge von Glaukophangesteinen und Serpentinvorkommen: L i g u r i s c h e A l p e n ,Kalifornien.

Für Halbglaukophane, barroisitische Hornblenden alpiner Gesteine ist
nach F. ANGEL [383] allerdings Na-Zufuhr nicht Bedingung, sondern
an Stelle derselben wird vorhandener Albit verbraucht. Nach dem gleichen
Autor entlehnt der Glaukophan der alpinen Glaukophaneklogite sein Na
aus dem Omphazit, der Natronsilikat (Saualpe z. B.) eingebaut enthält.
In den Faziesgruppen ANGELs finden sich Alkalihornblenden (Barroisit,
Gastaldit, Glaukophan, Hastingsit?, Crossit, Riebeckit, Gotthardit)
bezeichnend für die Epidot-Amphibolit-Fazies seiner Streßzonenstufe IV.
Im allgemeinen ist für Glaukophangesteine epizonale Fazies maßgebend.
Obwohl nun auch am B a l k a n eine g r o ß e Z a h l v o n G l a u k o p h a n f u n d s t e l l e n bekannt, Angaben darüber in Literaturnotizen und mineralogischen Handbüchern verstreut sind, wurde bislang noch nicht der Versuch
unternommen, diese Vorkommen unter einen größeren genetischen Gesichtspunkt zusammenzufassen. Schließlich liegt auch hier nahe, die Möglichkeit
dieser Bildungen unter dem Blickpunkt einer Serpentinkontaktmetamorphose zu untersuchen. Denn das bisher aufstellbare Bild der Verteilung von Glaukophanvorkommen auf der Balkanhalbinsel und Ägäis
zeigt, daß dieselben, im groben gesehen, auch dem Lauf der großen Serpentinzüge enge benachbart liegen: von der F r u s k a g o r a bei B e l g r a d b i s
in die I n s e l n der Ä g ä i s reihen sich Glaukophanvorkommen aneinander,
von vorpaläozoischen, wohl auch altpaläozoischen kristallinen bis halbkristallinen Schiefern beherbergt (Tafel VIII). Das Auftreten von blauer
Hornblende in einem metamorphen Schiefergestein, einer mäßig kristallinen,
epizonalen, wohl paläozoischen Kalk- und Phyllitserie eingeschaltet, nahe
zum Serpentinkontakt des Raduschalakkolithen ist in dieser Hinsichtbesonders bemerkenswert und geeignet, die Frage etwaiger Kontaktwirkung seitens der Peridotitintrusionen für die Genesis der gesamten
Glaukophanvorkommen der Balkanhalbinsel in Diskussion zu stellen.
Leider steht außer Fundortangaben bisher wenig geologisches undpetrographisches Material für die Glaukophanvorkommen der Balkanhalbinsel zur Verfügung. Für die Vorkommen am V o d n o bei S k o p l j ehaben F. KOSSMAT [10] ein Schichtprofil und in jüngster Zeit NIKITIN©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at449
und KLEMEN [112] eine eingehende mineralogische und chemische Untersuchung des dort als Crossit festgestellten Minerals geliefert. Das
beherbergende Gestein ist ein karbonatischer Quarz-Chlorit-Epidotschiefer,teils Muskowit-Glimmerschiefer. (Siehe auch S. 273.)
Ist es schon für die alpinen Vorkommnisse schwierig, infolge Überdeckungälterer und Allgewalt der alpidischen Metamorphose etwaige Natronmetasomatose seitens der Ophiolithe mit Sicherheit festzustellen, so werden
am Balkan, wo noch wenige Kristallinserien petrographisch durchgearbeitet
sind, zusätzliche Schwierigkeiten erwachsen, da reichliche Einschaltung oft
metamorpher Metabasite älteren Datums gerade in jenen Kristallin- und
Halbkristallingesteinen besteht, die auch die Glaukophanvorkommen
tragen.
Auf eine gewisse primäre Alkalineigung der Balkanperidötite ist aus
dem Auftreten der Albitite unter dem Ganggefolge (L. MARIC u. a.), an
sich auch aus der breiten Verflechtung mit diabasischen Gesteinen zu
schließen. Vielleicht ist der Natronglimmer Paragonit auch unter den
hellen Glimmern mancher Gabbropegmatitschlieren vorhanden, durch die
optische UnUnterscheidbarkeit von Muskowit leicht der Beobachtung
entgehend.
Nächst den Vorkommen von Glaukophangestein in Serpentinnachbarschaft im
F r u s k a gora-Bergland (im N Belgrads, K I S P A T I ö [80]) sind vornehmlich Glaukophanvorkommen in M a z e d o n i e n bekannt geworden: Vodno bei Skoplje (KOSSMAT [10],N I K I T I N - K L E M E N [112]), Tetovo und Korab ( G R I P P [52]), Albit-Crossitgestein nördlich vom Doiransee (ERDMANNSDÖRFER und LEÜCHS [41]), hieran reiht sich als
Neufundstation Orasje im Vardartal (HIESSLEITNER). Ferner Glaukophane auf den
Inseln E u b ö a , S y r a (LUEDECKE, D . G. G. 1876), S y p h n o s und T i n o s (TELLER[311], FOTTLLON u n d GOLDSCHMIDT [840]) — von Syra wird auch Jadeit u n dParagonit (!) gemeldet (RAMDOHR [772]) — auf den Ägäisinseln S i l o und M i l o s(REINISCH [775]). Von S a m o s h a t G. v. B U K O W S K Y [316] Glaukophanschiefer
aus einer Kristallinserie bekannt gemacht, F . K Ö H N E [863] von den P h u r n i i n s e l n
bei Samos aus den Hornblendegesteinen der marmorreichen Kristallinserie Arfvedsonit
beschrieben, F . B E C K E 1878/79 von Thessalien.
Nachricht von Glaukophangestein in Verbindung mit Chromit führendem Serpentin
bringt W I J K E R S L O O T H [360] aus K l e i n a s i e n . ROSENBUSCH [779] führt Glaukophan aus der Gegend von S m y r n a an, wo Serpentine bekannt sind.
Die Glaukophanführung in hauptsächlich penninischen Gesteinen der A l p e n(u. a. CORNELIUS [401], A M P F E R E R [820], HARTMANN [847]), wohl auch jene desA p e n n i n ( u . a . F R A N K I [407a], QUITZOW [480] wird in erster Linie als metamorph
betrachtet.
I n diesem Zusammenhang bemerkenswert ist eine Angabe von F . X . SCHAFFER[787], der Glaukophanvorkommen mit Serpentinnachbarschaft aus J a p a n erwähnt,P I R O U T E T [585] und WILCKENS [590], die solche aus kristallinen Schiefern vom
serpentinreichen N e u k a l e d o n i e n verzeichnen (siehe auch Germaine J O P L I N [856]:
Glaukophan und L a w s o n i t von Neukaledonien). ROSENBUSCH nennt Glaukophanvorkommen in Begleitung von Glimmerschiefer und Serpentin von C e l e b e s .
Nachtrag: W. P . de R O E V E R [883 a] bringt 1950 neue Feststellungen über die verschiedenen Zonen von Glaukophan (und Lawsonit) führenden Gesteinen in Ostcelebes,
von denen eine als schmaler Zug die SW-Grenze eines ausgedehnten Peridotitmassivs
begleitet, die anderen in weiterem Abstände davon in metamorphe Para- und Orthogesteinsserien eingeschaltet sind; zum Teil liege sicher vortektonische Glaukophanbildung vor,
die Glaukophan beherbergenden Gesteine sind solche relativ seichter Metamorphose. —Ähnliche Vorkommen auf J a v a und Timor.
F ü r Kontaktbereiche k a l i f o r n i s c h e r S e r p e n t i n e ist Auftreten von Alkalihornblende bekannt (E. F . DAVIS, cit. in CORNELIUS [401]). Glaukophan aus Neu-Südw a l e s i n A u s t r a l i e n (ROSENBUSCH [779]) dürfte mit dem dort durchstreichenden
Serpentingürtel in Beziehung zu bringen sein.
Jahrbuch G. B. A., Sonderband 1, 2. Teil

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Bezeichnend für die Alkalikraft peridotitischer Magmen ist das Vorkommen derJadeit-Albit-Gangschlieren im Serpentin von T a w m a w und anderer Orte in Oberbirma,
Indien (A. W. G. B L E E C K [557]), welche sich gegen das Muttergestein Serpentin mit
Kontaktmineralisationen abschließen, unter denen auch die Natronhornblende Glaukophan aufseheint (siehe auch S. 451).
Die asbestartige Na-reiehe blaue Hornblende Krokydolith heftet sich mit ausgedehnten
Vorkommen an metamorphe Sedimente im Umkreis der basischen Gesteine des B u s h v e l d
C o m p l e x in Südafrika, vornehmlich seines Südabsehnittes und begleitet nach H O W L I N G[743] in einer über viele 100 Meilen sich erstreckenden Zone auch die Fortsetzung dieser
basischen Gesteinsauf brüche in die Transvaal- und Kapprovinz hinein.
Daß allerdings auch die Alkaliaureole u m D i a b a s i n t r u s i o n e n Glaukophansprossung
nach sich ziehen kann, hiefür sei die Glaukophanschieferbildung in einer metamorphen
Schieferserie des Hunsrück in Westdeutschland namhaft gemacht, durch A. CISSARZ[501] beschrieben.

Es ist also mehr ein statistisches Erfassen als eine genetische Untersuchung, was an Vorkommen von Natronhornblenden in Beziehung zu
peridotitischen Intrusionen gebracht werden konnte, aber doch bestärkt
gerade die weltweite Sicht in der Vermutung auf ursprüngliche Zusammenhänge.
K n a p p vor dem endgültigen Abschluß dieser Arbeit habe ich Schliffe der von mir 1946
aufgesammelten Calcitmarmore am K o n t a k t des Serpentins von S c h l a i n i n g (Österreich,
Burgenland) durchgesehen. Diese am Alpenostrand gewissermaßen in Fortsetzung derbosnisch-kroatischen Serpentinzüge auftauchenden Peridotitmassen stehen mit gesichertem Paläozoikum, Kalken und Schiefern in Verband, diabasische Grünschiefersind ihnen reichlich beigegeben. Die Ausbildung von C a l c i t m a r m o r , einige Meter
mächtig, an der Grenze des serpentinisierten Pyroxenperidotits zu kristallinem paläozoischem Kalk war bereits frühzeitig den Bearbeitern der geologischen K a r t e dieses
Gebietes (M. VACEK u. a., zuletzt H. BAND AT [823] aufgefallen und als Kontaktwirkung
seitens der Peridotite gedeutet worden, auch zu den noch zu erörternden „Ophicalciten"besteht enge Beziehung.
Von diesen Calcitmarmoren, die schon im Handstück eine zwar kleinkristallige, dochdeutlich erkennbare Mineralisation verraten, ist vorläufig folgende M i n e r a l l i s t e anzuführen: reichlich eine prächtige blaue Hornblende, farbloser Diopsid, eisenreicher grüner
Epidot, einfach verzwülingter graphitbestaubter Anorthit (Lichtbr., Auslöschung;Achsenwinkelkontrolle am Drehtisch verdanke ich Dr. P . PAULITSCH, Universität
Graz), Aktinolith Magnetit, vereinzelt grüner Granat (Uwarowit ?). — Die fast 4 mm
großen schwarzen Anorthite erinnern an die von Lacroix beschriebenen „schwarzen
Albite" der Pyrenäen-Serpentin-kontakte. Nach den örtlichen Verhältnissen (Abb. 136)a..

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Abb. 136. Serpentinkontakt-Mineralisationen bei Schlaining im Burgenland (Österreich).
KK = dunkelgraue kristalline Kalke (paläoz), Sp = Serpentin (Diallagserpentin z. T.),
br = brecciös, M = Kontaktmarmor (d = durchbewegte Strukturen abgebildet); CM =K o n t a k t m a r m o r als Calcitmarmor (bei 6: m i t Glaukophan, Epidot, O-granat, Crepidot, Aktinolith, Magnetit, Reste Chromit; bei a: Diopsid, Anorthit, Aktinolith,
Magnetit); T = Tremolitasbest-saum. — qu. Kph = quarzlagenreiche kalkige Phyllite.
wäre dieser Umfang an Mineralisation einschließlich des rekristallisierten Calcits als echte
peridotitische Kontaktmetamorphose zu betrachten, während im schmalen Saum vonnephritartigem Hornblendefilz, der sich zwischen Mineralkalk und Serpentin einschiebt,©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at451
das dynamometamorphe Reaktionsgestein zu erblicken wäre. — Also auch hier die
N a t r o n h o r n b l e n d e an verschiedenen, einige Kilometer voneinander entfernten Aufschlußpunkten der Serpentinkontakte. Vergeblich habe ich bisher nach Skapolith undTurmalin gesucht, welche sich in den Kontakthöfen der Pyrenäenperidotite befinden,aber dort, wie vorhin bemerkt, vielleicht doch nicht aus peridotitischer Kontaktwirkung
hervorgegangen sind.

In der steten Ausschau schon während der geologischen Feldarbeit,
was noch an Mineral- und Gesteinsbildungen balkanischer Serpentingebiete
der Kontaktmetamorphose durch Peridotit verdächtig sein könnte, haben
G r a p h i t a u s s c h e i d u n g e n , da und dort in Kontaktnähe zu Serpentin
mehr oder minder hervortretend, Verdacht in dieser Richtung wachgerufen.
Nachdem Graphit unter den Mineralisationen a l p i n e r Serpentinkontakte
in größerer Stetigkeit beobachtet wird, gebührt auch b a l k a n i s c h e n
Vorkommen dieser Art gewisse Aufmerksamkeit, falls in der Tat etwa
Wirkung thermischer Kontaktmetamorphose, Verdichtung durch Sublimierung und Wiederausscheidung von Graphitsubstanz der Hüllgesteine,hiebei im Spiele wäre.
Graphitische Schiefer reichen nächst P r i ä t i n a in Mazedonien nahe an Serpentinkontakte heran. Zwischen K a c a n i k u n d S k o p l j e drängen in Serpentinnachbarschaft
Quarzgänge mit Flinzgraphit hoch.
Bei Golemo Kameniane in O s t b u l g a r i e n ist örtlich an Serpentinkontakt Graphitanhäufung in Schiefern wahrzunehmen.
Von a l p i n e n Serpentinkontakten führt E . W E I N S C H E N K [453] „ S c h u n g i t "(Anthrazit) unter den Mineralien der Kontaktbereiche zu Kalkglimmerschiefer an,
reichliche Graphitausscheidung wird insbesondere vom Kontakt des S t u b a c h i t serpentins am Rettenkopf vermerkt. H . P . CORNELIUS [401] fällt an den Grenzgesteinen der E n g a d i n e r Serpentine die reichliehe Bestäubung der Kalksilikatfelse
mit Graphit auf, die Graufärbung derselben verursachend.
Der Ursprung der Flinzgraphitstreuung in Teilen des Eklogitamphibolits als Grenzgestein zum O p p e n b e r g e r Serpentin im steirischen Ennstal ist umstritten.
Graphitreichtum der Schiefer besteht nach P . ESKOLA [489] in Kontaktnähe desSerpentins in Karelisch-Finnland.

Auch für verstärkte M a n g a n m i n e r a l i s a t i o n , Mn-Erzbildungen im
Umkreis peridotitischer Massen, wurde in einzelnen Fällen Verdacht auf
Kontaktwirkung seitens des simischen Magmas ausgesprochen.
Ist C h l o r i t o i d nur ein typomorphes Mineral bestimmter Gesteinsstreifen innerhalb
epizonaler Serien, die zugleich auch Hüllgesteinsserien von Peridotit sind, oder ist seine
Bildung von Seite der basischen Intrusionen beeinflußt worden ? — Chloritoid- ( O t t r e l i t h - ) schiefer zeigen u. a. F . B E C K E [254] von der Chalkidike, F . K A T Z E R [79] aus den
Schieferbergen Bosniens an. Auch in den Alpen liegen Ottrelithvorkommen in nicht
großer Entfernung zu basischen Gesteinszügen, u. a. in der Grauwaekenzone der Ostalpen,in penninischen Deckengliedern der Westalpen (Zermatt, Val d'Ollomont nach E . D I E H L[836]).
A. W. G. B L E E C K [557] führt Ottrelith unter den Kontaktmineralien (Na-hornblende
Chlorit, Zoisit, Chromepidot, Tawmawit, Chloritoid) an, mit welchen sich die JadeitAlbitgänge im Serpentin der Kaehinberge in O b e r b i r m a , Indien, umgeben; diese
Jadeit-Albitgesteine werden als Saigerungsprodukt aus dem Peridotitmagma aufgefaßt.

Damit und mit den vergleichenden Hinweisen sei die, sowohl nachUmfang als Beweiskraft noch dürftige Übersicht fraglicher Kontakterscheinungen an Balkan-Peridotiten beschlossen.
O p h i c a l c i t e , die als Grenzfelse der Engadiner Serpentine in Graubünden eine Rolle als fragliche Kontaktgesteine spielen, wurden bisher inBalkan und Anatolien nicht aufgefunden.

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H. P . CORNELIUS [401] ist eine eingehende Auseinandersetzung mit dem Ophicalcitproblem zu danken. Die Ophioalcite des Engadins sind Misehgesteine von Serpentin
und Calcit am Rande, ausnahmsweise auch im Innern der Serpentine; sie erscheinen
an der Serpentingrenze zu Kalken und Schiefern aber auch zu Granit. F ü r das Dünnschliffbild des Ophiealcits ist nach H. P. CORNELIUS besonders eigenartig, daß Serpentin in
Calcit gebettet nicht selten mit mehr minder deutlichen Umrissen von i d i o m o r p h e n
O l i v i n k r i s t a l l e n anzutreffen ist; daneben erscheinen spärlich Quarz, Albit, G l a u k o p h a n , Turmalin, Magnetit als Schale u m C h r o m i t , Tremolit u. a. Unter Ausscheidenr e i n tektonischer Entstehung des Ophiealcits oder dessen Bildung aus wäßriger Serpentininfiltration in Kalk, muß C o r n e l i u s die Frage offen lassen, ob Kontaktmetamorphose,
Tuffbildung oder sonstige aus der Peridotitmagmenkunde noch unbekannte Vorgänge
die Bildung des Ophiealcits hervorriefen.
Möglicherweise liegt in der primären vortektonischen Bildungsstufe des Ophiealcits
ein ähnliches Phänomen vor, wie es in der intrusiven Kalk-Diabas-Durehdringung besteht.
Auch die Vorstellungen von E . LEHMANN über die magmatische Weilburgitphasekönnen hiefür Bedeutung gewinnen.

Was nun die stoffliche Kontaktmetamorphose nach außen von Seite
der hauptsächlichsten Peridotitgenossen: G a b b r o und D i a b a s , betrifft,
ist auch hievon aus Balkanverhältnissen bisher wenig offenbar geworden.
Dies ist um so auffallender, als sich manche andere Gabbrogebiete durch
beträchtliche pneumatolytische Kontaktmetamorphose (Cl, Ti, B), Diabasgebiete überdies durch gut mineralisierte innere und äußere Kontaktzonen,
Hornfelse und Adinole, auszeichnen.
Die Beurteilung des G a b b r o k o n t a k t e s von J a b l a n i c a in der Herzegowina,
nach F . KOSSMAT Trias metamorphosierend, wurde von L. MARIO [103] richtig gestellt:
Pyroxen und Magnetit in Streifendifferentiation innerhalb Gabbro, keine Marmorisierung
der Triaskalke, stark gestörte Lagerungsverhältnisse, vormesozoische Intrusion. O. E R D MANNSDÖRFER [721] S. 194) erwähnt die allgemeine Differenzierung dieses Massivs,
im K e r n Olivingabbro, nach außen z. T. Quarzdiorit (siehe auch S. 446).
Magnetitausscheidungen an der Grenze von Gabbro zu kristallinem Kalk, ohne Silikatfelsbildungen, bilden die Eisenerzlagerstätte B l a g o w e s t b e i K r u m o v o , O s t b u l g a r i e n ;die Magnetiterzmassen durchdringender, jüngerer Porphyrit bewirkt Zerstückelung derMagnetitmasse und deren Auflösung in eine Lagerstättenruine (Besuch des Eisenerztagbaues 1939!).
Die Eisenerze von Blagowest und meines Wissens auch jene von Jablanica habenkeinen nennenswertenP-Gehalt. An sich ist auch n i c h t s v o n A p a t i t a u s s c h e i d u n g e n
i n n e r h a l b b a l k a n i s c h e r G a b b r o s b e k a n n t . ( N o r w e g e n und S c h w e d e n z. B . :Chlorapatit in Gängen innerhalb hyperitisehen, zwischen Gabbro und Norit stehenden
Gabbros, wobei hier an den Gangkontakten unter Umwandlung des Plagioklases ein
Skapolith-Hornblendegestein, „gefleckter Gabbro", entwickelt wird. Ähnliche Gänge
auch bei O n t a r i o , USA., wo sich pyroxenitische Salbänder zu Gabbro einstellen.

Von den in mittel- und obertriadische Kalke reichenden D i a b a s g ä n g e n
des Z l a t i b o r , anscheinend in ihrer geologischen Position günstig beobachtbar, weiß PAVLOVIÖ [124] von keinerlei Kontaktmetamorphose-Wirkung
zu berichten.
Während die Diabase im Devon M i t t e l d e u t s c h l a n d s sich mit klar
abgrenzbaren K o n t a k t z o n e n umgeben haben, in denen Natronmetasomatose, Metamorphose vorintrusiv geschieferter Gesteine zu AdinolBänderschiefer, auch Tuff begleitung und deren Umwandlung von Bedeutung
sind (MILCH, MÜGGE u. a.) dabei auch oberflächennahe Intrusionen,
teilweise auch submarine Effusionen der Diabase maßgebend waren, ist
für die z.T. oberflächennahe sich ergießenden, z.T. auch submarin eingedrungenen Diabase der D i a b a s - H o r n s t e i n - F o r m a t i o n der B a l k a n halbinsel keine nennenswerte
stoffliche
Kontaktwirkung
beobachtet.

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Abschließend soll nicht verhehlt werden, daß ganz allgemein in Hinsicht
systematischen petrographischen Durcharbeitens von Gesteinsserien der
Kontakte und Umrahmungen basisch-ultrabasischer Massive auf Balkanhalbinsel und Kleinasien noch wenig geschehen ist — das gilt auch für
die eigenen Beobachtungen, die sich meist nur auf stichprobenweises Prüfen
einzelner Serienausschnitte im Dünnschliffbilde beschränken mußten. Von
der petrographischen Seite her ist hier also noch viel Aufklärung zu erwarten.
Die A l t e r s f r a g e der u l t r a b a s i s c h e n I n t r u s i o n e n .
Anschließend an die Bemühungen, über die Intrusionsmechanik derultrabasischen Gesteine Aufschluß zu gewinnen und nachdem die Wirkungenetwaiger Kontaktmetamorphose abgeleuchtet wurden, tritt naturgemäß
die Frage nach Alter der ultrabasischen Intrusionen in die Reihe.
Wie wenig eigentlich aus Intrusionsmechanik und Kontaktmetamorphosefür die Alterserkenntnis gerade der ultrabasischen Massengesteine vonBalkan-Anatolien in stichhältiger Weise entnommen werden kann, dasgibt sich schon aus den vorstehenden Darlegungen zu erkennen. Zu dieser
müssen darum noch alle übrigen Hilfsmittel aufgerufen werden, der Altersfrage dieser Ultrabasite an den Leib zu rücken, wie gewisse allgemein gültige
Erscheinungen ihres geologischen Verbandes, früheste Geröllfunde vonUltrabasiten in Sedimenten, Einordnung in Magmenzyklen, Vorhandenseinradioaktiver Mineralarten, Einbeziehung der ultrabasischen Gesteine in
Metamorphosen und Tektoniken.
Von allen diesen Seiten betrachtet und im Fragenkomplex eingeengt,
vermag sich erst das Altersbild der Balkan-Anatolien-Peridotite zu einiger
Klarheit aufzutun und führt zu dem Schluß, der freilich heute auch nochnicht mit voller Sicherheit, doch mit guter Wahrscheinlichkeit auszusprechen
ist: die B a l k a n - u n d A n a t o l i e n - P e r i d o t i t s e r p e n t i n e s i n d n i c h t
j ü n g e r als P a l ä o z o i k u m , w a h r s c h e i n l i c h ist i h r e E n t f a l t u n g , inv e r h ä l t n i s m ä ß i g enge E p o c h e n g e d r ä n g t , in d e r Z e i t z w i s c h e n
M i t t e l - u n d S p ä t p a l ä o z o i k u m o d e r m i t H ö h e p u n k t im Spätp a l ä o z o i k u m erfolgt.
Die für diese Schlußbildung im einzelnen maßgebenden Gründe werden
nun im folgenden auseinandergesetzt.
Wird nochmals auf die I n t r u s i o n s m e c h a n i k zurückgekommen, um
das daraus für die Altersbestimmung Wertvolle herauszuholen, so ist derBeitrag gering. Hier müßten ja in erster Linie D u r c h b r u c h s e r s c h e i n u n g e n herangezogen werden, also Stellen, wo klare magmatische Diskordanzen zwischen peridotitischem Gestein und dem Alter nach mehr
minder bekannten Hüllgesteinen vorliegen. Die Durchbruchserscheinungenwürden natürlich auch nur eine Altersbegrenzung nach unten, nach Älterem
beschließen, wie Serpentingerölle eine solche nach oben, nach Jüngerem.
Es wurde daraufhingewiesen, daß solche echte Durchbruchserscheinungenbei der konkordanten Linsenform, bei den meist konform zum Hüllgebirge
verlaufenden Peridotitgrenzen eben nicht — oder nur in Ausnahmefällen —vorhanden sind.
Womagmatische
Durchbruchserscheinungenüberhauptbeobachtbar und auch mit einiger Sicherheit deutbar sind, handelt es sichbei P e r i d o t i t e n u n d P y r o x e n i t e n jeweils um Durchbrüche oder©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at454
Diskordanzen innerhalb paläozoischer oder kristalliner Gebirge, n i e m a l s
um solche g e g e n ü b e r m e s o z o i s c h e n S e d i m e n t e n . Auch für Gabbro
ist noch das gleiche auszusagen. Nur Diabase reichen zeitlich höher hinauf
und echte Durchbruchskontakte, Gangdurchbrüche durch mesozoische
Sedimente sind für sie erwiesen.
Echte Durchbruchserscheinungen, soweit überhaupt solche vorliegen,verweisen auf Balkanhalbinsel und in Anatolien die Ultrabasite zumindest
ins Paläozoikum oder in noch Älteres.
F. KOSSMAT ([10], S. 401) führt Serpentindurchbrüche durch quarzhältige
Tonschiefer (Paläozoikum) bei Trstanj, Nord D r e n o v o a/Cerna an, wobei der Serpentinauch Kalkschollen umhülle. Letzteres würde allerdings eher auf tektonischen K o n t a k tschließen lassen, wie solche tektonisch in Serpentin hineingebrachte Kalkschollen V. SIMIÖ[151] aus dem B a n D o - T a l bei Kossovska-Mitrovitza beschreibt. Ebenfalls spricht
KOSSMAT im gleichen Werk von einem Gabbrodurchbruch durch Kalkmergel bei
N o v o c a n i , Nord Veles, doch sind mir in diesem Räume echte Kontakte basischer Gesteine auch nur zu Paläozoikum bekannt geworden.
F ü r die von Peridotit umschlossenen Kristallinschollen im Ibartal bei G o k e a n i c aläßt sich schon eher echter Durchbruchskontakt vermuten. Ganz anders nimmt sich die
triadische Kalkscholle bei Olovo im Serpentinzug von D u b o s t i c a (in Bosnien) aus,dem Konjuh-Serpentin P I L G E R s , wo mir tektonische Kontakte nicht zweifelhaft schienen.
NOPCSA [234] sieht in der M e r d i t a Albaniens Variolite, also Diabase, untertriadischen Kalk durchbrechen, vermeint auch ähnliche „Durchbrüche" für Serpentin
geltend zu machen.
I n N o r d g r i e c h e n l a n d hat K. OSSWALD [292] primäre Diskordanzen von Diabas
zu Karbonschiefer beobachtet und schließt auf postkarbones Diabasalter, der Schluß
auf mesozoisches Alter wird allerdings nicht mehr in Beweis geführt.

Gewaltig sind die Entblößungen, mit denen auf der Balkanhalbinsel
Peridotite zutage treten. Sowohl im Norden, in Bosnien und im Zlatiborgebiet, an der Grenze zu den montenegrinischen Hochbergen, im Westen
Mazedoniens, als auch in Griechenland, überall sind Peridotitaufbrüche,Gabbromassive auf der einen Seite, gewaltige Triasentfaltungen, Werfener
Schieferkomplexe, mittel- und obertriadische Kalktafeln auf der anderen
Seite, einander nahe gerückt: nirgends aber dringen die Ultrabasite in die
Triastafeln hoch. Gewiß haben PILGER u. a. die Erklärung darüber
abgegeben, daß die Schi-Ho-Schichten als Fazies der triadischen Trogrinne
ausschließlich und ursächlich auch die Peridotitintrusionen binde. Das
trifft nun keineswegs zu, da ja dieselben Peridotitzüge unbekümmert um
die fazielle Troggrenze den Binnenbereich verlassen und auch außerhalb
der Diabas-Hornsteinfazies ihr Dasein finden.
Besonders in älteren Abhandlungen hat man alles Erscheinen vonSerpentin in mesozoischen und tertiären Schichten für „Durchbrüche"genommen. Vieles ist daran schon richtiggestellt, vieles in seiner Deutung
noch offen.
I n K l e i n a s i e n haben F R E C H , P I L Z und viele andere „Durchbruchserscheinungen"von Serpentin in junge Flyschgesteine beschrieben, D E P R A T solche gegenüber Kreidekalk auf E u b ö a , NOWACK im a l b a n i s c h e n E o z ä n . Nirgends hält dies stand, soweit
meine eigene Einsicht reicht, überall sind es tektonische Phänomene.
Nachdem schon KOSSMAT ein Verschieben des Serpentinalters nach S und nachden Außenketten der Dinariden andeutet, h a t P I L G E R [16], diese in der Regel sehr zweifelhaften Durchbruchserscheinungen interpretierend, jüngst erst mit Schärfe ausgesprochen,
daß die Ultrabasica im N der Balkandinariden unter- bis mitteltriadisch, mittel- bis obertriadisch in Griechenland, eozän auf Cypern, in Südanatolien und Syrien seien; alsonach S und nach den Außenketten sich verjüngend. — F ü r meine Einsichten entpupptsich aber darin keine magmatische Zeitgeschichte des Serpentins, sondern eine solche derTatsache und Eigenart seines Erfaßtwerdens durch jüngere Tektonik.

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Werden alle sogenannten Durchbruchserscheinungen auf das Maßverläßlich echter magmatischer Diskordanzen beschränkt, bleibt für eine
Altersdeutung der ultrabasischen Intrusionen in Richtung p o s t paläozoische
Zeit nichts übrig, das wenige an gesicherter Beobachtung überhaupt
fügt sich gut in die auch aus anderen Gründen für Vormesozoikum
auszusprechende Altersvorstellung ein.
Was ist nun von Seite der K o n t a k t m e t a m o r p h o s e , die voran inihren mehr fraglichen als gesicherten Erscheinungen erörtert wurde, für die
Altersdeutung der Ultrabasica herbeizuholen ?
Einwandfreie Kontakterscheinungen der Ultrabasica gegenüber sicher
mesozoischen Sedimenten bestehen nirgends. Auch für den schon am Rand
des Ultrabasitzyklus stehenden Gabbro sind Auffassungen widerlegt
worden, welche durch ihn herbeigeführte Kontaktmetamorphose der Triassehen wollten, wie das Beispiel von Jablanica in Bosnien zeigt. Dies ist vonWichtigkeit, denn wird schon dem peridotitischen Magma wenig von denüblichen Intrusiveigenschaften zugebilligt, so gilt dies nicht mehr fürGabbro, der in der Mehrzahl der Fälle sein Hochdringen durch die Kruste
mit ähnlichen Wirkkräften bahnt wie saure oder mittelsaure Plutone.
Für Erscheinungen endogener Kontaktmetamorphose der Peridotite,
Entwicklung von Grenzfelsbildungen und ähnliches ist eine Bindung an
mesozoische Hüllgesteine wohl in keinem Falle behauptet worden.
Die mehr oder weniger fragüchen Äußerungen der exomorphen Kontaktmetamorphose, wie Durchquarzungsbereiche um basische Massive, Na-metasomatose in Form von Glaukophangesteinen, finden sich überall nur anälteren, vormesozoischen Gesteinen.
Also a u c h v o n S e i t e der K o n t a k t m e t a m o r p h o s e h e r ein
E i n m ü n d e n d e r B e o b a c h t u n g e n in die V o r s t e l l u n g e i n e r v o r m e s o z o i s c h e n E r u p t i o n s z e i t der U l t r a b a s i t e .
Nun sind die V e r b a n d s v e r h ä l t n i s s e der Peridotite ins Treffen zu
führen.
Der allgemeine Abschnitt über den Gesteinsverband der balkanischanatolischen Peridotite hat im einzelnen gezeigt, daß dort, wo mit einiger
Bestimmtheit primärer Verband anzunehmen ist, stets eine phyllitischmetamorphe Kalk-Schiefer-Serie paläozoischen Gepräges, oder fallweise
auch hochkristalline Schichten die Hüllgesteine ausmachen. Die Beziehung
der Peridotitserpentine zu den Diabas-Hornstein-Schichten ist dort, wo
einigermaßen ruhige Lagerungsverhältnisse herrschen und jüngere, fürtriadisch zu haltende Abschnitte der Diabas-Hornstein-Schichten vorliegen,stets als solche einer mehr oder weniger transgressiven Auflagerung derletzteren auf Peridotit zu erkennen. Im übrigen und überwiegend sind es
t e k t o n i s c h e Verflechtungen der Ultrabasite mit den Diabas-HornsteinSchichten. Als echt intrusives Element der Diabas-Hornstein-Schichten,
mit ihnen gleichaltrig und auch jünger, dürften nur die Diabase gelten,
u. zw. ist es nur jener Ausschnitt an Diabasförderung, welcher den engerenultrabasischen Magmenzyklus überdauert.
Wenn F . F R E C H [319] für kleinasiatische Serpentine aus der Verknüpfung mit
Nummulitenkalk auf eozänes Intrusionsalter schließt, R. P I L Z [348] von Arghana Maden
bei Diabekr im östlichen Anatolien Eindringen des Peridotits in Kreide anführt, so konnten
neuere Bearbeitungen solche Verbandsverhältnisse noch stets als tektonische darlegenoder ihrer Deutung die volle Bestimmtheit entziehen. Das wird wohl auch für die©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at456
sogenannten „Serpentininjektionen" im Eozänflysch Albaniens gelten, von denen
E. NOWACK [236] berichtet. Schon vor Jahren [66] konnte ich von Serpentin auf Euböa,
den D E P R A T [264] in Kreide einbrechen läßt, nachweisen, daß er in ursprünglichem
Verband mit Glimmerschiefern steht. Allerdings bin ich 1926 bei einer meiner frühesten
Berührungen mit balkanischen Ophiolithen, die Geologie der Umgebung von Janjevo
a m Amselfeld studierend [65], unter dem Einflüsse der KOSSMATschen Auffassung
selbst einer irrtümlichen Beurteilung von Lagerungsverhältnissen unterlegen und sahnoch Durchbruchserscheinungen von Serpentin durch Kreideflysch mit gewissen Kontaktveränderungen [65]. Später erwies sie die wachsende Erfahrung als rein tektonische
Grenzen, mit diese Grenzen bevorzugenden Mineralisationen und Gesteinsveränderungen,letztere beide herrührend aus dem Thermendurchfluß der Andesithochbrüche.

Wo die Altersfrage der primären Hüllgesteine am umstrittensten
erschien, in der Diabas-Hornstein-Serie Bosniens und Westserbiens, rücken
neuere Beobachter, PILGER, LEDEBUR, GANSS u. a. schon beträchtlich
tief in der Altersskala dieser Schichtserie, zumindest ihres basalen Anteiles,
herab, das Hervorgehen dieser Schichten aus dem Paläozoikum, stratigraphisch aus Perm, wird betont und die Hauptentwicklung in Untertrias
gestellt, fallweise auch noch Mittel- und Obertrias ersetzend.
Die Radiolarien an sieh, welche die Radiolarit-Hornsteine aufbauen, erweisen sichim allgemeinen, ungeachtet etwa vorkommenden besseren Erhaltzustandes, nicht leicht
geeignet für Altersbestimmung. Eine ernsthafte paläontologische Befassung mit den
Radiolarien der Schiefer-Hornsteinserie ist aber anscheinend noch nicht versucht worden.
Dies ist eigentlich verwunderlich, da es beispielsweise H . MOHR [430] gelang, in Kieselschiefern einer metamorphosierten Schieferserie aus der Nachbarschaft des Serpentins
von V ö s t e n h o f bei Ternitz, Niederösterreich, devone Radiolarien nachzuweisen. — Sieheauch RODlC [520].
Aus der jüngsten Arbeit von F . GANSS über die Geologie der Z l a t a r p l a n i n a [45]ergibt sich klar, daß die Einschaltung der Serpentine nur in den tiefsten, schon mit P e r mverbundenen und von Perm nur mehr willkürlich abtrennbaren Sandsteinhorizonten
der Diabas-Hornstein-Serie vorhanden ist, nicht aber mehr dort, wo diese Schichten intypischer Ausbildung herrschen. Schon früher h a t W. HAMMER [25] für den Peridotit
von P r i j e p o l j e in Südbosnien ausgesprochen, er stäke, von Hornstein begleitet, in einer
Sandsteinserie, die dem Verrucano entsprechen dürfte.
Auf eigenen Profilbegehungen durch die Diabas-Hornstein-Serie Bosniens sah ichdiese, beispielsweise östlich V a r e is, mit Serpentin in Verbindung, z.T. u n t e r dem im gleichen
Bereich vorzüglich entwickelten Werfener Horizont.
So unbestreitbar die große Bewegtheit des mesozoischen Faziesbildes im R ä u m e
von Sarajevo ist — durch die jüngsten Darstellungen von A. P I L G E R [140] (1941) als
Wechsel von Schwellen und Tiefsee eindringlich vor Augen geführt — so wenig zwingend
scheint es mir, den Serpentin stratigraphisch in das innerdinarische mesozoische Troggebilde dieses Raumes einzuspannen. Nach P I L G E R s Vorstellung aus den Bereichen
des Zlatibor und des bosnischen Serpentins würde die Gesamtleistung der ophiolithischen
Intrusionen auf den innerdinarischen Trog von 40 km Breite beschränkt bleiben, dasZusammentreffen der Schiefer-Hornsteinschichten, besonders deren grobklastische
Anteile mit Serpentin wird ursächlich mit dessen Intrusion verbunden. Damit soll nach
P I L G E R auch erklärt sein, daß Serpentine in den gleichaltrigen, doch küstenferne ausgebildeten Werfener Schiefern des Trograndes fehlen! Gerade bei Varea treten aber DiabasHornsteinschiefer, Werfener Schiefer und Serpentine recht nahe zusammen, die Funktion
des Werfener gegenüber Serpentin ist aber hiebei wohl nur die, daß er diesen vortriadischen
und vom vortriadischen Relief erfaßten Intrusionskörper verhüllt.
Wie wenig s i c h e r j u r a s s i s c h e S e d i m e n t e mit Serpentin in Zusammenhangstehen, wiewohl seit KOSSMAT jurassisches Serpentinalter so gerne verfochten wird,
zeigen etwa die Profile von der W-Abdachung des D e l i J o v a n in Ostserbien: die fossilführenden roten Jurakalke, schon durch mehr oberflächenhafte Tektonik von der in
Kristallin steckenden Gabbro-Serpentinmasse des Deli J o v a n gesondert, haben nichts
mit diesen Intrusionen gemein.
Des weiteren fand ich, daß Teile der an Kalkzwischenlagen — von tektonischer Einreihung solcher abgesehen — armen, vorwiegend sandigen Sedimente der Diabas-Hornstein-Serie B o s n i e n s und W e s t s e r b i e n s allmählich, in faziellen Übergängen, sich©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at457
mit den an Kalkeinschaltungen reicheren, tonig-sandigen bis feinschlammigen, phyllitischgewordenen Hüllgesteinsserien der Serpentine Mazedoniens verbinden, für die paläozoisches
Alter außer Zweifel steht.

In der Ausschau nach Jüngstem an Gesteinsserien, die sich in primärem
Verband mit Serpentinen zeigen, treten die Peridotitvorkommen in hochkristallinen Hüllserien, für die Deutung der Altersfrage der ultrabasischen
Intrusionen zurück. Hier könnte es sich ja immer auch darum handeln,
daß uns der Abtrag entweder nur einen t i e f e r e n Ausschnitt der Intrusionsbahn der Ultrabasite eröffnet oder daß bei gleichem Intrusionsniveau mit
den in paläozoischen Hüllserien steckenden Serpentinen — Innenbau und
die Typenverbreitung der Chromerzlagerstätten würden für ein solches
sprechen — sich darin nichts anderes als ein Durchdrungensein auch deralten Gebirgsrücken durch Serpentin dartut, also Bewegtheit des paläozoischen Altreliefs sich damit widerspiegelt. Oder aber es wird
die Annahme vertreten, wie diese im besonderen die Ausführungen vonP. de WIJKERSLOOTH [361] und W. F. PETRASCHECK [214] beherrscht,
darin eine gesonderte, ältere, dem kristallinen Grundgebirge vorbehaltene
Peridotit-Intrusionsepoche zu sehen. Daß für die Annahme einer Teilung
nach zwei altersverschiedenen Eruptionsepochen für Balkan und Anatolien
jedoch die Beweisgründe nicht zwingend sind, auch nicht jene, die aus
fallweise verschiedenem Grade von Metamorphose und Tektonik abzuleiten
versucht werden, geht neben anderen Beobachtungen vor allem aus dem
Verhalten des L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t e s der Vardarzone hervor, derals einheitlicher, lang ausgreifender Peridotitzug aus Verband mit paläozoischen Hüllgesteinsserien in solchen mit hochkristallinen Gesteinenhinüber zu wechseln vermag, ja mit letzteren sogar kristallin verschweißt
sein kann.
Die in den Einzelabschnitten über die verschiedenen Serpentin-Chromreviere gebrachten Darstellungen dürfen beanspruchen, nahezu ein
s t a t i s t i s c h e s B i l d der p r i m ä r e n V e r b a n d s v e r h ä l t n i s s e d e s
S e r p e n t i n s wiederzugeben, soweit solche aus den Beobachtungen überhaupt
mit einiger Verläßlichkeit ableitbar sind. Da zeigt sich, daß die Auffassung
von primärem Verband nur für kristalline und paläozoische Hüllseriendes Serpentins in Frage kommt und zur Annahme führt: die P e r i d o t i t i n t r u s i o n e n sind ä l t e r als m e s o z o i s c h , wahrscheinlich p e r m o k a r b o n e n A l t e r s . Der Eruptionszyklus der Ultrabasite des Balkans
würde zeitlich etwa mit jenem des Urals zusammenfallen.
Ein weiterer und gewichtiger Prüfstein für die Altersdeutung derSerpentine ist das Vorkommen von S e r p e n t i n g e r ö l l e n und Gerollen
anderer Gesteinsglieder des ultrabasischen Zyklus in klastischen Schichten
bekannten Alters.
An sich ist ja Peridotit, besonders in seiner Umwandlung zu Serpentin,
nicht immer gerade günstig im Verhalten gegenüber Geröllaufarbeitung.
Vielfach sind Serpentinoberflächen tiefreichend zersetzt, werden abgespült,
ohne daß nennenswert Serpentine in die Geröllführung einzugehen brauchen.
Günstiger steht es in dieser Beziehung schon mit Gabbro und Pyroxenit.
S e r p e n t i n ä l t e r als O b e r k r e i d e ist von allen Balkangeologen
anerkannt, welche sich von der Serpentingeröllführung der OberkreideBasisschichten überzeugen konnten. Steigt man von den bekannten

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Serpentingeröll führenden Basisschichten der Oberkreide tiefer in die
sedimentäre Schichtfolge hinab, so hält es verhältnismäßig schwer, auf
ausgedehnte klastische Trümmerhorizonte zu stoßen. In Mittel- undObertrias herrscht vorwiegend Tiefsee. Erst wieder die Diabas-HornsteinSchichten bergen strichweise küstennahe Konglomerate und Breccien.
Werden die Radiolaritgesteine in dieser Serie als ausschließliche Tiefseeabsätze betrachtet — genug Stimmen werden gerade zu jüngster Zeitdagegen laut — dann ist die Erscheinung grobklastischer Schutthorizonte
neben Radiolaritkieselschiefern ohnedies ein besonderer Fragenkomplex.
O. A M P F E R E R und W. HAMMER [25] haben diesen, meist nur wenig anhaltenden
Schuttstrichen innerhalb der Diabas-Hornstein-Serie des Z l a t i b o r ihre Aufmerksamkeit zugewendet u n d darin neben Gneisgeröllen auch Serpentinbruchstücke nachgewiesen.
Ich selbst machte Funde von Grüngesteinen in den groben Breccien der unter dem
Werfener auftauchenden Diabas-Hornstein-Schichten auf dem Wege von V a r e ä nach
Dubostica.
B. MILOVANOVIÖ [110] wiederholt Funde von Peridotitgeröll in Diabas-Hornsteinschichten des Z l a t i b o r , sieht darin aufgearbeitetes Material der benachbarten Peridotitgebiete u n d damit einen Altersbeweis für paläozoisches Intrusionsalter der Peridotite.
W. HAMMER [55] hebt den Mangel an Serpentin unter den Geröllkomponenten
klastischer Horizonte im Werfener hervor.
A. S T R E C K E I S E N [197] glückt der bedeutsame F u n d eines Permkonglomerates bei
O r s o v a an der Donau, unter dessen Gerollen sich Serpentin- und Gabbroabkömmlinge
befinden. Zwar hält A. CODARCEA [176] den sedimentären Ursprung dieser Breccie
nicht m i t Sicherheit erwiesen, hält ihn aber doch für wahrscheinlich, mit ihm auch
G H I K A B U D E S T I [179].
Aus dem Buntsandstein O s t s e r b i e n s , bei Pirot, berichtet M. P R O T l C [141] überGabbrogerölle.
Die groben verrucanoartigen Geröllschichten, die d a u n d dort den paläozoischen
Serien M a z e d o n i e n s eingeschaltet sind, z. B . a m W-Rand des Drenicagebietes, stellen
fast eine reine Quarzauslese dar; Peridotitgerölle wurden nicht entdeckt.
I n Griechenland treten Quarzgeröllhorizonte nach C. R E N Z [300, 307] auch im Karbon
auf.
Das nach K. OSSWALD [292] vermutlich der Permzeit zuzuschreibende „Dubkonglomerat" im Bereich des D o i r a n s e e s enthält keine Ophiolithe.
Bei einer geologischen Kartierung des Gebietes von M o j k o v a c s im oberen Taratal
Montenegros (1940) — die Ergebnisse werden a n anderer Stelle mitgeteilt — fand icheinen grobklastischen felsbildenden Horizont an der Basis der Werfener Schichten, diehier über fossilführendem Karbon u n d unter fossilführenden mesozoischen Kalken in
normaler Lagerung erschlossen sind. Diese Breccie besteht hauptsächlich aus Kalkbruchstücken in roter Sandstein-Schiefer-Grundmasse u n d erinnert an die basale Kalkbreccie der Eisenerzer Alpen, a n das sogenannte „Präbichlkonglomerat". Ob die Breccie
von Mojkovacs noch Untertrias oder schon P e r m vorstellt, blieb unentschieden; begleitende eisenreiche Dolomite sprechen eher für Perm. Die Suche nach basischen
Gerollen in der Breccie hatte insofern Erfolg, als grünschieferartige Diabase, auch ein
veränderter Amphibolit gefunden wurden. Allerdings sind die nächsten Serpentinaufschlüsse, jene von Prijepolje, an 50 hm von Mojkovacs entfernt.
Aus Kleinasien sind durch W I J K E R S L O O T H [361] Funde von Serpentingeröllen
bedeutsamer Weise in älteren Schichten namhaft gemacht worden. Nach seinen Angaben
h a t TROMP Serpentingerölle im Jungpaläozoikum nachgewiesen. W I J K E R S L O O T H
selbst beschreibt Serpentingeröll aus einem prätriadischen Konglomerat seiner „zentralen
Serpentinzone", die aber, wie er selbst nicht verschweigt, von den angeblich jüngeren„Dinarischen Serpentinzonen" nicht m i t Sicherheit abzutrennen ist. K. LEUCHS [329bis 332] erwähnt aus Anatolien Gerolle von Grüngesteinen in obersilurischen Quarziten.

Zusammenfassend ist aus den Beobachtungen von Serpentingeröllen in Sedimenten zu sagen, daß die wenigen Funde vonbasisch e n b i s u l t r a b a s i s c h e n G e s t e i n e n in k l a s t i s c h e n H o r i z o n t e nälter denn Oberkreide schon in tiefere Trias oder ins Perm verweisen, also alle viel eher für ein vor mesozoisches Alt er der P e r i d o t i t e©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at459
s p r e c h e n als für ein früh- oder gar spätmesozoisches. Dabei bleibt freilich
noch die Tatsache bestehen, wie merkwürdig wenig an Peridotit in frühtriadische bis knapp vortriadische Geröllhorizonte eingegangen ist: Mangeloder geringe Intensität einer oberkarbon-permischen Gebirgsbildung,
nachfolgend weitnächenhafter Abtrag bei geringer Reliefenergie und sanftes
Vornuten der triadischen Transgression mögen hiefür Erklärung sein.
Eine größere Spekulationsbreite, die Altersfrage der Serpentine diskutierend, haben Betrachtungen, die sich mit der S t e l l u n g der U l t r a b a s i t e in e i n e m M a g m a z y k l u s befassen.
Schon in der Beurteilung der internen Altersfolge innerhalb derbasischen Massengesteinsentwicklung (Abschnitt II, S. 341) sind die Auffassungen verschiedener Beobachter nicht einheitlich, ziemlich übereinstimmend noch für G a b b r o und G a b b r o d i o r i t als jünger wie P e r i d o t i t
und P y r o x e n i t , die letztere schon im verfestigten Zustande antreffen. Aberauch gleichzeitiges, durchmischtes Erstarren von Peridotit und Gabbrokommt vor, so bei Raska und Kossovska Mitrovitza im Ibartal Westserbiens.
Die relative Altersstellung von D i a b a s findet verschiedene Deutung,seine Intrusion wird bald an den Beginn, bald an das Ende des basischultrabasischen Zyklus gereiht.
HAMMER u n d A M P F E R E R beobachteten Peridotitschollen als Bestandteile einer
diabasischen magmatischen Breccie im S t u d e n i c a t a l e in Südwestserbien. Ich konnte
1940 dieselbe Beobachtung in neuen Aufschlüssen wiederholen.
I n B o s n i e n bildet ein langanhaltender Zug von Diabas, anscheinend mehr oberflächennahes vulkanisches Produkt denn eigentliches Ergußgestein, mit eingeschlosseneru n d diabasisch durchtränkten Kalken, die Basis der Konjuh-Serpentine; Diabasstöcke
erscheinen dort aber auch mitten im Serpentin.
K. OSSWALD [292] reiht auf der Chalkidike die Diabase zeitlich v o r die nach ihm
jüngeren Peridotite u n d Gabbros.
KOSSMAT u n d ihm angeschlossen v. NOPCSA haben sich ziemlich strikte für eine
Altersfolge „Diabas älter, Peridotit jünger" ausgesprochen.
Verfangen in die Auffassung von jurassischem Alter der Gesamtheit a n Ophiolithen
konnten sie zwar auf der einen Seite manchem scheinbaren Widerspruch begegnen,der sich bei anderer als mesozoischer Altersauffassung der Peridotite für die Stellung
der Diabase in den unter- bis mitteltriadischen Sedimenten ergäbe, aber den sich inso vielen Aufschlüssen widerspiegelnden, mehr selbständigen, zeitlich u n d räumlichausgreifenderen Charakter der Diabaseruptionen wird damit nicht Rechnung getragen.
Würde in manchem Einzelfall das Herauslösen des Diabasanteiles aus dem engeren
Peridotitzyklus, weil dort ihm tatsächlich Untertan, etwas Erzwungenes bedeuten, so
verbreitet sind aber auch jene Fälle, wo die Diabasvorkommen aus der engen Verflechtung
mit den Ultrabasiten hinaustreten, zwar oft mit ihnen gehen, ihnen aber auch zeitlich
vorausgehen wie auch noch in weite Zeiträume nach den Peridotitintrusionen nachfolgen
können.
Auch A. P I L G E R [137 u. f., 432] sieht sich, aus seinen Beobachtungen in Bosnien
heraus veranlaßt, die Diabase teils als älter, teils als jünger wie die Serpentine zu sehen,
ihnen dabei allerdings gemeinsam mit den Serpentinen einen Höhepunkt der Förderungin Mitteltrias, im Ladin zuzubilligen.
Altpaläozoisches Alter konnte W. PÄCKELMANN [342] den Diabasen des Bosporusgebietes zuschreiben, die dort, wenig metamorph und ohne Serpentinbegleitung, devonische
Schichten in Gängen durchkreuzen, in den mesozoischen Schichten aber nicht mehr auftreten.

Jedenfalls vermögen die Erscheinungen der relativen Altersfolgen
innerhalb des Peridotitzyklus wenig die Frage nach absolutem Alter der
Peridotitintrusionen zu klären.

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460

Nun tritt eine Reihe von Peridotitmassiven des Balkans später in die
Einbruchssphäre j ü n g e r e r s a u r e r Tief e n g e s t e i n e , Granite, Syenite,
Tonalite, für die schon eher auf Grund von Kontaktmetamorphose, Durchbruchsphänomenen oder hoch geförderten Nebengesteinsschollen eine
genauere Alstersbestimmung zu erwarten wäre. Sofern für diese eine
Altersfeststellung gelingt, bleibt es immer noch fraglich, ob einek o n t i n u i e r l i c h e Beziehung des Eruptionsablaufes etwa im Sinne basischsauer besteht oder solche Übergänge und Wandlungen der Tiefe gewaltige,
weit voneinander abstehende Zeiträume umfassen.
Für eine Reihe von nach-ophiolitischen sauren Balkan-Plutonen ist
postmesozoisches Alter abgeleitet.
KOSSMAT, der die sauren Eruptionen eng an die von ihm für jurassisch gehaltenen
Ophiolithe anschließen und mit diesen zusammen zu einem Eruptionszyklus in weiterem
Sinne vereinigt sehen möchte, findet beispielsweise für den Granit von S t i p , Mazedonien,dessen Gerolle in den Basalschichten des Alttertiärs im Bregalnicatal erscheinen, zumindest
voroligozänes Alter.
Den Graniten und Syeniten, die den Serpentin von Lojane in Mazedonien durchbrechen [64], kommt Kreide- bis Alttertiär-Alter zu, als Glieder jener ausgedehnten
Granitmassen im Oberlauf der südlichen Morawa, an die sich mit echten Übergängen die
kretazisch-tertiären Dazite und Andesite anschließen.
Das häufige Verfließen plutonischer Granitstrukturen mit solchen dazitischer undandesitischer Ergußgesteine ist in dem hieher gehörigen Granitbereieh von D 2 e p(Bujanowce, Mackatica) besonders auffällig.
K. OSSWALD [113] untersuchte den Granit von D j e v g j e l i a in Südmazedonien,dessen aplitische und granitische Gangfolge unter anderem den Serpentin von V a l a n d o v odurchsetzen, und schließt: Granit jünger als Serpentin, auch jünger als Diabas, an dessen
K o n t a k t er zu Bildung von Epidotfels Anlaß gibt, doch älter als die pliozäne Abtragsfläche, von der er erfaßt wird, wahrscheinlich alttertiär und ohne Zusammenhang mit
der basischen Abfolge. Für jüngeres tertiäres oder frühestens oberkretazisches Alter derGranite spricht auch dort ihre Verbindung mit porphyrischen und felsitporphyrischen
Gesteinen, die sich bereits an den jungen Andesit-Trachyt-Vulkanismus anlehnen.
Der K o p a o n i k g r a n i t , -diorit und -tonalit stellt gegenüber denPeridotitenundGabbromassen des Ibartales ein jüngeres Durchbruchsmassiv dar, ohne unmittelbare petrographische Beziehungen. Die Kontaktwirkung des Kopaonikgranits wird auf Peridotit
ebenso ausgeübt wie auf Paläozoikum u n d kristalline Hüllserien.
Neben postophiolithischen Granitmassiven sind auch gewaltige Bestandsmassenälterer, vorophiolithischer Granite am Baugerüst der Balkanhalbinsel beteiligt.
Paläozoisch sind ausgedehnte Granitmassen der R h o d o p e , frühpaläozoisch oderälter sind die Granite vom P r i l e p im pelagonischen Massiv. Präophiolithische Granite
werden u. a. aus dem Serpentingebiet von O r s o v a am Donauknie (STRECKEISEN[197]) genannt.

In noch weiterem zeitlichen Abstand zu Peridotit wie die jüngerensauren Massengesteine und Effusiva stehen die basischen Ergüsse derjüngeren Tertiärzeit in Art und Form der B a s a l t d e c k e n . Die Gemeinsamkeit ihres räumlichen Auftretens mit Peridotit bringt für einige Basaltvorkommen durch ihre Berührung mit Serpentin und Ausbreitung überSerpentin die Fortdauer basischer Gesteinsäußerungen der Tiefe einprägsam
vor Augen.
Basalt in Serpentinnachbarschaft, z. T. Peridotitmassive überdeckend, tritt in ausgezeichneten Landschaftsbildern in den Gegenden von Momcilgrad und Krumovgrad
in O s t b u l g a r i e n entgegen. (Photoabb. 6.)
Andere Beispiele von Basalt in Serpentingebieten sind das Vorkommen von Leuzitbasalt bei T r e b i n j e in Stara Raska, Serbien (MARlC [105]); ein ähnliches Vorkommen
am Rande des Beckens von K u m a n o v o , nahe zum Lojaneserpentin.
Daß von den Basalten die Brücke zu den Diabasen rascher geschlagen ist als zu
den Peridotiten, erweist der glasig-schlackige, basaltähnliche Charakter mancher Zlatibor-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at461
diabase (PAVLOVIÖ [124]). Vielleicht sind die Olivinpseudomorphosen in Andesiten
Bulgariens (K. SCHEUMANN und A. SCHÜLLER [219]) ebenfalls in diesem Sinne
zu deuten.
Daß auch in den P y r e n ä e n Basalt älteren Ophiten, Lherzolithen, Diabasen usw.
gegenübersteht, h a t sich bereits F . KOSSMAT [751] für regionale Problemstellung zunutze
gemacht. — Ähnliches in S y r i e n usw.

Im allgemeinen ist aus der Zyklusbetrachtung für die Altersbewertung
der Balkanperidotite wenig gewonnen. Die ultrabasischen und die jüngerensauren Intrusionen haben ungeachtet fallweiser Durchdringung doch weitgehende zeitliche und räumliche Unabhängigkeit aufzuweisen. Was aus
den Erscheinungen der magmatischen Großabfolge für die Altersfragen
der Peridotite verwendbar ist, besitzt nur relatives Maß, keinesfalls sinddaraus Beziehungen zu etwaig jungem, jurassischem Alter der Ultrabasite
zu ersehen, sondern auch hier stehen k e i n e g e w i c h t i g e n G r ü n d ee n t g e g e n , den S c h l u ß auf v o r m e s o z o i s c h e s A l t e r der B a l k a n Anatolien-Peridotite auszusprechen.
Sind in den Gesteinen der ultrabasischen Serien des Balkans und
Kleinasiens r a d i o a k t i v e M i n e r a l i e n u n d E r z e zugegen, welche nachallgemeiner Erfahrung oder etwa gar nach strengphysikalischen Grundsätzen
einen Schluß in der Altersfrage dieser Gesteine gestatten würden ?
Radiumerze, Uranmineralien sind bekanntlich vorwiegend in sauren
Magmen beheimatet, nichts davon ist aus den basischen und ultrabasischen
Gesteinen der Balkanhalbinsel und Kleinasiens bekannt geworden.
Als Seltenheits-Auftreten in Serpentinen (Nordfinnlands ?) werden die Uranminerale
brauner Gummit und zitronengelber Carnotit genannt.

Anders steht es schon mit Mineralien, die spurenweise Radioaktivität
besitzen, welche sich in Bildung von p l e o c h r o i t i s c h e n H ö f e n verrät.
Unter der Liste von M i n e r a l i e n , die nach 0. MÜGGE [cit. 803] inhäufigem Maße sich durch V e r f ä r b u n g s h ö f e auf r a d i o a k t i v e r B a s i sauszeichnen, finden sich eine Reihe solcher, die auch den Ultrabasiten undihren Begleitgesteinen zu eigen sein können, wie Spinell, Granat, Biotit und
Muskowit, verschiedene Hornblendearten, auch die Natronhornblenden
Glaukophan und Arfvedsonit sowie Chlorite.
Auch der seltene Erden-haltige Cerepidot O r t h i t (Allanit) gehört hieher.
Der Orthit ist als Gemengteil von Amphiboliten mehrfach genannt, so von ROSENBUSCH-OSANN [779] aus den Amphiboliten des S c h w a r z w a l d e s und des Mt. B l a n c G e b i e t e s angeführt, bezeichnenderweise von Amphiboliten durchwegs älterer, variszischer
Prägung.

Die Feststellung von Ort h i t als nicht seltener Übergemengteil im
R a n d a m p h i b o l i t des J e z e r i n a p e r i d o t i t s in Mazedonien gewinnt indieser Beziehung besondere Bedeutung, als sich dieser Orthit, im Dünnschliffbild, Photoabb. 33, dargestellt, durch schön ausgebildete pleochroitische Höfein Hornblende auszeichnet.
Von K r a n Mahal bei S a l o n i k i wurde gleichfalls Orthit, jedoch in starker randlicher
Zersetzung befindlich und ohne pl. H . (allerdings auch keine hofabbildende Hornblende
zugegen!) aus dem Grenzgestein der Basite festgestellt (1. Teil, Abschn. 11).
Orthit (Allanit) hebt D U R I E T Z [496] aus den Grenzgesteinen der frühpaläozoischen
Serpentine N o r d s c h w e d e n s hervor, A. LACROIX [467] von den Pyrenäen-SerpentinKontakten, A. H . P H I L L I P S und H. H . HESS [881] aus der Grenzzone der A p p a l a c h e n serpentine.

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Werden die Erfahrungen von M. STARK (1936) verwertet, die er inseiner eingehenden Arbeit über „Pleochroitische (Radioaktive) Höfe, ihre
Verbreitung in den Gesteinen und Veränderlichkeit" [803] herausstellt, so
findet folgende Aussage (S. 624) aus dem genannten Werke im Hinblick
auf die Altersfrage der Balkanperidotite besonderes Gewicht :„Der geeignetste Zeitpunkt für die deutlichste Entwicklung in der
Art und Weise der Ausbildung der pleochroitischen Höfe scheint die KarbonPerm-Epoche gewesen zu sein, u. zw. für Tiefen-, Garig-Gesteine undkristalline Schiefer nebst kontaktmetamorphen Gesteinen höherer Druckund Temperaturbereiche; hier sind für diese Gesteine die Hofbildungenmerkwürdig gleichartig. Während in den Gesteinen sonst aus früherer
Zeit, in zahlreichen permokarbonen, devonen, siluren oberflächennahen
Gesteinen, in Melaphyren, Porphyriten, dann Diabasen usw., wenn sie
n i c h t intrusiv waren, nicht oder nur mangelhaft ausgebildete pl. H. gefunden
werden."M. STARK hebt hervor, daß radioaktive Substanz fast in allen Gesteinen vom Charakterder peridotitisch-pyroxenitischen Magmen fehle; allerdings seien für äußere Anzeichen
radioaktiver Wirkung nicht nur gesteinseigene Radioaktivität allein, sondern auch hofabbildungsfähige Mineralien erforderlich; ferner: die pl. H . nehmen zu mit steigender
Dynamometamorphose, also ist hoher Druck von Bedeutung. Anderseits nach dem gleichen
Autor: Aus Fehlen der pl. H . darf keinesfalls auf ein jüngeres Alter geschlossen werden;alte radioaktiv strahlende Sedimentgesteine, aber ohne hofabbildende Minerale bleiben
ohne pl. H . ; tertiäre Tiefen- und Ergußgesteine in der Regel — mit Ausnahmen —bleiben ohne pl. H .
M. STARK zeigt ferner, daß die „Hoftönung" nicht für verschiedene Altersstufung
zu verwerten ist und das Erschließen des Alters auf Grund der pl. H . nur bis auf die
letzte tiefgehende Metamorphose zurückreichen kann, das Gesteinssubtrat selbst kannviel älter sein.

Der Orthit führende Amphibolit von Jezerina, auch Granat führend, ist
ein ausgesprochenes Grenzgestein des Peridotits, den es in einem ziemlich
gleichbleibend mächtigen Gürtel umgibt.
Auf die Eigentümlichkeit der engeren geologischen Stellung dieses Peridotits, auf das
Auftreten eines Spans von Hochkristallin zwischen Amphibolit-Peridotit u n d der paläozoischen Kalk- und Schieferserie wurde wiederholt hingewiesen.
Ganz gleich, wie m a n die genetische Stellung dieses Grenzamphibolits beurteilenmag, sei es als primäres, metamorph nur mäßig überprägtes Randgestein des Peridotits,
wie ich es tat, sei es als hochmetamorpher Gabbroamphibolit oder als Grenzreaktionsgestein, immer ist es ein Gesteinshorizont innig mit Peridotit verschweißt und seiner
Gesteinsgeschichte zugehörig. Daher ist auch eine D e u t u n g d e r A l t e r s s t e l l u n g
d i e s e s G r e n z a m p h i b o l i t s in Auslegung seines Mineralbestandes an Orthit mit pl. H .
ins „Alte", zumindest ins P e r m o k a r b o n zu rücken, a u c h f ü r d i e M i n d e s t a l t e r s d e u t u n g des P e r i d o t i t s selbst b i n d e n d .

Die p l e o c h r o i t i s c h e n Höfe u m O r t h i t v o n J e z e r i n a , im Grenza m p h i b o l i t des P e r i d o t i t s a u f t r e t e n d , k ö n n e n im S i n n e d e r
S T A R K s c h e n S c h l ü s s e als ein w e i t e r e s A r g u m e n t z u g u n s t e n
v o r m e s o z o i s c h e n , p e r m o k a r b o n e n A l t e r s der P e r i d o t i t e bet r a c h t e t werden.
Aus Umfang und Grad erlittener M e t a m o r p h o s e der Peridotitgesteine
und aus ihrer Eingliederbarkeit in zeitlich bestimmte t e k t o n i s c h e P h a s e nwären ebenfalls Beiträge für die Lösung der Altersfrage ihrer Intrusionen
zu erwarten. Doch auch hier sind die Verhältnisse in der Regel nicht so klar
zu deuten, um als völlig widerspruchslose Argumente in eine Beweisführung©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at463
für das Intrusionsalter der Ultrabasite eingebaut zu werden, immerhin
ist auch von dieser Seite aus gewisse Einengung des Fragenkomplexes zu
erzielen.
Die Befunde der M e t a m o r p h o s e : hier als auch hinsichtlich der vonPeridotiten mitgemachten T e k t o n i k e n muß einiges aus dem folgenden
Abschnitt, der sich mit Einzelheiten dieser Phänomene befaßt, vorweggenommen werden, soweit damit für die Frage des Intrusionsälters Anhaltspunkte gewonnen werden können.
S i n d auf B a l k a n h a l b i n s e l u n d in A n a t o l i e n t a t s ä c h l i c h zwei
oder mehrere, durch Metamorphose scharf u n t e r s c h e i d b a r e unddamit auch verschiedenaltrige Gruppen von Serpentinvork o m m e n im S i n n e der Z u g e h ö r i g k e i t d e r s e l b e n zu m e t a m o r p hv e r s c h i e d e n e n G e s t e i n s s e r i e n oder a u c h G e s t e i n s f a z i e n ause i n a n d e r z u h a l t e n od er h a n d e l t es sich i m m e r n u r um ein g r a d u e l l e s
A b g e s t u f t s e i n e i n e r h i e r s t ä r k e r , d o r t s c h w ä c h e r in W i r k s a m k e i t
g e t r e t e n e n M e t a m o r p h o s e , Tiefen- u n d D y n a m o m e t a m o r p h o s e
von zeitlich mehr minder einheitlichzusammengehörigen
Eruptiven ?
Diese Frage ohne weiteres zu beantworten, ist vielfach erschwert, das eigentümliche Verhalten der Ultrabasite gegenüber Metamorphose, die starke Resistenz, mechanisch und tiefenmetamorph umgewandelt zu werden, Beschränkung der Metamorphose meist nur auf schmale Randstreifen unter völligem Bewahren der primären Strukturen und Texturen des Gesteinsinneren und dessen
magmatischen Lagerstätten sind ja Erscheinungen, die nicht nur für die
Balkanperidotite, sondern allgemein und weltweit für die Peridotitgesteine
gelten. Für Balkan und Anatolien tritt noch im besonderen hinzu: daßhier offenkundig unter Wirkung der Phasen alpidisch-dinarischer Gebirgsbildung gleichzeitig mehr minder tektonisch g e s c h o n t e R ä u m e neben
tektonisch s t ä r k e r h e r g e n o m m e n e n R ä u m e n bestanden haben, beide
Räume Ultrabasica bergend; daß M e t a m o r p h o s e e r s c h e i n u n g e n an
Peridotitgesteinen von Seite der jüngeren Plutonite und Vulkanite eine
gewisse K o n v e r g e n z zu jenen der Tiefenmetamorphose zeigen können
(Ausbildung von Hornblendeserpentin, Chlorit- und Talkbildung usw.); daßder nachophiolithische Abtrag sehr wahrscheinlich auch etwas vers c h i e d e n e T i e f e n a b s c h n i t t e der I n t r u s i o n e ngleichaltriger
U l t r a b a s i t e erschließt, zumindest aber über deren metamorph verschiedenartiges primäres Hüllgestein, sowohl Altkristallin als solches phyllitischer
Metamorphose wie es die paläozoischen Serien sind, hinweggreift. Das
letztere ist ja durch das Übergreifen des gleichen Peridotitzuges aus
kristallinem in paläozoischen Verband (Raduschaserpentin z. T., LojaneChalkidike-ast usw.) bewiesen.
Eine vollständige metamorphe Überwältigung balkanisch-anatolischer
Peridotit-Pyroxenit-gesteine, ein totales Aufgehen in kristalline Schiefer
als Antigoritschiefer, Amphibolite usw. wird nirgends beobachtet. Immersind, wo höhere Metamorphoseeinnüsse zur Geltung kommen, nur schmale
randliche Teile der Umwandlung verfallen, die Kernregionen der Massive
bleiben völlig intakt und sind in der Gesteinsbildung als auch inder Unversehrtheit der Chromitlagerstätten durch nichts unterschieden
von jenen Peridotiten, die in minderkristallinen Hüllserien stecken und denen
etwa auch eine höhere Randmetamorphose fehlt.

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464

Hier muß die Einzeluntersuchung zu erweisen bestrebt sein, ob es sichbei diesen Randmetamorphosen der Peridotitgesteine jeweils zwingend um
eine Einreihung in einen r e g i o n a l e n Akt höherer Metamorphose, einer
bestimmten Zeitepoche a l t e r Gebirgsbildung verbunden, handelt, oder obnicht doch l o k a l t e k t o n i s c h e Bedingnisse jüngerer Gebirgsbildungsepochen für diese Umwandlungen genügen könnten.
Ganz allgemein ist Totalmetamorphose von Ultrabasiten, in eine Tiefenfazies eingeschaltet, selten, trifft nicht einmal immer für die verhältnismäßig
kleinen Serpentinlinsen im hochkristallinen Gebirge der K a l e d o n i d e n
N o r d e u r o p a s zu.
Der Zug t h r a z i s c h - o s t b u l g a r i s c h e r S e r p e n t i n e im Rhodopekristallin wechselt beispielsweise aus hochkristallinen (Soufflion, Sinikli)
in minder kristalline Hüllschichten ( K r u m o v g r a d , M o m c i l g r a d ) . Randliche Amphibolitzonen scheinen auch im Abschnitt Krumovgrad—Momcilgrad ursprünglich die Regel gewesen, doch z. T. späteren tektonischen
Einschnitten zum Opfer gefallen zu sein. Im Schutze der Amphibolitzonen
entfällt meist die Ausbildung von Antigoritschiefern an den Bewegungskontakten, auch hier zeigt sich — von geringer Verschieferung abgesehen —oft unmittelbarer Anschluß ziemlich frischer Peridotitmassen an Schieferund Kalkserien.
Allerdings bestehen Abschnitte in den thrazisch-ostbulgarischen Serpentinmassen,
hauptsächlich Pyroxenperidotiten, die sich durch zonenweise höhere Metamorphose in
Hornblende- und Chloritserpentine, Chloritfelse und Talkfelse auszeichnen — also einestärkere Metamorphosierung aufweisen als im Durchschnitt etwa den mazedonischen
Serpentinen eigen ist, doch auch diesen fallweise nicht fehlend. Diese höhere Metamorphose
ist nirgends durchgreifend, die überwiegende Gesteinsmasse bleibt mehr wenigerunversehrt,
ebenso sind es die Chromitlagerstätten.
Dabei ist zu bemerken, daß die thrazisch-ostbulgarischen Serpentine in einer bedeutenden Durchstörungszone ähnlich der Vardarzone liegen und dem Metamorphosebereichausgedehnter jüngerer granitischer Durchdringungen ausgesetzt waren. Die so vielfach zu
beobachtende Wechselhaftigkeit in der Metamorphose-Intensität mag gerade den letzteren
Einflüssen im besonderen zuzuschreiben sein, wie es j a auch für die dort verbreitete
Talk- und Asbestbildung zweifelsfrei zutrifft.
Die Verschieferung — auch nur teilweise und örtlich — der auch Serpentin durchsetzenden Pegmatitgänge, die W. E . P E T R A S C H E C K [214] hervorhebt, ist rn. E . in diesen
Bereichen starker Schollenzerreißungen und örtlicher Mylonitisierung nicht Beweises
genug, u m damit auch den Serpentin in höheres Alter zu verweisen und von den Serpentinen
Mazedoniens zu trennen, welch letztere vom genannten Autor im Sinne F . KOSSMAT
allerdings für jurassisch gehalten werden.

Es ist ja für Metamorphose und Tektonik der Gebirge Bulgariens
bezeichnend, daß nach St. BONCHEFE (cit. STILLE [221]) selbst dievariszischen, voroberkarbonischen Granite nur randlich eine Umwandlung
in Orthogneis zeigen, als Masse im ganzen ihr granitisches Gepräge bewahrt
haben.
Da ist es dann nicht überraschend, wenn beispielsweise die ZlatiborSerpentinmasse nach O. AMPPERER, der ihren paläozoischen Aufstieg
für erwiesen hält, nicht mehr postkristallin gefaltet erscheint, auch keine
Anzeichen höherer Metamorphose aus endvariszischer oder alpidischer
Gebirgsbildung zu tragen braucht.
Ähnliches sehen wir auf der C h a l k i d i k e : zwar randliche Verschweißung
oder auch nur gemeinsame Überschieferung der den Peridotit begleitenden
Gabbrostreifen mit einseitig oder beidseitig angrenzendem Hochkristallin
von Kran Mahal bei Saloniki bis Ormiglia im Golf von Kassandra, als©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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Ausdruck einer letzten noch gemeinsam mit Kristallin durchgemachten
Tiefenversenkung und Pressung, aber die breite langgedehnte Kette desPeridotitkomplexes als Ganzes fast unversehrt und in klarem Metamorphoseabstand zum Kristallin stehend.
Die Regionalmetamorphose des Hochkristallins auf der Balkanhalbinsel ist nicht nur vorpermisch (KOSSMAT) sondern überhaupt vorpaläozoisch; den Wirkungen dieser Metamorphose stehen auch jene
Serpentine, die höheren Alters verdächtigt werden, fremd gegenüber.
Hingegen besteht auf der Balkanhalbinsel k e i n oder k e i n s e h r w e s e n t l i c h e r H i a t u s in der M e t a m o r p h o s e z w i s c h e n P e r i d o t i t und
p a l ä o z o i s c h e n H ü l l g e s t e i n s s e r i e n . Letztere bleiben zumeist in
Epizone, überschreiten nur selten phyllitische Metamorphose der Schiefer
und mäßige Kristallinität ihrer Kalkschichten, sie sind auch entsprechend
wechselnder Wirkung der Tektonik oft nur unregelmäßig, nicht immer
durchgreifend von Epimetamorphose erfaßt, so daß der Fossiliengehalt
des Balkanpaläozoikums öfters in seinem Erhaltzustand ungefährdet
bleiben konnte. Allerdings steht gerade fossilführendes Jungpaläozoikum
in Serbien, Karbon und Perm (SIMIC [152]), etwas außerhalb der eigentlichen Serpentinverbreitung, die in der Regel stärker umgewandelte paläozoische, vermutlich auch altpaläozoische Gesteinsglieder zur Nachbarschaft
hat. Anderseits ist das Graptolithen-Silur Bulgariens (HABERFELNER[205]) fast ohne ultrabasische Durchdringung geblieben.
Wo sich auf serbischen und mazedonischen Serpentingebieten höhere
Metamorphose bemerkbar macht, ist, wie etwa in Lojane, unmittelbare
Graniteinwirkung festzustellen, oder, wie bei der strichweisen Entwicklungvon Hornblendeserpentin der Ibar-Peridotitmasse, zumindest nahe Nachbarschaft zu sauren Plutonen — auch Vulkaniten — aufzeigbar.
Daß von dem Vorhandensein der A m p h i b o l i t g ü r t e l u m u l t r a b a s i s c h e M a s s i v e nichts Entscheidendes für eine etwaige Aufspaltung
der Balkanperidotite in ältere und jüngere Gruppen zu holen ist, geht schon
aus der Verbreitung der Amphibolite auch auf jenen Peridotitgebieten
hervor, die eines jüngeren Alters gebürtig erachtet werden.
E k l o g i t als Gradmesser und Ausdruck besonders hoher Tiefenmetamorphose fällt ebenfalls aus, nachdem er heute eher als magmatisches
Spaltungsprodukt denn als Erzeugnis besonders gesteigerter Metamorphoseenergien angesehen wird. (ESKOLA [488], KÜMMEL [422], WIESENEDER[457]).
Auch Eklogit der Balkanhalbinsel ist in der T a t nicht auf Peridotit mit hochkristallinem Verband beschränkt, sondern beispielsweise aus der b o s n i s c h e n S e r p e n t i n z o n e , die an phyllitische Schiefer und kristalline Kalke angrenzt, frühzeitig durch
KISPATIÖ [81] beschrieben werden. Eklogitische Gesteine begleiten die Serpentinschuppen vom A l c h a r - R o z d e n in Mazedonien, die allerdings h a r t an den R a n d desHochkristallins gerückt sind.
Wie weit unter den balkanischen Granatamphiboliten solche eklogitischer N a t u r sind,
ist noch wenig untersucht. Aber es ist wohl feststehend, daß gegenüber der großen, und fastregelmäßig erscheinenden Verbreitung des Amphibolits der Eklogit als Peridotit-Subgestein
auf der Balkanhalbinsel und scheint's auch in Kleinasien ganz in den Hintergrund tritt.

Auf die A m p h i b o l i t f r a g e wird im folgenden Abschnitt VI nochmals
zurückgekommen. Mag es sich in vielen Fällen tatsächlich um eine Art
primäre Grenzfelsbildung der Peridotite handeln, wofür m. E. einige
Argumente sprechen, oder, sicherlich für einen Teil der Amphibolite nachweislich zutreffend, um metamorphe Gabbro-Abkömmlinge und metamorphe©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at466
Pyroxenite, stets wird übereinstimmend von Seite der petrographischen
Beobachtung betont, daß in der Regel Kristallisation die Tektonik überdauere. Spuren verschiedener tektonischer Phasen können in den Amphiboliten also nicht gut erwartet werden, damit sind sie auch für die Altersbestimmung wenig brauchbar.
Systematische gefügeanalytische Untersuchungen an Hornblenditen der Peridotitserien nach SANDERschen Methoden sind m. W. noch nicht angestellt worden.

Wohl aber deutet die Wiederkehr gleicher Lagerungsverhältnisse darauf
hin, daß Amphibolit als Grenzfels des Peridotits, gleich welcher Abstammunger immer sei, nur gegen solche Hüllgesteine zur Ausbildung kam, die sichschon zur Intrusionszeit zumindest im Umwandlungsbereich der Epizone
befanden. Denn, wo Amphibolit, allein oder mit Serpentin verbunden,
etwa mit den wenig metamorphen Gesteinsbildungen der Diabas-Kieselschiefer-Hornstein-Schichten in Berührung tritt, fällt es meist nicht schwer,
den Nachweis tektonischen Einschubes zu liefern.
Der knappe Überblick über das metamorphose Verhalten der Serpentine
soll zeigen, wie wenig daraus im Einzelfall Sicheres für die Altersfrage derBalkan- und Anatolienserpentine abzuleiten ist. Aber für alle Serpentinvorkommen der Balkanhalbinsel, wahrscheinlich auch für alle anatolischen
Vorkommen gültig, ist auszusagen, daß bisher kaum je Beobachtungen an
Metamorphoseerscheinungen derselben z w i n g e n d zugunsten mesozoischer
Intrusionszeit auszulegen sind. Zwar wäre die vollständige Frische und
Unversehrtheit des Inneren mancher basischer Massive, „gepanzerten
Relikten" im großen vergleichbar, in völliger Übereinstimmung zu dennicht metamorphen oder nur von zarter Metamorphose angerührten
triadischen und jüngeren Schichten. Aber im Ganzen gesehen, wenn zu denbasischen Massiven die Ränder und Grenzfelsbildungen und deren metamorphe Verflechtung mit paläozoischen und kristallinen Gesteinserienhinzugenommen wird, ist doch ein Abstand zu Mesozoikum auch in derGesamtmetamorphose unverkennbar: Viel n a t ü r l i c h e r f ü g e n s i c h
die P e r i d o t i t e v o n B a l k a n u n d A n a t o l i e n in die m e t a m o r p h e
T r a c h t des P a l ä o z o i k u m s ein.
Vorsicht ist jedenfalls geboten, aus graduell verschiedener Metamorphose der Peridotite
gleich Rückschlüsse auf Altersverschiedenheiten zu ziehen.
Neben fallweise höherer Metamorphosierung waren es j a in erster Linie die hochkristallinen Verbandsgesteine, die W. E . PETRASCHECK [214] für Ostbulgarien, P . de
W I J K E R S L O O T H [361] für Anatolien und Balkanhalbinsel zusammengenommen
bewogen haben, eine ältere Gruppe von Chromerz führenden Serpentinen und eine jüngere
zu unterscheiden. Mehr auf Basis des Kristallinverbandes als auf Metamorphoseunterschiede h a t W I J K E R S L O O T H in Kleinasien seine z e n t r a l e Z o n e m i t v a r i s z i s c h e n
S e r p e n t i n e n und Chromitlagerstätten von den n ö r d l i c h u n d s ü d l i c h anschließenden
j ü n g e r e n C h r o m - S e r p e n t i n g r u p p e n abgetrennt, wobei die nördlichere in J u r a und Kreidezeit, die südliche ganz allgemein im Mesozoikum und bis in den Flysch hinein
zur Bildung gekommen sei. I n Übertragung dieser Verhältnisse auf die Balkanhalbinsel
rückt die ostbulgarisch-thrazisehe Kette der Serpentin- und Chromitvorkommen nachW I J K E R S L O O T H in die variszische Abteilung, während der südliche Ast Anatoliens
in den übrigen Serpentingruppen der Balkanhalbinsel, die Chalkidike eingeschlossen,
ihre Fortsetzung fände.
Wie wenig eine solche Trennung am Platze ist, wurde im Vorhergehenden gezeigt.
Auch fallweise höhere Metamorphose des Chromites zwingt hiezu nicht. Zwar sind mir
die von W I J K E R S L O O T H beschriebenen randlichen Umwandlungserscheinungen des
Chromitkorns variszischer Serpentinzonen Kleinasiens beispielsweise aus dem V a r d a r .
r a u m nur in schwacher Andeutung bekannt geworden, sie treten aber auch in Dünnschliffbildern — Anschliffe sind mir zur Zeit nicht zur H a n d — von Ostbulgarien nicht©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at467
stärker hervor oder fehlen ganz. P E T R U L I A N [190] h a t sie in etwas schärferer Kennzeichnung an Chromit von O r ä o v a / D o n a u beobachtet.
Zwar meinte noch W. HAMMER [227] aus Metamorphoseunterschieden für die Altersbeurteilung der Balkanperidotite Anhaltspunkte zu gewinnen, m u ß t e aber in der M e r d i t a
Albaniens, trotz der dort enorm gesteigerten Tektonik, mit allerdings mehr oberflächennaher Metamorphoseentwicklung verbunden, einen solchen Weg der Beweisführung
aufgeben.

Nun sei noch versucht, die T e k t o n i k , Zugehörigkeit der Serpentine
zu bestimmten, zeitbekannten tektonischen Phasen oder Zyklen in die
Altersdiskussion der Peridotitintrusionen zu stellen.
Daß es verfehlt ist, die Serpentine leichthin und schon vorweg als
bestimmte tektonische Leitgesteine zu betrachten, wie es oft auch heutenoch geschieht, unterließ 1924 F. KOSSMAT [9] nicht, darauf hinzuweisen.
In der Erörterung über die Intrusionsmechanik der ultrabasischen
Gesteine wurde gezeigt, wie schwierig es sein kann, die Erscheinungen magmatischer und tektonischer Intrusion gegeneinander abzugrenzen.
Die bevorzugte Eignung des Serpentins, in Gebirgsbildungsvorgänge
einbezogenzu werden, ist vor allem, wie schon F. KOSSMAT und E. NOWACK
hervorheben, in m e c h a n i s c h e n Ursachen bedingt, in der ausgezeichneten
Schuppungsfähigkeit des glitschige Randflächen ausbildenden Serpentins.
Inwelchentektonischen
Strukturelementen,
zeitlichg e s e h e n , t r e t e n n u n die S e r p e n t i n e in b e t o n t e r V e r b r e i t u n g
auf?
Hierauf ist die Antwort unschwer zu geben: in erster Linie ist es die
mesozoische-tertiäre Tektonik, welche sich in bestimmten tektonischen
Einheiten der Serpentine für ihren Decken- und Schuppenbau in ausgedehntem Maße bemächtigt.
Auf die tektonische Decken- und Zonengliederung des dinarischen Gebirgssystems
im einzelnen soll hier nicht näher eingegangen werden, die diesbezüglichen großen
Synthesen sind, in den ersten Anfängen von CVIJIÖ begründet, in kühnem Wurf von
F . KOSSMAT, F . v. NOPCSA und E. NOWACK vorgetragen worden. C. R E N Z , ihm
vorangehend A. P H I L L I P S O N , haben ihren Teil für Griechenland geleistet. Durch die
Arbeiten von R. STAUB und L. K O B E R wurden besonders die der Alpentektonik
analogen Züge im Bau der Balkanhalbinsel herausgestellt. F ü r die Klarstellung derunmittelbaren Verknüpfung Alpen und Dinariden ist es wieder F . KOSSMAT und später
A. W I N K L E R - H E R M A D E N , die sich neben anderen besondere Verdienste erwarben.
Das jüngste tektonische Gesamtbild, welches wir von Kleinasien haben, vermitteln
neueste Arbeiten von K. LEUCHS, nachdem durch die Untersuchung der Gebirge am
Mittelmeer als Werk von W. v. SEIDLITZ eine gewaltige Tatsachenfülle und Literaturverarbeitung auch für Balkanhalbinsel und Kleinasien aufgebaut worden war.

Werden die Serpentin führenden Einheiten des Dinaridenbaues näher
geprüft, zeigt sich fast immer, daß es solche tektonische Strukturelemente
des alpidisch-dinarischen Gebirgsbaues sind, die auch reichlich Paläozoikum oder gar noch Kristallin mit sich emporgerissen haben. K e i n
S e r p e n t i n o h n e P a l ä o z o i k u m , letzteres unmittelbar anstoßend oderin nächster Nachbarschaft, könnte man fast mit allgemeiner Gültigkeit
von allen Serpentine führenden Decken- und Schuppenzonen des zentralen
dinarischen Gebirgssystems der Balkanhalbinsel sagen. Die Aussage „kein
Serpentin ohne Paläozoikum oder Kristallin" braucht für Balkan u n dAnatolien kaum eine Einschränkung.
Die scheinbare Bindung der Serpentinvorkommen an das alpidischdinarische Gebirgssystem mag allerdings den Eindruck erwecken, als sei©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at468

damit auch eine zeitlich-ursächliche Bindung zu erblicken. Dem ist nicht
so. Die Serpentinführung ist im allgemeinen nur in jenen Einheiten desdinarischen Gebirgssystems verbreitet, wo in Gemeinschaft mit paläozoischenund älteren Schichten sich unter den Wirkungen einer jüngeren tektonischen
Phase auch häufig A n t e i l e a l t e r G e b i r g s b i l d u n g herausschälen lassen.
Schwieriger ist es, für die in solcher Art meist scharf ersichtliche vorgosauische Gebirgsbildung auch jeweils immer eine paläozoische, jungpaläozoische und nicht etwa eine Frühphase der alpin-dinarischen Tektonikzu erkennen. Hier muß man sich freilich öfters begnügen, allein aus den
ausschließlich paläozoischen und älteren Sedimenten, welche so erkannte
Ausschnitte mit vorgosauischer Gebirgsbildung zusammensetzten, den
Rückschluß auf v o r m e s o z o i s c h e und nicht auf vor-oberkretazischeGebirgsbildung zu machen; oft kann noch ein solcher Rückschluß durch
das von der allgemeinen dinarischen Richtung abweichende Gebirgsstreichen unterstützt werden.
Doch weisen auch gewisse tektonische Strukturelemente der Balkanhalbinsel, die in ihrer l e t z t e n Auswirkung ausschließlich Werk derdinarischen Gebirgsbildung zu sein scheinen, auf ältere in gleicher Streichrichtung gelegene Ur-anlagen hin, wie dies z. B. für die Vardarzone zutrifft.
Das Auseinanderhalten paläozoischer (variszischer) und alpidischdinarischer Gebirgsbildung, nicht einmal für die so gutbekannten Alpen
in ausreichendem und überall verläßlichem Ausmaße lösbar, bietet auf derBalkanhalbinsel, wo eine solche Interferenz — auch und nicht in geringem
Ausmaße Serpentinbereiche einschließend — stattgefunden hat, noch ein
weites Feld der Forschungen. Gilt ja nach v. SEIDLITZ [796] die RoUeder Zwischengebirge, der Kernschollen und autochthonen Massive im Baueder Balkanhalbinsel noch keineswegs als gesichert. An diese Probleme
scheinen aber die Serpentine enger angeschlossen zu sein, als wie, ursächlich,an Mesozoikum und jungen Deckenbau.
Ein Beispiel für das Verbundensein von Serpentin auch mit alten Gebirgsstrukturen
ist in dem kleinen F e n s t e r v o n O r a h o v a c bei Prizren, Mazedonien, zu sehen (Abb. 35);
wo unter dinarisch geschuppter Kreidekalkdecke sich örtlich ein nahe O—W-streichendes,
paläozoisches Grundgebirge mit Serpentineinschaltungen auftut [66]. Ähnliche Querstreichen sind im Räume von S k o p l j e beobachtbar — auch hier sind die Serpentine
nicht unbeteiligt.
Zwischen D o m o k o s u n d T s a n g l i , im W des Golfes von Volo in Mittelgriechenland,deuten die wenigen, von mir hier gewonnenen Anhaltspunkte auch auf gegenüber
Dinaridenstreichen querliegende tektonische Struktur dieses Serpentinzuges.
Die Kleinfaltung der paläozoischen Schichten der Jelova gora am Bande desZ l a t i b o r , Westserbien, senkrecht zum dinarischen Streichen, von O. A M P F E R E R [25]beobachtet, von B . MILOVANOVIC [110] für die Stauchwirkung der Peridotitintrusion
in Anspruch genommen, ist möglicherweise auch für einen Rest paläozoischer Gebirgsstruktur zu halten.
Die NS gerichteten Bankungsabsonderungen des R a d u s c h a Serpentins imVardartal,
auch die häufig in dieser Richtung einspielenden Chromit-Sprenkelerzplatten desselben,
haben nichts mit alpin-dinarischer Tektonik gemein.
I n A l b a n i e n sind wenig Beobachtungen von vorgosauischer Gebirgsbildung zu
gewinnen: Albaniens wesentlichste Tektonik h a t ihren Auftakt erst im Eozän(E. NOWACK).

Mit der Unterscheidbarkeit von älterer und jüngerer, paläozoischer
und alpidisch-dinariseher Gebirgsbildungsepoche auf der Balkänhalbinsel
ist auch die Frage nach jeweils vorhandenem „ i n i t i a l e n M a g m a t i s m u s "im Sinne von H. STILLE zu stellen, wobei ja nach bisheriger Auffassung©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at469
und Erfahrung die Basite und Ultrabasite die Hauptrolle zu spielen haben.
Kennzeichnung als initiale Magmatite einer bestimmten Gebirgsbildungsepoche bedeutet also auch eine gewisse Z e i t a u s s a g e für das Intrusionsinter vall dieser Eruptiva.
Von E. SUESS ausgehend, welcher schon frühzeitig in den „grünen
Gesteinen" Frühintrusionen hinein in den Raum von in Bildung begriffenen
Geosynklinalen sah, haben BENSON, KOSSMAT, CLOOS u. a. bis auf
H. STILLE herauf, den Gedanken einer ursächlichen Verbindung basischer
Gesteinsbildung mit der Entstehung von Geosynklinalen immer weitervorgebracht, diese Gesteine werden schon fast grundsätzlich als „synchrone
Magmen der Geosynklinalzeit" betrachtet.
Zuletzt hat A. PILGER {138, 432] für die Balkanhalbinsel, mit ihm
0. GANSS und v. LEDEBUR, den Begriff der initialen Magmatite auf die
Balkanperidotite in aller Schärfe ausgedehnt. A. PILGER sieht in den
Balkanperidotiten und den ihnen angeschlossenen basischen Magmen die
initialen Magmatite der alpidisch-dinarischen Geosynklinale und läßt den
Höhepunkt der Serpentinintrusionen in die obere M i t t e l t r i a s , ins Ladin
fallen.
Die Formulierung P I L G E R s , von ihm zu einem schier gar nicht mehr umdeutbaren
Begriff „Serpentine als initiale Magmatite der Trias" herausgearbeitet, befriedigt nicht.
Die Fülle der Probleme ist eine zu große, die gefundene Formel viel zu starr. Wie sehr ich
auch die klare Darstellung P I L G E R s schätze, die er dem faziell so reich gegliederten
Mesozoikum im Räume von Sarajewo angedeihen läßt, die Serpentine darin nehmen doch
bei weitem nicht eine gesicherte stratigraphische Stellung ein, sondern nur eine solche
tektonischer Art.
Ich verkenne nicht die Bedeutung, die durch H . STILLEs weitschauende Begriffsprägung auch für die Lösung der Fragen erwachsen, die sich aus Vorkommen, Bestand undVerbreitung der basisch-ultrabasischen Gesteine ergeben. Gerade die zähe konservative
Art, mit welcher die basischen Gesteine weltweit mit fast den gleichen Eigenschaften, dem
gleichen Betragen, in Erscheinung treten, regen die regionale Schau seit je an. Aber dochist die Reife der Antworten und vieles dieser den Peridotiten gemeinsamen Fragen nochnicht so weit gesichert, u m mit dem Begriff des „initialen Magmatismus" schon als zuverlässiges Rüstzeug ins Feld zu gehen und nach zeitlich damit vorweggenommenen Gesichtspunkten zu kartieren, wie es etwa aus der sonst wertvollen Arbeit v. L E D E B U R s überden R a u m zwischen Lim und Ibar [90] entgegentritt. I n Anbetracht der noch wenig
geschlossenen geologischen Erkenntnis am Balkan ist es immer noch wünschenswert,
umgekehrt zu verfahren, unbefangen an die Beobachtungen heranzugehen und erst dannsich mit allgemeinen Rückschlüssen auseinanderzusetzen.

Die Zuweisung der Peridotitintrusionen zu Großfunktionen tektonischstratigraphischer Wirkkräfte in der Geschichte' der Erdkruste, wie es die
Synklinalenbildungen sind, ist zweifellos eine bestechende Angelegenheit.
Sie muß aber immer wieder von neuem auf ihren Grundgehalt geprüft
werden, weisen sich doch eine Reihe von Synklinalräumen und Orogenbildungen ohne Initialmagmatite aus.
Schon ein Großteil der K a r p a t h e n r ä u m e kommt ohne Serpentine aus. Fast ganzfehlen Serpentine in den Synklinalen Räumen der mesozoisch-tertiären Epoche der beiden
Amerika (siehe u. a. H. STILLE [685]), dort sind sie im allgemeinen nur in den vormesozoischen Gebirgsbildungen verbreitet (Appalachen, K u b a usw.).
Ob der Satz bestehen bleiben k a n n : „erst die Ophiolithe kennzeichnen die Vollgeosynklinalen" (A. P I L G E R ) , muß auch erst Bestätigung finden. STILLE selbst [807]betrachtet die ophiolithischen Magmen nur als Sonderfall des initialen Magmatismus derGeosynklinalen.

Versucht man die Balkanperidotite im Lichte des initialen Magmatismus
zu beschauen, fordert m. E. zuerst die Frage Beantwortung: Sind die©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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u l t r a b a s i s c h e n G e s t e i n e der B a l k a n h a l b i n s e l n i c h t ä l t e r als
die a l p i d i s c h - d i n a r i s c h e G e o s y n k l i n a l e u n d g e h ö r e n sie e t w a
n o c h dem v a r i s z i s c h e n G e o s y n k l i n a l r a u m a n ?
Freilich würden sie in letzterem Falle kaum einen Platz an den zeitlichen
Beginn der variszischen Geosynklinale beanspruchen können, sondern
wären an das Ende dieser Sedimentabfolgen, wohl erst knapp vor die
Schlußphase oder an den Ausgang der variszischen Gebirgsbildung zu stellen,also in diesem Falle ausnahmsweise mehr ein f i n a l e r (STILLE), denn ein
initialer Magmatismus seiend. Nachdem die Spuren einer oberkarbonischpermischen Gebirgsbildung am Balkan geringfügig sind, wohl auch gänzlich
fehlen, wie uns die Sediment-Übergänge aus Paläozoikum in Untertrias
zeigen, können sich die Rollen von finalem Magmatismus nach der älteren,von initialem Magmatismus nach der jüngeren Geosynklinale hin zeitlichallerdings auch nur verschwommen abzeichnen. (Ähnlich auch KOSSMAT
in [9]).
Wie aus den Verhältnissen mit den Verbandsgesteinen gefolgert wurde,
ist ein „ m a g m a t i s c h e s " H i n a u f s t e i g e n der P e r i d o t i t e in die
mesozoischen
Sedimente
desalpidisch-dinarischen
Geos y n k l i n a l r a u m e s der B a l k a n h a l b i n s e l n i c h t m i t S i c h e r h e i t
e r w e i s b a r . D i e R o l l e e i n e s „ i n i t i a l e n M a g m a t i t s " d i e s e r Geosynklinale und Orogenese k a n n daher den P e r i d o t i t e n nicht
gutzugeschrieben
werden,es sei d e n n ,derinitialeM a g m a t i s m u s als e r s t e A n d e u t u n g e i n e r s p ä t e r e n e p o c h a l e n
S e n k u n g s p e r i o d e w i r d bis ins S p ä t p a l ä o z o i k u m v o r v e r l e g t .
Wohl aber könnte in der breiten Entfaltung des D i a b a s v u l k a n i s m u s ,weit über den zeitlichen Verlauf des eigentlichen Peridotitzyklus hinausreichend, der unmittelbare Träger des initialen Magmatismus der alpindinarischen Geosynklinale erblickt werden.
Es scheint eben, daß die alpin-dinarische Orogenese auch hier — wie
oft — alten, von ausklingendem paläozoischem Vulkanismus und paläozoischer Orogenese vorgezeichneten Bahnen und Schwächelinien gefolgt
ist. Der Vergleich mit dem Ural belehrt, wie dort die gewaltige permokarbone Magmenförderung, zu der auch große Massen basischer und ultrabasischer Eruptiva gehören, dieselbe axiale Erstreckung einnimmt, wie
später die mesozoisch-tertiären Schuppenabgleitungen an seinen Flanken.
Noch eine weitere Erfahrung und Deutung, aus der Großtektonik
stammend, versuchte die Altersfrage der Serpentine zu beantworten und
im Sinne eines s y n t e k t o n i s c h e n H o c h s t i e g e s d e r P e r i d o t i t m a s s e n
im Zuge der Deckenbewegungen festzulegen, damit auch die Alterseinreihung
der Ultrabasite in die Zeit der betreffenden Orogenese auszusprechen. Diese
Vorstellung ging von der Tatsache aus, daß Deckengrenzen vielfach mit
der Verbreitung von Serpentinmassen zusammenfallen. Bereits E. SUESS(Antlitz der Erde) sieht die Ophiolithe an der Sohle tiefgreifender Schubflächen intrudieren.
Auch dieser Altersdeutung ist mit Vorsicht und Zurückhaltung zu
begegnen. Phänomene der tektonischen Intrusion werden bei Serpentin
nur zu leicht mißverstanden und es werden ihnen magmatische Intrusion
unterschoben. Oft genug wird auch diese Unterscheidung erschwert oderunmöglich gemacht, so daß Behauptungen verständlich werden, man
könne bei Peridotit-Serpentin überhaupt nur „kalte" Intrusionen vor sich©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at471
sehen. Die Erkenntnis der inneren Zonengliederung basischer Massive und
die Entwicklung der Chromerzlagerstätten darin belehrt aber doch eines
anderen. Gerade Zonengliederung und die besondere Ausbildung der
Chromitlagerstätten setzen voraus, daß echt magmatische Platznahme und fürdiese auch noch die Zeit einer relativ tektonischen Ruhe notwendig waren.
Es darf wohl ausschließlich der günstigen Erfaßbarkeit der erkalteten
Serpentinmassen durch tektonische Prozesse, unterstützt von randlich erlittenen Metamorphosen der Serpentingesteine, zuzuschreiben sein, daß dienicht seltene Erscheinung von Serpentin in Deckenbahnen zustande kam.
I n der Synthese des Deckenbaues der Südkarpathen h a t die Vorstellung s y n t e k t o n i s c h e r I n t r u s i o n des Serpentins seit den Arbeiten von MXJBGOCI 1899 und
ARGAND 1916 F u ß gefaßt. Doch wird gerade in neueren Arbeiten (GHIKA B U D E S T I
u. a.) wieder betont, daß Serpentin auch außerhalb der Deckengrenzen seinen Bestandhaben könne.
Mit der Auffassung des initialen Magmatismus noch gewissermaßen in Einklang
stehend, neigt auch F . KOSSMAT dazu, die Peridotite im Frühstadium der Faltung eindringen zu sehen; sie seien „die Nerven der Gebirgsbewegung, dort wo das Sima zutage
tritt".
H . H . H E S S , wohl das Bild der Serpentinketten, den Inselbögen im Pazifik folgend,
vor Augen, spricht aus: die Peridotite intrudieren während der Tektonik.

In den großen Gebirgsbausynthesen von R. STAUB [442, 443] hat derSerpentin seinen geordneten Platz vor allem als Leitgestein der penninischen
Decken, die von den Alpen durch die Dinariden weiter gegen 0 in gleichbleibender Wesenheit zu erkennen wären. Einzelheiten des Ophiolithproblems über die angenommene Faziesverbundenheit von Radiolarit und
Serpentin und deren Zuweisung in ein jurassisches Niveau hinaus, werden
zugunsten der großtektonischen Phänomene zurückgestellt. In dieser reintektonischen Prägung der geologischen Verhältnisse des Ophiolithproblems
verzeichnet auch L. KOBER [748] die Vardarzone der Dinariden als Wurzel
und Narbe der weit nach W verfrachteten A b y s s i d e n , mit diesem Namenauch die Auffassung des Ergießens der peridotitischen Laven in TiefseeRadiolarienschlamm der Jurazeit damit zum Ausdruck bringend.
Die häufig wiederkehrende N i v e a u s t e l l u n g d e r P e r i d o t i t g e s t e i n e
an d e r G r e n z e H o c h k r i s t a l l i n zu M i n d e r k r i s t a l l i nbzw.
P a l ä o z o i k u m ist auch für die Belange des Intrusionsalters bemerkenswert,
ohne daß daraus schon feststehende Rückschlüsse gezogen werden können.
Für Vardarzone, für den Lojane-Chalkidike-ast, aber auch für die Serpentine
Westserbiens ist geschlossenes Hochkristallin in Nähe vorhanden oder seine
Nähe in Gneiszwischenlagen der minderkristallinen Serien angedeutet.
Diese häufige Stellung der Serpentine ist um so bemerkenswerter, als auchin den Ostalpen ähnliche Beobachtungen gelten, beispielsweise für die
steirischen Serpentine, für die Serpentine des Rhätikon (F. ANGEL [380],
des Engadin H. P. CORNELIUS [401]), ja schließlich auch für die Hohen
Tauern.
Diese so häufig festzustellende Position der Serpentine kann jedenfalls
nicht Anlaß geben, auf der Vorstellung von jüngerem, nachmesozoischem
Intrusionsalter zu beharren, eher kommt darin ein v a r i s z i s c h e s I n t r u s i o n s n i v e a u zum Ausdruck.
Der Versuch, für die Klärung in der Altersfrage der Peridotitintrusionen
von Balkanhalbinsel und Anatolien Beobachtungen und Schlußbildung vonverschiedenen Seiten heranzutragen, sei damit abgeschlossen.

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Es war zu zeigen, wie die Summe von Einzelbeobachtungen an den
Ophiolithen und die Schlußbildungen zur Annahme führen, d e n u l t r a basischen Ausschnitt aus der Gesamtheit basischer Gesteinsf ö r d e r u n g auf B a l k a n u n d in A n a t o l i e n i n s P a l ä o z o i k u m zu
s t e l l e n ; w a h r s c h e i n l i c h i s t J u n g p a l ä o z o i k u m h i e f ü r die m a ß g e b l i c h e Zeit.
Zeitliche

Entwicklung

vorpalaozoischHauptsächliche
tek tonische

BasischeJntrusionen
Effusionen

Peridotite
GabbroDiabasevon Basalt

Jura Kreide

Tertijt

I \ I

.D
X

...

Entfaltung /on Kiesel schiefer (Radiotartr)

Halbbasische bis saure
Jntrusionen
Effusionen

Trias
Unter Mittel Ober

11

Einwirkung

HauptphasenderMetamorphose

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Abb. 137. Der basische Intrusivvulkanismus auf der Balkanhalbinsel in seiner Altersstellung zu den sonstigen magmatischen u n d orogenetischen Hauptgeschehen sowie
zur Kieselschiefer-Radiolaritformation daselbst (Darstellung im Diagramm nach den
im Text hergeleiteten Altersdeutungen).

Einer Fülle von Erscheinungen wird diese Annahme gerecht, eine nicht
geringe Anzahl von Problemen bleibt weiter bestehen.
Die Beobachtungen und Vergleiche an diesen Peridotitvorkommen undden darin eingeschlossenen Chromitlagerstätten verdichten sich zur weiteren
Annahme, daß es sich um eine relativ einmalige, das heißt, auf eine engb e g r e n z t e E p o c h e b e s c h r ä n k t e M a g m e n f ö r d e r u n g handle. Es
liegt m. E. ein Großphänomen in zeitlicher Geschlossenheit vor, im Range
nahe stehend etwa der Bildung von Geosynklinalen, der Tiefengräben
oder der Orogengürtel. Keine Anzeichen finden sich, die für diese Peridotite
eine Aufsplitterung in mehrere Epochen voneinander abstehender Intrusionsphasen zwingend fordern würden.
Damit rückt freilich auch die Erscheinungswelt der Peridotitgesteine
fast ungewollt in die Vorstellung ein, daß als Massenförderung es f a s t
n u r a l t e P e r i d o t i t e , paläozoische und ältere, gäbe, nachpaläozoischmeist nur mehr ein verkümmerter ultrabasischer Intrusionsplutonismus
orogener und anorogener Art sich durchzusetzen vermöge.
Noch sind aber Beobachtungen und Deutung weit entfernt, dem
Ophiolithproblem, dem Problem des Peridotitzyklus darin im besonderen,schon einen Abschluß zu geben.
Auch die hier genannten G r ü n d e , die für ein p a l ä o z o i s c h e s A l t e r
d e r B a l k a n p e r i d o t i t e z u sprechen scheinen, seien noch nicht als striktesund starres Postulat gewertet, aber eines m u ß i h n e n z u g e b i l l i g t
w e r d e n : d a m i t a n z u r e g e n , die U n t e r s u c h u n g ü b e r die A l t e r s frage d e r P e r i d o t i t e w e i t e r in F l u ß zu h a l t e n ; zu v e r h i n d e r n ,d i e F r a g e v o r z e i t i g als g e l ö s t u n d a b g e t a n zu b e t r a c h t e n ;©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at473

u n d d a m i t d e n Weg offen zu h a l t e n , zu d e m n o c h viele Auskünfte verheißenden Gesamtophiolithproblem der Erde.
Jedenfalls bleibt die Aufgabe bestehen: bei allen Untersuchungen überSerpentin und Gebirgsbau auf der Balkanhalbinsel jeweils zu prüfen, ob
etwa doch auch vormesozoisches Alter der Serpentine auch von dertektonischen Seite her mit dem Erscheinungsbild der kretazisch-tertiären
Gebirgsbildung sich vereinigen läßt. Denn es wurde gezeigt, wie man gegenüber Serpentin eben anderen Einzelheiten und Besonderheiten der Beobachtungen sich gegenüber sieht, als einem beliebigen sonstigen Plutonkörper.
Wie ein Versuch sich ausnimmt, unter Einbeziehung der bisher gebrachten
Tatsachen, Erfahrungen und Schlüsse — z. T. auch schon Auffassungenvorwegnehmend, die im Abschnitt VIII näher herausgestellt werden —eine T i e f e n d e u t u n g der E r d k r u s t e im B a l k a n r a u m für d a s
E n d p a l ä o z o i k u m vorzunehmen, also für einen Zeitpunkt, wo nach dem
Gesagten die Peridotithochförderung in der Hauptsache als abgeschlossen
betrachtet wird, veranschaulicht Abb. 138.
Zusammenfassend folgt noch ein ungefährer Ü b e r b l i c k ü b e r die
S t e l l u n g n a h m e in der A l t e r s f r a g e der S e r p e n t i n i n t r u s i o n e n ,wie sie b i s h e r v o n v e r s c h i e d e n e n D u r c h f o r s c h e r n der Serpentinregionen des Balkans und Kleinasiens bezogen wurde.
Maßgebend für die Altersdeutung der Serpentine waren naturgemäß zuerst und in derHauptsache auch noch später die Verbandsverhältnisse: in wessen Verband — gleichgültig,
ob magmatisch, tektonisch oder stratigraphisch — Serpentin ist, dessen Alter habe er.
M. K I S P A T l C , der sich schon 1900 auf petrographische Überlegungen stützt, bildet
eine Ausnahme; das Anstoßen der b o s n i s c h e n Serpentine fast rundum an Trias beirrt
ihn nicht, die Serpentine als wesentlich älter zu erkennen und ins Archaikum zu stellen.
Später mehren sich schon allgemeine und grundsätzliche Erwägungen, auch Analogieschlüsse werden in die Waagschale geworfen. Allerdings die Analogien sowie Übernahme
der Anschauung aus dem Nachbarraum laufen Gefahr, nach Art der Kettenbriefe zu
wirken, bis schließlich eine fast axiomartige Auffassung entsteht, wobei alles Problematische und Kritische, das immer noch vorhanden ist, doch etwas zu kurz kommen kann.
So ähnlich ist es mit dem „Juraalter" der Serpentine ergangen, das KOSSMAT formuliert
hat. Dieser für die Erforschung der Balkanhalbinsel so hoch verdiente Forscher vermag
seine Altersthese freilich auch erst noch wenig für die Serpentine als mehr für die Diabasein Beweisen zu stützen. Die KOSSMATsche Alterswertung geht durch eine Reihe sehr
verdienstvoller Balkanarbeiten hindurch, ohne Widerspruch oder viel neue Beleuchtung
zu finden (ERDMANNSDÖRFER, LEUCHS, OSSWALD, v. SEIDLITZ u. a.).
F ü r W e s t s e r b i e n und B o s n i e n haben sich A M P F E R E R und HAMMER von derAnschauung KOSSMATs freigemacht und sind für paläozoisches Alter der Zlatiborperitotite eingetreten; ihnen folgen MILOVANOVIö und PAVLOVlC, letzterer spricht
sich sogar präzise für Karbon aus. Auch für die Ibarmasse hält A M P F E R E R die Altersdeutung paläozoisch aufrecht trotz triadischen Verdachtes durch HAMMER. Die
ungarischen Geologen LOCZY u. a. beziehen keine recht bestimmte Stellung, Kreidealter
wird für wahrscheinlich gehalten. Ganz allgemein haben die serbischen Geologen in kühler
und konservativer Art ihrer Betrachtung gegenüber dem Altersfixum „ J u r a " der Balkanserpentine Zurückhaltung bewahrt. LUKOVlC bekennt für R a s c i e n und N o v i p a z a r :Serpentin älter als senon, jünger als paläozoisch. I L l C spricht klar aus: Raskaserpentin
ist altpaläozoisch. Nach GANSS intrudiert der Serpentin der Zlatarplanina — auch
zeitlich — an der Grenze zwischen Perm und Untertrias. Die jüngsten Arbeiten von
P I L G E R (angeschlossen v. LEDEBTJR) stellen, in schärfster Prägnanz ausgesprochen,wenn auch nur von stratigraphischen und tektonischen Einordnungsversuehen belegt,
das Alter der Serpentine Bosniens und Westserbiens in die obere Mitteltrias, ins Ladin;nach S und in die Außenketten der Dinariden fortschreitend, trete eine Verjüngung desSerpentinalters ein: unterkretazisch für die Osthelleniden, eozän für K r e t a und Taurus.

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Ostälbanien

Pelagonisches Massiv Varddrfurche (Lojane-Chalk-asf)

Rhodope

Ostbulgarien

Abb. 138. Versuch einer Tiefendeutung der Erdkruste im Bereich der Balkanhalbinsel für die endpaläozoische Zeit.
OP — Gabbro und Peridotit, Db = Diabas, Ba = embryonale Basaltkalotte, Or — Granit und Gneis, M = Migmatitfronten.
Weiß = algonkisch-paläozoische Geosynklinalbildungen.
A n m e r k u n g : Die Andesit-Trachytschicht über Basalt erst als nachmesozoisch und nach Aufbrauchen der Diabaskalotte bzw.
Ablösen derselben durch Basalt in Entwicklung gedacht. Die Keime zur dinarischen Schrägstruktur bereits im Endpaläozoikum
durch Großschollentektonik gelegt und als Aufstiegswege des Sima markiert.

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I n M a z e d o n i e n , wo KOSSMATs Ansicht von oberjurassischem Serpentin lange
führend war, weicht LUKOVIÖ auf Mitteltrias als Serpentinalter zurück. H I E S S L E I T N E R hat schon seit 1931 auch hier paläozoisches Alter vertreten.
I n Albanien adoptierte v. NOPCSA jurassisches Serpentinalter nach KOSSMAT,
obwohl auch hier Trias in seine Beobachtungen passen würde. Nach NOWACK reichen
die Serpentinintrusionen bis ins Eozän — (tektonisch?). HAMMER: in der Merdita versagen Beobachtungen in Richtung Altersentscheid.
I n G - r i e c h e n l a n d haben B I T T N E R , NEUMAYR und T E L L E R frühzeitig Berührung mit dem Serpentinproblem gefunden, ebenso H I L B E R ; ihnen allen dünkt
junges, mesozoisch-tertiäres Serpentinalter wahrscheinlich. OSSWALD erkennt inGriechisch-Mazedonien postkarbone Diabasdurchbrüche, im übrigen aber lehnt er sich an
die KOSSMATsche Anschauung vom Juraalter der Ophiolithe an. C. R E N Z verficht
das Serpentinalter als nachtriadisch, doch liegt wohl auch hier in der Hauptsache einetektonische Betrachtungsweise zugrunde. Einzig G. A. ARONIS 1938 [253] begegnet
sich meinen Anschauungen vom paläozoischen Alter auch der griechischen Serpentine,
wenn er für die Vorkommen in der Landschaft Argolis im Peloponnes ausspricht: Grüngesteine sind gleichaltrig mit Trias und bilden sich aus Diabasen und Tuffen; Peridotite
dagegen sind älter und haben keine Verbindung zu den Gesteinen der ersten Kategorie.
F ü r B u l g a r i e n , wohl die Serpentinzone der Ostrhodope vermeinerid, hat STILLE,
auf die Arbeiten B O N C H E F F s gestützt, das Serpentinalter mit Trias oder Dyas bezeichnet; W. E . PETRASCHECK stellt diese Serpentine als alt den im Sinne KOSSMATs
für oberjurassisch gehaltenen Serpentinen Mazedoniens gegenüber.
Die Serpentine am Eisernen Tor in R u m ä n i e n scheinen nach S T R E C K E I S E N ,CODARCEA u. a. hinsichtlich vormesozoischen, genauer vorpermischen Alters wenig
strittig zu sein, ebenso wenig im Banat nach KUDERNATSCH. Nach G H I K A BTJDESTI
wäre aber auch eine jüngere Abteilung Serpentine, ebenfalls in Kristallinverband, in den
Südkarpathen zugegen, wobei auf ein jüngeres Alter freilich nur aus dem Auftreten desSerpentins zeitweilig an Deckengrenzen geschlossen wird.
I n der Ä g ä i s ist die Altersauslegung der Serpentine, je nach dem Verband, wechselnd
gewesen. Frühzeitig h a t B U K O W S K Y die Nachricht von Eozänalter der Serpentine auf
Rhodos gebracht, weil diese dort im Flyschverband stehen. Ähnlich B I T T N E R , N E U MAYR, T E L L E R für Euböa. D E P R A T hält den Euböaserpentin für Kreide; de LAUNAY
jenen auf der Insel Mytilene archäisch. B E R G E A T bezeichnet Serpentin auf Cypern
als tertiär, Diabas als vortertiär. Ganz anders aber klingen die Nachrichten von Serpentin
im Flyschverband, wenn v. SEIDLITZ und CREUTZBURG vorbereiten, daß in den
Flyschserien Cyperns und Kretas nicht unwesentliche Anteile von bisher nicht erkanntem
und ausgeschiedenem Paläozoikum stäken.
Am B o s p o r u s ist für PAECKELMANN mitteldevonisches Alter der Diabase erwiesen.
I n den Tauriden K l e i n a s i e n s sind die Einschätzungen des Serpentinalters fast ausschließlich durch stratigraphisch-tektonische Erwägungen getragen. Auf diese sichstützend, h a t F R E C H das eozäne Alter des Taurusserpentin angenommen, die Verkettung mit Nummulitenkalk als Grundlage. Für PILZ steht das Eindringen des Serpentins in Oberkreide bei Arghana Maden, Ostanatolien, fest, während B E H R E N D
dort nur Diabas und Diabasmandelsteine mit Kreide wechsellagern sieht, die Serpentine
jedoch für älter erkennt. W I J K E R S L O O T H unterscheidet einen alten variszischen
Serpentin in der Umrandung der alten Kernmassen Kleinasiens, ferner diesen nördlich
vorgelagert, in den alpidisch-dinarischen Pontiden, Serpentine von jurassisch-kretazischem
Alter, südlich der Kernmassen die Serpentine des Taurusgürtels, mesozoisch-tertiär.
HENCKMANN kennt in Kleinasien nur nachmesozoischen Serpentin auch dort, wie
etwa in Daghardi, wo W I J K E R S L O O T H die variszische Serpentinzone betont. I nneueren deckentektonischen Arbeiten, die A R N I in Ostanatolien, im Hochland vonArmenien, die Gulemanzone einschließend, leistet, wird der Serpentin in die Oberkreide
eingereiht; in den Materialien, welche derselbe Verfasser 1942 zur Altersfrage deranatolischen Ophiolithe im allgemeinen vorlegt, wird der Altersrahmen für die Grüngesteine etwas weiter gefaßt: Perm bis an die Schwelle des Tertiärs, mit Schwergewicht
auf den jüngeren Formationen, deren stratigraphisch-tektonische Stellung als SchieferHornsteinserie die Schlußbildung bekräftigen soll.
K. LEUCHS, der den Bauplan von Anatolien kühl abwägend und in weiter Schauüberblickt, äußert sich in der Serpentinfrage zurückhaltend; er erkennt, daß die Serpentine nicht Leitgesteine bestimmter Zonen sind. Die Vergesellschaftung der Serpentine
mit mehr oder minder kristallinen Schiefern, Phylliten, Grauwacken, Marmoren und Kalk-

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steinen nebst häufig roten Kieselgesteinen, bestätigt er von neuem, doch k a n n auch von
ihm die Altersfrage der Serpentine, wie sehr ihre Wichtigkeit auch herausgestellt wird,
nicht mit Sicherheit beantwortet werden.
K. METZ sieht im Profil des Bulgar dagh im kilikischen Taurus Serpentin, vonOrthoamphibolit begleitet, in der Zone der „Bunten Gesteine" und an deren R a n d ; diese
Zone besteht aus Sandsteinen, roten Hornsteinen, roten Konglomeraten, sie sieht den
Werfenern in einigem ähnlich, ist außerordentlich gestört, die Altersaussage über dieseGesteine und den Serpentin bleibt noch offen.
I n S y r i e n , wo die südlichen Außenketten des Taurus den Libanon verschneiden,
h a t zuletzt noch L. D U B E R T R E T , nicht abgehalten durch die intensiven Störungsverbände des Serpentins, an denen auch Paläozoikum beteiligt ist, sich für Kreidealter
des Serpentins entschieden.

V e r g l e i c h e n d e B e t r a c h t u n g e n in der Altersfrage der Serpentine
im Hinblick auf die ultrabasischen Intrusionen in weltweiter Sicht werden
im Schlußabschnitt dieser Arbeit geführt; nur die Beziehung zu den engsten
Nachbarräumen, zu den A l p e n und K a r p a t h e n , weil in unmittelbarenÜbergängen interessierend, sei hier daraus schon (siehe S. 578) vorweggenommen.
Ein Serpentinast der Dinariden, dessen meridionale Richtung schon den Einfluß desFaltungsknies bei Orsova verrät, versinkt am Rande des pannonischen Beckens bei
B e l g r a d . Nordwestlich davon taucht noch einmal Serpentin, von Paläozoikum, Kristallin
und Kreide eingehüllt, bereits aus der Tertiär- und Diluviallandschaft auf — der Ast derF r u s k a g o r a in Slawonien — bevor sich endgültig die Weite des pannonischen Tieflandes auftut.
I m S l e m e n g e b i r g e bei Agram bringen die von Bosnien herstreichenden dinarischen
NNW—SSO-Ketten zum letzten Mal Serpentin zutage, von anderen Grüngesteinen und
Paläozoikum begleitet.
I n den Savefalten erfolgt die Überwältigung der dinarischen durch eine letztlich
etwas jüngere alpine Tektonik. F . KOSSMAT, auch hier wieder voran, neben W I N K L E R ,SCHWINNER, K O B E R , STAUB u. a. haben über die Beziehungen zwischen Alpen undDinariden eingehende Untersuchungen angestellt. KOSSMAT [9] h a t noch Reststrukturen
des dinarischen Baues in den Ostalpen gesucht, solche in einigen OW-gerichteten Bewegungstendenzen wieder zu erkennen geglaubt.
Serpentine tauchen auch nördlich der Savefalten, im Ostalpenbereich *), auf; die ersten
sind die Serpentine von Windisch-Feistritz am B a c h e r n , im Kristallin steckend. Dannfolgen, dem Verlauf der Kristallinserien angepaßt, die Kette der Koralmeklogite und
G l e i n a l m s e r p e n t i n e u n d weiter im N , dem Streichen des kristallinen Grundgebirges
entsprechend in OW-Richtung abgedreht, K r a u b a t h im Murtal, H o h e n t a u e r n
und O p p e n b e r g , ferner dem Ennstal zugekehrt, die Serpentine in der S c h l a d m i n g e r
M a s s e , alle mit Kristallin in Verband, in dem Kernplutone stecken. F . ANGEL schreibt
diesen Serpentinen präkarbones bis karbones Alter zu. I h r Auftreten in Nähe der Grenzezwischen alten Kristallinserien und den tiefsten Lagen der paläozoischen Grauwackenzone erinnert, wie schon erwähnt, an ähnliche häufig wiederkehrende Lagerungsbeziehung
des Balkans.
Zu diesen bekannteren steirischen Serpentinvorkommen treten durch die im Flusse
befindlichen Detailaufnahmen in der paläozoischen Grauwackenzone (zuletzt L. H A U S E R[410, 412] sowie K. METZ [Jb. G. B. A. 1938]) neue Serpentinfunde hinzu, für die bezeichnender Weise Verband mit eingeschupptem Altkristallin hervorgehoben wird.
I n mäßig kristallinen Schiefern, die auch metamorphes Paläozoikum in Form vonKalken, Tonschiefern und Grünschiefern einbegreifen, liegen im äußersten O-Sporn derOstalpen die Serpentine von S c h l a i n i n g und B e r n s t e i n im Burgenland; nach S jene
des E i s e n b e r g e s West Steinamanger, wo dunkle Phyllite und fossilführende Kalke(Devon!) den Serpentin begleiten. Eine andere benachbarte Insel von Paläozoikum am
Alpenostrand, aus Tertiär aufragend, jene von G ü s s i n g , setzt sieh neben Kalkschiefern
und Grünschiefern auch aus K i e s e l s c h i e f e r n zusammen.
*) Siehe mein Vortrag anläßlich der Jahrhundertfeier der Geologischen Bundesanstalt
in Wien, J u n i 1951: „Der dinarische Ophiolithzug in den Ostalpen", Auszug im Vortragsführer Verh. G. B . A. 1951/52.

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Der Serpentin vom V ö s t e n h o f bei Ternitz in Niederösterreich wird nach H . MOHR
[430] von Kristallin und Paläozoikum umgeben.
Der Serpentin von W i l l e n d o r f in Niederösterreich taucht hart am Rande derWerfener Schiefer der Hohen W a n d auf, ist aber wohl nur als tektonische Schuppe dorthin
gebracht.
Die in Flyschserien des Ostalpen-Nordrandes auftretenden Serpentinschollen wie jene
von K i l b südl. Melk, Niederösterreich (CORNELIUS-FURLANI [404]) sind tektonische
Preßlinge, tektonisch eingescholltes Fremdgestein.
F ü r die in Gesellschaft der Peridotite erscheinenden g a b b r o i d e n G e s t e i n e , aberauch für die viel ausgedehntere Reihe der übrigen basischen Vulkanite, besonders jene
der D i a b a s e , sind aus dem östlichen Ostalpenraum in den letzten Jahren neue petrographische Beiträge zur Erkenntnis auch in der Altersfrage zugewachsen. Der Reichtumdes älteren und jüngeren Paläozoikums der Ostalpen an basischen, gabbroiden und diabasischen Einlagerungen, Ergüssen und Lagenintrusionen ist bezeichnend. Die Verbindung mit den gleichaltrigen oder wenig jüngeren Quarzkeratophyren dieser Serien läßt
a n den Ablauf e i n e s Magmenzyklus denken.
CORNELIUS findet Gabbro anstehend in der steirischen Grauwackenzone. Vor
ihm h a t R E D L I C H gabbroide Gesteine aus dem tieferen Paläozoikum bei R a d m e rbeschrieben und H I E S S L E I T N E R diesen Gesteinskomplex in das Hangend der — wahrscheinlich schön vormesozoisch! bewegten — Radmer-Überschiebung versetzt. CORN E L I U S findet — besonders bedeutsam — Gabbrogerölle in Basisbreccien des Werfener
Schiefers, im Präbichlkonglomerat [402]; Mangel an mechanischer Umformung dieses
Gabbros wird betont, Alter darob zwar nachvariszisch, doch vortriadisch bezeichnet.
Die D i a b a s e haben ihre Verbreitung in der Grauwackenzone sowohl im karbonen
Anteil derselben, als auch in silur-devonen Abschnitten. H A U S E R h a t in jüngster Zeit
der Petrographie dieser Diabaszüge eingehende Arbeiten geliefert, Intrusiva, Effusiva
und Tuffe sind verbreitet.
F ü r die Diabasvorkommen im Werfener Schiefer bei der Rennerhütte nächst F r e i n ,Steiermark, vermag L. H A U S E R , der sie entdeckte, nicht zu eindeutigen Beobachtungenzu kommen, ob sie tektonischer oder intrusiver Natur sind. H . P. CORNELIUS, derunter den Eruptivgesteinen in den Werfener Schiefern der s t e i r i s c h - n i e d e r ö s t e r r e i c h i s c h e n K a l k a l p e n auch Diabase beschrieb, möchte in einem solchen Falle auch
Frittung der Werfener wahrgenommen haben.
Jüngst h a t L. H A U S E R einen F u n d von Diabas in unterer Mitteltrias, Gutensteiner
Kalk, mitgeteilt. Die Diabasintrusionen reichen also ganz wie am Zlatibor, mit Sicherheit, auch in den Ostalpen ins Mesozoikum hinauf.
Bezeichnender Weise und im Gegensatz zum Serpentin von Kilb werden diabasische
Gesteine, die in oberkretazischen Flyschgesteinen im Bereich von W i e n auftreten, alsechte Gangdurchbrüche erkannt (R. GRENGG [845]).
.Seit mehr als einem Jahrzehnt liegt die „Geologische Übersichtskarte der Republik
Österreich" von H . V E T T E R S vor, ein unvergleichliches Meisterwerk geologischer
Darstellungskunst, noch in lange Zukunft nicht erschöpft, was aus ihr an Großerkenntnis
des Gebirgsbaues herauslesbar ist. So drängt sich beispielsweise die Vergitterung alteru n d junger Gebirgsstrukturen im Bereiche des Ostalpenrandes unabweislich vor Augen;auch für die m i t S e r p e n t i n v e r f l o c h t e n e T e k t o n i k werden Fragestellungen wachgerufen. Ist in dem äußerst östlichen, NS-gereihten Serpentinzug von Eisenberg
nach Schlaining und Bernstein, vielleicht auch noch weiter nach N bis Willendorf
u n d Vöstenhof nicht eine dinarische oder noch ältere Gebirgsstruktur zu sehen ? E t w aeine jener Grundstrukturen, welche wie die Vardarspalte die spätere dinarische Tektonik
mitbestimmt haben ? Daß eine Fortsetzung der Serpentinreihe der Gleinalm nach S
durch die Gosau der Kainaeh verdeckt bliebe, das Zusammentreffen der Serpentinentblößung mit Kreidetransgression aber hier wie am Balkan bestünde und ein Gliedmehr eingefügt erscheint, welches Dinariden mit Ostalpenstrukturen verbindet ?
Mit den T a u e r n s e r p e n t i n e n der mittleren und westlichen Ostalpen wird das Gebietder „penninischen Decken" betreten.
E. W E I N S C H E N K stand den Altersfragen der Tauernserpentine noch tektonischunbefangen gegenüber, aus rein petrographischen Momenten postuliert er ihr Intrudieren
noch vor Abschluß des Gebirgsbaues, noch unter Spannungen des Gebirgsbaues.
Wege, die auch ohne deckentheoretische Analogien näher an die Lösung der Altersfrage der Tauernserpentine heranführen, sind hier schwer zugänglich, durch Metamorphose©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at478
und Durchbewegung in ihren Spuren stark verdunkelt. Es steht mir nicht zu und gehört
auch nicht hieher, etwa zu Überlegungen Stellung zu nehmen, welche angesichts der hierkenntlich werdenden gewaltigen Bewegungsvorgänge angestellt wurden, um im Sinne deralpinen Deckenlehre Klärung des Gebirgsbaues zu bringen, auch dort nicht Stellung zu
nehmen, wo hiebei das Serpentinproblem berührt wird. Ich begnüge mich nur, darauf
hinzuweisen, daß die Altersfrage dieser Serpentine auch unter Anwendung der Deckenlehre
noch keineswegs eine glatte Lösung aufweist, ihre Aufteilung auf mesozoische Deckenelemente noch nicht ein endgültiges mesozoisches Alter einschließt. Ich führe hier die
Meinung H . P . CORNELIUSs gleich an, welcher, West- und Ostalpen in seinem Erfahrungsschatz vereinend, aus der Geologie der Err-Juliergruppe in Oberengadin die Möglichkeit
offen läßt, daß dort künftig vom Gesteinsbestand der reichlich Serpentin führenden
penninischen Decken vielleicht mehr als bisher ins Paläozoikum und Altkristallin einzustellen sein wird. Gilt nicht das gleiche für untere und obere Schieferhüllen der Tauern ?
I s t also hier die Gesteinsgesellschaft der primären Serpentinhüllen durchaus nicht feststehend Trias und J u r a , sondern kann auch, zumindest in Anteilen, älter sein ? Wird m a nda nicht an ähnliche Probleme im Serpentinflysch der östlichen Mediterrangebiete erinnert ?
Ein kurzes Bemerken sei noch getan: wie sehr etwa die Brecciendecke der Tauernnordseite, nach E . BRAUMÜLLER [392) bestehend aus Arkosesandstein, Quarzit, Kalk,
Kalkphyllit, Serpentin, Albitchloritschiefer usw. zu Vergleichen an paläozoische Hüllserien der Serpentine Mazedoniens mahnt.
Zwar die Deckentheoretiker strengster Observanz werden von alledem weniger
berührt. Die große tektonische Schau — und gewiß sind die Alpen nur aus dieser heraus
tiefer zu begreifen — läßt vorläufig noch vieles an Unstimmigem im einzelnen zurück,vielleicht gilt dies auch für das Serpentinproblem der Tauern, für das sehr fragliche J u r a alter der Tauernserpentine.
Außerhalb der eigentlichen Tauernserpentine sind es entweder den penninischen
Deckenelementen nahestehende Gebirgsbauzonen, wie M a t r e i e r Z o n e , T a r n t a l e r
S c h u p p e n , die Serpentine führen, oder geschlossene Kristallinmassen, wie Zillertaler
und Ö t z t a l e r K r i s t a l l i n , S i l v r e t t a u n d O r t l e r , die kleine Vorkommen von Peridotit
und Peridotitgenossen bergen. Wie sich Serpentin gerade in hochbewegten Schuppenzonen immer wieder hineinfindet, ist bezeichnend, aber nicht gut geeignet, Altersfragendes Peridotits gerade in diesen, wozu Matreier Zone und Tarntaler Köpfe gehören, nachzuspüren. I n Peridotiten des ausschließlichen Kristallinverbandes fehlen in der Regel
andere Zeitmesser für Peridotitalter als Metamorphoseunterschiede, die für exakte Schlußfolgerungen gerade hier meist nicht ausreichen.
I n den W e s t a l p e n h a t sich H . P. CORNELIUS im einzelnen gewissenhaft abgemüht,
die Serpentinfragen des Engadin zu klären. R. STAUB, G. STEINMANN u. a. haben dort
bereits früher den Serpentin in allgemeine deckentheoretische Erörterungen hineingestellt.
Die Ophiolithe der Aroser Schuppenzone in Graubünden werden zu den jurassischkretazischen Sedimenten daselbst getan; aber gerade die Profilansicht vom Aroser Weißhorn (H. GRÜNAU [407 b] läßt erkennen, wie der Serpentinanteil auch mit dem Ausstrich der paläozoischen Casannaschiefer zusammen geht.
Auch im E n g a d i n behalten Diabase unter den Ophiolithen gegenüber Serpentin
die Oberhand, die etwaige Verbindung mit Radiolaritgesteinen mag darum in erster Linie
den Diabasen gelten. CORNELIUS [401] vermag keine echten Hangendsedimente desSerpentins zu unterscheiden, nach ihm ist s y n t e k t o n i s c h e l n t r u s i o n a u s g e s c h l o s s e n ,selbst Gabbro und Diabas seien schon lange v o r den alpinen Deckenbewegungen dem Abtrag zugänglich gewesen. Wohl sieht sich CORNELIUS veranlaßt, den Schluß „ A l t e r
der Ophiolithe jünger als Lias" zu ziehen, wobei Peridotit, Gabbro und Diabas zusammengezogen werden; es sei oberjurassischer, auch noch oberkretazischer basischer Vulkanismus vorhanden. Aber eine überzeugende Beweisführung ist es noch nicht. Die Kontaktmetamorphose seitens der Serpentine, die hiefür angeführt wird, setzt das gesicherte Juraalter der veränderten Dolomit- und Kalkmarmore voraus, auch ist der Anteil etwaiger„sekundärer Reaktionshofbildungen u m Serpentin" im Sinne von F . ANGEL nochnicht abgegrenzt.

Soweit also das Serpentinproblem der Alpen, vor allem der O s t a l p e nnach gesicherten Tatsachen überblickt werden kann, ist wenig, fast nichts,zugunsten junger, mesozoischer Intrusionen der Peridotite einzusetzen.
Alle Schlüsse, die hiefür ausgesprochen werden, müssen ihre Beweisführung
aus stratigraphisch-tektonischen Vergleichen und Analogien herbeiholen.
Nicht anders steht es mit dem Serpentin der N o r d k a r p a t h e n .

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at479Über das Alter der Serpentine von D o b s c h a u im slowakischen Erzgebirge hat sichjüngst B. K O R D I U K [421] geäußert; er unterscheidet dort im Gefolge der Karpathendecken zwei Gruppen von Serpentinen: solche am Außenrande der Zipser Decke und solche
innerhalb derselben, bei beiden herrscht starke Schuppentektonik; die ersteren, reichlich
Asbest führend!, stecken (tektonisch?) in roten Werfener Schiefern nebst „Blöcken"
von Gabbro und anderen Grüngesteinen. Auch innerhalb der Zipser Decke stößt Serpentin
an Werfener, aber auch an paläozoische Schiefer. E s scheint wohl nirgends gesichert,•welcher Formation, der Trias oder dem jüngerem Paläozoikum, der Serpentin hier auchhinsichtlich seines primären Verbandes zugehört. K O R D I U K entscheidet sich für Untertrias.

VI. Peridotit und Chromerz in Tektonik und Metamorphose.
Tektonik und Metamorphose gehen wechselseitig Hand in Hand, bei
Serpentingesteinen in verstärktem Ausmaß.
Vermag die Frühmetamorphose, die Serpentinisierung und ihre Begleitakte, das grobkörnig sperrige Mineralgefüge der primär-magmatischen
Ausscheidung durch ein der Bewegung anpassungsfähigeres, feinkörnig
faserig-stengeliges bis blättriges Mineralgefüge ersetzend, in gewissem
Maße Vorschub zu leisten in Richtung auf günstiges Ausbilden vonSchlüpfrigkeit, Gleitfähigkeit bei späterer tektonischer Beanspruchung derGesteinsmasse, so bringt eben diese erworbene Gleitfähigkeit gerade wieder
die Serpentine in Bereiche besonders starker Durchbewegung, ja häufig
an Stellen extremster Störungsvorgänge, wobei Dynamometamorphose zu
verstärktem Einsatz gelangen kann.
In diese Vorgänge hinein mischen sich häufig Metamorphosen, bedingt
durch Intrusion jüngerer fremder, meist saurer Gesteine, teils die vorhergehenden Umbildungsprozesse an Serpentin intensivierend und Beweglichkeitseigenschaften steigernd, teils etwa durch Verkieselung eine Versteifung
der Serpentinmassen bewirkend.
Die Beziehungen der S e r p e n t i n g e s t e i n e z u r T e k t o n i k wurden
teilweise schon bei Behandlung der Altersfragen der Serpentinintrusionen
in Erörterung gestellt, in etwas erweiterter Form werden diese Beziehungenhier nochmals überblickt, wobei jene zur G r o ß t e k t o n i k vorangestellt,
die Erscheinungsweisen des Serpentins in der K l e i n t e k t o n i k nachfolgend
behandelt werden.
Serpentin in der Großtektonik.
Nachdem im vorhergehenden Abschnitt eine Reihe von Gründen ins
Treffen geführt wurde, welche paläozoisches, jungpaläozoisches Alter derbalkanisch-anatolischen Serpentine in Gesamtheit wahrscheinlich machen,
muß die U n t e r s u c h u n g der t e k t o n i s c h e n E i n f l ü s s e auf dieseSerpentingesteine trachten — zumindest sich jeweils die Möglichkeit vor
Augen halten -— noch Züge ausklingender p a l ä o z o i s c h e r Tektonik aufzufinden.
In den Dinariden der Balkanhalbinsel als auch in ihren Portsetzungennach Kleinasien fand die jüngere alpidisch-dinarische Gebirgsbewegung
vielfach die Furchen älterer paläozoischer Gebirgsbildung vor und hat übersie hinweggegriffen, ja manchmal ereignete sich im gegenseitigen Behaupten
eine Vergitterung mit derselben, oder es wurden alte Strukturelemente©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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als Wegweiser für neue Bewegungsbahnen benützt. Oft aber haben die
tektonischen Vorgänge der alpidisch-dinarischen Epoche, die in mehreren
Wellen auch über die Serpentine hinweggegangen sind, die älteren voralpidischen Baulinien gründlich verwischt.
Zwei Hauptphasen des jüngeren Gebirgsbaues haben der dinarischen
Zone im Räume der zentralen Balkanhalbinsel ihren Stempel aufgedrückt:der vorgosauische Gebirgsbau und insbesondere die Gebirgsbildungsphase, welche der Ablagerung von Gosau-Oberkreide unmittelbar gefolgt ist.
Nach der T e r m i n o l o g i e von H . STILLE wird die vorgosauische Gebirgsbildung,
in der Mittelkreide vollzogen, als a u s t r i s c h e P h a s e bezeichnet, jene der nachgosauischen
an der Grenze Kreide-Tertiär als l a r a m i s c h e P h a s e . Die darauf folgenden jüngeren
Phasen, p y r e n ä i s c h (voroligozäne Faltung) und r h o d a n i s c h (nachpontische Faltung)spielen im zentralen B a u m der Balkanhalbinsel, dessen Beckenfüllungen nur randlichgestörtes Oligozän und fast ruhig gelagertes Miozän-Pliozän aufweisen, keine große Rolle;eine solche ist ihnen am W-Rand der dinarischen Zone, in der Merdita — auch für die
Serpentingeologie bedeutsam — beschieden, wo Eozän und Jüngeres von Serpentin überschoben wurde.
Von den p a l ä o z o i s c h e n Hauptphasen der Gebirgsbildung nach STILLE kämen in
Betracht: s u d e t i s c h zwischen Unter- und Oberkarbon, a s t u r i s c h im Oberkarbon und
p e r m i s c h e N a c h p h a s e n . Etwaiger Nachweis der altpaläozoischen b r e t o n i s c h e n
Vorphase, an der Wende Oberdevon-Unterkarbon, wäre ein Behelf, in die an vielen Stellennoch undurchsichtige Gliederung des metamorphen balkanischen Paläozoikums auchohne Fossilfunde Licht zu bringen. K. OSSWALD sieht allerdings in Griechisch-Nordmazedonien nicht einmal Spuren einer jungpaläozoischen Gebirgsbildung.

Über die n a c h g o s a u i s c h e Gebirgsbildungsphase und ihre Beziehungzu den Serpentinvorkommen ist zu früher Gesagtem nichts wesentliches
mehr hinzuzufügen: Serpentingerölle in den klastischen Basisschichten der
Oberkreide, bevorzugtes Einbeziehen des Serpentins in die Schuppenbildung der Vardarzone und in die SW-gerichteten Überschiebungen, gehören
für jeden Beobachter zu den auffälligsten Erscheinungen. Wo die nachgosauischen Störungsvorgänge ein extremes Maß erreichen, wird es kaum
mehr gelingen, eine Trennung der tektonischen Bestände nach alpidischemund paläozoischem Alter durchzuführen.
Wird den Anzeichen und Spuren der Tektonik nachgegangen, welche
sich u n t e r der Gosautransgression, von ihr geschnitten, eröffnen, so können
in der Altersdeutung dieser tektonischen Phänomene schon Schwierigkeiten eintreten, sobald Mesozoikum älter als Oberkreide fehlt. Von Albanien
hebt E. NOWACK die stärkere Faltung in der austrischen Phase hervor,
überdies Abgleiten der Schieferhornsteindecken von Serpentin, Abhobeln
von Serpentinspänen und Einzwängen derselben in jüngere Schichten.
Liegt also dort, wo nur Paläozoikum und Älteres mit Serpentin verfaltet
und verschuppt unter den Geröllschichten der Gosau zum Vorschein kommen,
jeweils austrische Phase des Alpino-Dinarikums oder liegen Reste derpaläozoischen Gebirgsbildung vor ? Beurteilung quergreifender Gebirgsstrukturen im allgemeinen, Beurteilen der Metamorphosen, Feststellen vonBrücken zu gesicherter vorgosauisch-alpidischer Tektonik können in
Einzelfällen zu Schlüssen führen.
Die alten Gebirgsstrukturen unter den Kreideschuppen von O r a h o v a c , westlich desKossovo Polje in Mazedonien, Serpentin führenden, für paläozoisch zu haltenden Schichtserien aufgeprägt, sind als von dinarischer Richtung völlig abweichend wohl als variszischzu deuten.
Variszisch oder älter ist der OW-gerichtete Antiklinalbau, welcher den S - R a n dd e s S k o p l j e - B e c k e n s am Ausgang des Treskaflusses zum Vardar beherrscht und die
südliche Vorlage des Serpentinzuges von Raduscha bildet.

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I m O s t a b f a l l d e r R h o d o p e , in den Serpentingebieten von Golemo-Kamenianebis Soufflion ist eine Vergitterung älterer und jüngerer Gebirgsbaustrukturen zu vermuten,
die im einzelnen noch zu untersuchen ist. Der Serpentin von Soufflion ist beispielsweisein NNO—SSW-Richtung in seine Hüllgesteine eingeschaltet.

Die Frage, ob der Emporstieg der basischen Massen von Balkan-Anatoliens y n t e k t o n i s c h oder als Geschehnis in einer o r o g e n e t i s c h e n R u h e p a u s e zu deuten ist, wurde bei der Untersuchung des Intrusionsaltersder Peridotite im vorhergehenden Abschnitt bereits aufgeworfen und zugunsten der letzteren Auffassung beantwortet; denn die Tatsachen vonLagenbau, magmatischer Schichtung, beginnender
Kristallisationsdifferentiation wären unter orogenetischen Bedingungen nicht verständlich.
Schwieriger ist die Beurteilung, ob die ultrabasische Eruptionsphase desBalkans zu Ende oder zu Beginn einer orogenetischen Großphase oderder Geosynklinalbildung überhaupt zu stehen kommt. Unter begründeter
Annahme vormesozoischen Alters der gesamten Balkanperidotite würde
auf Aufstieg vor der Schlußphase paläozoischer Tektonik zu schließen
sein, wofür relative Unversehrtheit, metamorphe, aber auch wieder verhältnismäßig geringe metamorphe Umprägung der Balkanperidotite
sprechen.
Orogenetische Ruhepausen schließen aktive Druckwirkungen in einzelnen
Krustenteilen nicht aus. In Wanderung befindliche strömende Magmen
können mit ihren Abkühlungsbedingungen unter den Einfluß orientierter
Spannungen geraten, deren mittelbare Wirkung sich in gleichgerichteten
Erzstreichen völlig isolierter, langgestreckter magmatischer Lagerstätten sinnfällig äußert. Auch nach erfolgtem Strömungsausgleich werden orientierte
Drucke, beginnende Bankungsabsonderung und entstehende Streichrichtung
magmatischer Erzausscheidung miteinander in Beziehung treten. Der
Mangel an magmatischer Durchschlagskraft, das Fehlen korrosiver Wirkung
nach außen und damit verbunden die Abneigung, Migmatite zu bilden,
stimmt überein mit dem sich in der Raumform dartuenden Peridotitmagmaaufstieg, der sich meist längs Schichtfugen und Gesteinsgrenzen vollzieht
und zu lagig-linsigen bis konkordanten Lakkolith-Magmenkörpern führt.
Es ist verständlich, daß auch die Anordnung magmatischer Erzausscheidungen solchen Beziehungen Rechnung trägt.
Die Intrusionen scheinen vor allem in verhältnismäßig tief begrabenen
Serien der paläozoischen Geosynklinale Raum gewonnen zu haben. Erst
die lange und tiefreichende permisch-untertriadische Abtragsperiode bringt
die basischen Gesteine in Nähe, aber erst in Nähe der Oberfläche, die nicht
oft erreicht wird, so daß nur selten Gerolle basischer Gesteine in die klastischen
Ablagerungen jener Epoche Eingang finden.
Die jungmesozoischen Gebirgsbildungen finden aber die basischen Massen
ihrem Zugriff solcher Art gut vorbereitet vor, die Störungsbahnen brauchen
nicht tief in den paläozoischen und kristallinen Untergrund der alpidischdinarischen Geosynklinale zu greifen, um die tektonisch leicht beweglichen
Serpentine, sei es in ganzen Massiven oder in schmalen, wohl schon primär
vorgezeichneten Ausschnitten, mit oder ohne Ballast ihres Primärverbandes,
in die jungen Gebirgsbewegungen einzubeziehen — die Ära der „tektonischen
Intrusionen" läuft volle Touren.
Bei kleineren Serpentinlinsen oder bei durch die jüngere Tektonik inschmale langanhaltende Streifen eingeschlichteten Serpentinzügen kann hierJahrbuch G. B. A., Sonderband 1, 2. Teil

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so eine Abhängigkeit der Serpentine und auch ihrer eingeschlossenen Chromerzlagerstätten zu alpidischer Tektonik vorgetäuscht werden. Verstärkt
wird dieser Eindruck häufig durch die Kleintektonik: eng gescharte, nach
der jungen Tektonik ausgerichtete Störungen umranden vielfach die
Erzkörper und schlichten sie innerhalb einer durchstörten Serpentinmassein die junge tektonische Hauptrichtung ein. Wo aber abseits von starker
Durchbewegung Chromerz führende Serpentinmassive gleichsam im Druckschatten die junge Orogenesis überdauert haben, tritt völlige Unabhängigkeit der Erzausscheidungen von der jungen Tektonik zutage.
Solche Erkenntnis wurde u. a. im Vardarraum bei R a d u s c h a gewonnen; sie besteht
in klarer Weise auf den albanischen Lagerstätten nächst L e t a j . Bei beiden Lagerstättengruppen von Chromerz spielt die NS-Richtung der Erzstreichen eine fast vorherrschende
Rolle, das dinarische Streichen N W bis N N W ist ohne Beziehung.
Nach O. ÖLSNER (cit. bei P. d e W I J K E R S L O O T H [361]) sind die Chromerzstreichen
in der großen geschlossenen Serpentinmasse des Fethiye-Revieres an der anatolischen
S-Küste sowohl nach O—W als auch nach N—S gerichtet, hiezu tritt sogar noch ein drittes
Streichsystem; also kann auch hier, wie auch meine Beobachtungen um Fethiye ergaben,keine unmittelbare Abhängigkeit der Erzausscheidungen zur tauridischen Tektonik
erblickt werden.

Vermag die Einzelbetrachtung Chromerz führender Peridotitzüge k e i n e
u n m i t t e l b a r e B e z i e h u n g u l t r a b a s i s c h e r Massen zu alpind i n a r i s c h e r T e k t o n i k in zwingender Klarheit aufzudecken, so ist dochdas h ä u f i g e E i n b e z o g e n s e i n o p h i o l i t h i s c h e r Massen in die
j u n g e n F a l t e n g ü r t e l der E r d e eine unbestreitbare Tatsache.
G. STEINMANN h a t dieses Problem für die Alpen erkannt und zu deuten versucht.
F . KOSSMAT hat diesen Zusammenhang in seiner Studie über den ophiolithischen
Magmengürtel in den Kettengebirgen des mediterranen Systems verfolgt; seiner Auffassung nach sind die Ophiolithe in den Frühstadien der alpidischen Faltung aus dem Sima
entlang Pressungszonen in oberflächennahe Erdrindenabschnitte hochgestiegen, „die
Oberfläche erhält durch den Übertritt eines Teiles der Simaschale in die Außenpartie
der Erdrinde einen Zuwachs". Ähnlich sieht j a auch v. SEIDLITZ in den Ophiolithen
Leitgesteine der Orogenese, Lagergänge in dislozierte Gebirge; wie ja auch R. STAUB
in der Ophiolithfrage nur das stratigraphisch-tektonische Element in die Waagschale wirft,
ohne der Frage, wie weit dieses primär beigestellt oder doch nur etwa sekundär erworben,
von a l l e n Betrachtungsseiten auf den Grund zu gehen.

P. KOSSMAT trifft keine Unterscheidung zwischen Peridotiten in
jüngeren und Peridotiten in altkristallinen Sedimentserien, für ihn sindalle Äußerungen des basischen Magmatismus auf der Balkanhalbinsel
syntektonisch alpidisch-dinarisch, fast ohne Unterbrechung erstrecke sichder alpin-dinarische Serpentingürtel liasischen Alters in seinen Portsetzungennach Vorderasien, und weiter über Iran, Himalaja bis nach Südostasien.
H. H. HESS möchte, ebenfalls aus weltweiter Betrachtung, für die
orogenen Gürtelserpentine — im Gegensatz zur Gruppe der mit Basalten
vergesellschafteten Serpentine — infolge ihrer Verknüpfung mit dem
jungen Faltengürtel der Erde syntektonisches, kretazisch-tertiäres Empordringen für wahrscheinlich halten.
P. de WIJKERSLOOTH, dessen Studie über die „Chromerzprovinzen
der Türkei und des Balkans und ihr Verhalten zur Großtektonik dieser
Länder" mich erst nahe vor dem Abschluß meiner vorliegenden Arbeit
erreicht, tritt für eine Trennung der angeblich jungen, im Anschluß an
F. KOSSMAT für mesozoisch gehaltenen Serpentingürtel von den in älteren
Kristallinkernen aufsitzenden Serpentinen ein, die er für variszisch hält.
Er unterscheidet derart für Balkan und Kleinasien einen östlichen bzw.

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in Kleinasien nördlichen und einen westlichen bzw. südanatolischen Peridotitgürtel alpin-dinarischer Abstammung, die beide ein variszisches
Serpentin führendes Kernland umringen.
Im Abschnitt über die Altersfrage der peridotitischen Intrusionen habe
ich hingewiesen, daß m. E. eine grundsätzliche Trennung der Peridotite inpaläozoisch-sedimentären Serien von jenen im Altkristallinverband weder
nach Metamorphose noch nach sonstigen Befunden durchführbar ist.
Anderseits gibt es keine Peridotite mit klarem Intrusionsverband zu sicher
mesozoischen Gesteinsserien. Die Summe der Beobachtungen sprichtüberdies für eine e i n z i g e Epoche ultrabasischer Magmenförderung in jungpaläozoischer Zeit, die sich im Mesozoikum des Balkans nicht mehr wiederholt. Dann scheint aber die Verknüpfung der Peridotite mit dem jungen
Orogengürtel keine unmittelbar bedingte zu sein, sondern tritt mittelbar
dadurch hervor, weil die tiefe Auf furchung und der nachfolgende Zusammenstau der jungen Kettengebirge weite, auch seitlich gelegene Räume in ein
Stockwerk brachten, in dem entsprechend auch mehr Serpentinanteil deralten Serien in Erscheinung tritt.
Die Dichte des Auftretens basischer Massen in den jungen Kettengebirgen
ist aber zweifellos schon in den Ur-anlagen der großen mesozoischen
Geosynklinalen zu suchen, deren Verlaufe noch Beziehungen zum Ausklang
der paläozoischen Geosynklinalen- und Gebirgsbildung in sich tragen.
KOSSMAT [751] selbst hebt hervor, wie die alpin-dinarischen K e t t e n jeweils knapp
südwärts vorschiebend sich eng an die alten paläozoischen Gebirge halten. — I n den
Alpen und Dinariden kann da und dort in den älteren Serien noch der voralpidische Gebirgsbau herausgeschält werden, oft aber bereitet die Entwirrung große Schwierigkeit.

Aus der Annahme von vormesozoischem Alter der Balkanperidotite,
die aus dargetanen Gründen vertretbar ist, ergibt sich zugleich die Forderung,die Serpentine weniger a priori mit den jungen orogenetischen Leitlinien
in ursächlichen Zusammenhang zu bringen und sie für die großtektonischen
Konstruktionen der alpidisch-dinarischen Orogenesis zu gebrauchen und
eventuell zu mißbrauchen, sondern vorerst zu untersuchen, wie weit aus
Lagerung und Verbreitung der Serpentine Daten der alten Gebirgsbaustrukturen (H. MOHR: „Paläodinariden") herausgelesen werden können.
I m U r a l beispielsweise, wo eben andere Baugesetze herrschen, liegen die Verhältnisse
des Gebirgsbaues gegenüber den Peridotiten anders und etwas einfacher: mehr an der
O-Flanke des Urals verlaufen die großen permokarbonen Peridotitintrusionen in meridional
langgestreckten Massiven, mit anderen sauren Massiven eine alte Gebirgsbildungsnarbe
erfüllend; in die tertiären Überschiebungen der W-Flanke, von mesozoischen Gesteinenmiterlitten, dringen keine basischen Massen hoch.

Als im vorhergehenden Abschnitt V die Frage des Alters der Balkanperidotite von verschiedenen Gesichtspunkten aus zu erhellen versucht
wurde, ist auch ein Vorgriff auf die allgemeine tektonische Stellung dieser
Serpentine getan worden; einiges dieser Stellungnahme muß nun nochmals
auch in die folgenden Erörterungen übernommen werden.
Im b a l k a n i s c h e n R a u m spaltet sich am N-Rand des Amselfeldes(Kossovö Polje) der mit basischen Massen beladene Anteil des von NNW
herstreichenden Dinaridenzuges in zwei Äste, welche die Kristallinmassedes pelagonischen Massivs umfließen. CVIJIÖ, KOSSMAT, NOPCSA,NOWACK u. a. haben dieses Phänomen für die Erklärung des Gebirgsbaues
herangezogen. Der ö s t l i c h verlaufende Ast, seit Kossmat „Vardarzone"©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at484

genannt, klemmt sich zwischen pelagonischem Massiv und dem Kristallinrücken der Rhodope durch und streicht bei Saloniki ins Meer aus; derw e s t l i c h e Ast bildet das Rückgrat des albanischen Berglandes und mündet
in die griechischen Bergketten ein, im Bereich des Olymps als „osthellenische
Zone" (RENZ) wieder Anschluß an die östliche Zone findend.
Das p e l a g o n i s c h e Massiv birgt keine basischen Intrusivmassen inseinem Kristallingerüst. Nur vom W-Rand, der aber ausgesprochener
Störungsrand ist, werden aus der Korab-Zone Serpentine genannt, die abernach K. GRIPP nicht mehr dem eigentlichen pelagonischen KristallinMassiv zuzuzählen sind, sondern bereits in stark gestörten, wohl paläozoischen Sedimenten stecken.
Die V a r d a r z o n e ist Schuppenland in ihrer ganzen Breite, durch den
Verlauf der basischen Züge im besonderen betont. Das albanische Gegenstück zeigt knapp entlang des pelagonischen Massivs vorwiegend einen
relativ ruhigen Massivbau der basischen Massen, erst ihr adriawärts gekehrter
Außenrand wird von gewaltigen Störungen erfaßt. In der Merditazone,
dem „albanischen Knick" KOSSMATs, dringen die basischen Massen als
Folge der mit Querstörung, auch Aufwölbung?, verbundenen „CukaliMerdita-Überschiebung" (NOPCSA), in wildem westwärts gerichtetem
Schuppenbau über Mesozoikum und über das Tertiär des albanischen
Vorlandes hinweg.
Im Kristallin der W e s t - R h o d o p e , das nur durch die tektonische
Furche der Vardarzone vom pelagonischen Massiv getrennt erscheint,sind wieder Serpentine bekannt, ihr Ausmaß ist nicht groß. N. NIKOLOW
beschreibt Serpentinvorkommen aus den Gneisen bei Babin Dol südlichvon Küstendil.
Im O s t r a u m d e r R h o d o p e , um Momcilgrad in Ostbulgarien, sind
Serpentine reichlicher, in deren kristallinen Begleitgesteinen mag z. T. auchnoch metamorphes Altpaläozoikum stecken. Die Peridotitmassive in
Ostthrazien, bei Soufflion, gehören ins gleiche Serpentinstreichen, sie sinddem Altkristallin vermittels mächtiger Amphibolitzonen eingeschaltet.
W a s ist n u n h i e r a u s P e r i d o t i t l a n d an a l t e n G r o ß s t r u k t u r e n
h e r a u s z u l e s e n ? I s t die V a r d a r z o n e v o n a l t e r A n l a g e u n d m i t
i h r a u c h a n d e r e P e r i d o t i t f u r c h e n der B a l k a n h a l b i n s e l ? W e l c h e s
i s t die R o l l e der K r i s t a l l i n m a s s i v e z u r Z e i t der u l t r a b a s i s c h e n
Hochstiege ?
Der Schuppenbau der Vardarzone ist meist ohne Schwierigkeit in eineältere (z. T. auch paläoz. Anteil ?) vorgosauische und eine jüngere nachgosauische oder auch postoberjurassische Tektonik auflösbar; nach-oberjurassisch,denn der Kalk von Demirkapija, transgressiv über das NNW—SSO
gestreckte Diabas- und Peridotitmassiv von Djevgjelia gebreitet, ist Thiton,
gleiches auch der Lojanekalk. Anderes Mesozoikum als Oberjura und
Kreide ist, wenigstens im mittleren und südlichen Abschnitt der Vardarzone,
fast fehlend, wenn von der Auffassung der Schedenkalktypen als metamorphe Trias Abstand genommen wird. Hingegen ist die Vardarzone eine
Furche paläozoischer Sedimente, die auch neben sonstigen halbkristallinen
und auch kristallinen Schichten die Hüllgesteine der Peridotite abgeben.
Der Gebirgsbau unter dem Thiton von Demirkapija ist auch nicht austrischePhase, die ja in Mittelkreide sich ereignete. Auch wären von der austrischen
Phase doch eingeklemmte triadische, untertriadische Reste zu erwarten.

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Es liegt näher, in der älteren tektonischen Anlage der Vardarzone variszischen
Bau zu sehen, s p ä t v a r i s z i s c h e n Bau mit NW—SO-Streichen, an den
frühvariszische und vorvariszische Bauelemente mit anders gerichteten
tektonischen Achsen abstoßen. Die a l p i n - d i n a r i s c h e T e k t o n i k h a t
v o n d i e s e m v a r i s z i s c h e n G r u n d b a u i h r e F ü h r u n g s b a h n e n übernommen.
Der Erkenntnis von einer U r - a n l ä g e d e r V a r d a r z o n e ist schon mehrfach Ausdruckgegeben worden. K. OSSWALD [292] sieht in der Vardarzone eine Geosynklinale desP e r m ; LUKOVlC [98] spricht sich für Ur-anlage aus; v. SEIDLITZ [796] sieht in der
Vardarspalte eine hercynische Richtung, in der Dinaridenmulde Beste der variszischen
Geosynklinale (Seite 598). I n weiter Schau hat H . STILLE [809] der tektonischen Grundrichtung NW—SO der Dinariden Erbgut vorausgegangener Entwicklungsstadien zugestanden.

Mit der Auffassung von vormesozoischem Alter der Peridotitintrusionen
des Balkans treten uns dort die S e r p e n t i n e , ähnlich wie im Ural, als
betonte B a u e l e m e n t e der s p ä t v a r i s z i s c h e n O r o g e n e s e entgegen,wo immer sich Schöpfungen derselben vor der späteren jüngeren tektonischenÜberwältigung bewahren konnten. Als Rest der Eigenwilligkeit gegenüber
der jüngeren Tektonik, auf die ältere verweisend, ist auch in einzelnen
Fällen der Innenbau der basischen Massive heranzuziehen, auch die Einordnung seiner Chromlagerstätten, wie für das Raduschamassiv gezeigt
wurde.
Die Entwicklungsstadien der Vardarfurche, zumindest in ihrem südlichen
Abschnitt, reichen bis in die jüngste Zeit. NEUMAYR [290] hat als erster
die bedeutende Rolle dieser tektonischen Linie für das Randgebiet desöstlichen Mittelmeeres erkannt, das „ägäische Bruchsystem" gezeichnet undAnschluß an die Grabensenke des Roten Meeres gefunden, v. SEIDLITZ [796]
hat diese Betrachtungen weiter ausgebaut und auf die globale Bedeutung
der NW—SO-Richtung in der Erdtektonik als Resultierende „der südnördlichen Polflucht (WEGENER) und der Ablenkung durch die Erdumdrehung" (S. 552) hingewiesen. Auch SIEBERG und v. SEIDLITZ folgen
NEUMAYR und zeichnen die Vardarlinie oder „ägäische Trennungsfuge"über die Inseln Karpathos und Rhodos zum W-Abbruch des Roten Meeres.
S e i s m i s c h e E r s c h ü t t e r u n g e n bis in jüngste Zeit seien weniger fürdiese Hauptfurche als für zugeordnete Fiederspalten und für Schnittpunkte
mit mediterranen Brüchen bezeichnend (SIEBERG, in [796]).
Es ist nun bedeutsam, daß dieser Verbindung der Vardarspalte zum
Roten Meer und weiter zu den ostafrikanischen Bruchsystemen — ähnlich
wie der Kettenabschwenkung zum Taurus — Peridotitmassive auf dem
Fuße folgen: der Serpentin Ägyptens, der Sinaihalbinsel, die Peridotitmassive Abessiniens. Von hier über das ostafrikanische Grabensystem ist,freilich auch mit großen Lücken, der Anschluß zum Great Dyke Rhodesiens
und zum Bushveld Südafrikas gewonnen — orogene und anorogene
Peridotitmassen reichen sich die Hand.
In diesem Blickfeld gesehen, würden die Serpentingürtel der jungenKettengebirge freilich nichts anderes bedeuten als alpidisch wieder belebte
Züge eines im ungefähren Gleich verlaufe mit den jungen Ketten
hinstreichenden, erdumspannenden variszischen Serpentingürtels, aus dem
fallweise meridional oder sonstwie gerichtete Spaltenzüge mit Serpentin
heraustreten und von nachfolgender jüngerer Tektonik verschont bleiben —©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at486

die S e r p e n t i n g ü r t e l der E r d e al-s N e t z v o n N a r b e n a l t e r v o r m e s o zoischer Gebirgsbildung.
Ob und wie weit diese Schlußfolgerung aufrecht erhalten werden kann,hängt viel davon ab, in welchem Maße und mit welchen Ergebnissen es
gelingen wird, in der Erforschung des kretazisch-tertiären Bauplanes derErde das alte voralpine Baufundament freizulegen. Auf dem Boden derBalkanhalbinsel, der weniger unter dem Zeichen großer Deckentransporte
steht, sondern mehr von nicht allzu tief greifendem, wenn auch regional
sich erstreckendem, in große Einheiten zusammengefaßtem Schuppenbau
beherrscht wird, dünkt mich diese Schwierigkeit nicht unüberwindlich.
In innigem Zusammenhang mit den Fragen der alten Tektonik ist die
t e k t o n i s c h e R o l l e der a l t e n M a s s i v e : pelagonisches Massiv, Rhodope
oder thrakische Masse, südpeloponnesische Masse, Cykladenkuppel. Sind es
unbewegte Blöcke, Zentralmassive oder bewegte Zwischengebirge, wobei
die Rolle im jungen und alten Orogen noch verschieden sein kann ?
I m p e l a g o n i s o h e n M a s s i v sieht F . KOSSMAT [9] eine alte Zentralmasse und stellt
sie in Vergleich mit dem steirischen Kristallin, v. SEIDLITZ [796] hält das pelagonische
Massiv für einen alten Kern, für eine randlich bewegte, angepaßte, im Inneren diskordante 'Grundscholle, also mit mäßiger Überwältigung durch das jüngere Orogen, seine
alten Züge noch voll bewahrend.
Zu ähnlicher Vorstellung haben mich eigene fallweise Einsichten geführt; eine scharfe
Scheidung von Zentralmassiv und Zwischengebirge ist an den Bändern nicht vorhanden;
O-Eand wie W-Band des pelagonischen Massivs sind an sich bedeutende Störungsränder,
auch am N-Band besteht z. T. „horizontale Diskordanz" im Sinne von SEIDLITZ.
L. K O B E B [280] läßt das pelagonische Massiv als „Metamorphiden" gelten, gleichwertig dem Fenster der penninischen Decke von Atiika, wie auch dem Tauernfenster.
B h o d o p e und pelagonisches Massiv hält K O B E E nicht zusammenhängend, in der
Bhodope erblickt er ein Zwischengebirge zwischen Alpen und Dinariden. Auch für
LETJCHs [332] besteht kein Zweifel, daß es sich in der Bhodope um aktiv wirkendes
Zwischengebirge handle; ähnlich SALOMON-CALVI [885]. Anderseits bestehen
Abschnitte variszischer Granite mit gefüglich unversehrtem Gepräge (JABANOFF,BONCHEFF).

Hier soll nur interessieren, was für die Peridotitfrage bewegend ist.
Lagen nun am Balkan die paläozoischen Serien mit den in ihnen eingedrungenen Peridotiten v o r der alpidisch-dinarisehen Tektonik als
geschlossene, wenig gestörte Hülle über den alten Massiven, oder ragten die
Kristallinmassive, peridotitfrei, als Inseln heraus ? In ersterem Falle
wären die verschiedenen Gürteln, in welchen die basischen Eruptiva aufgeteilt sind, nur als ein durch Tektonik unterstütztes Erosionsergebnis zu
betrachten. Wie eine nach Norden gerichtete Pflugschar würde hiebei daspelagonische Massiv in der jüngeren Orogenzeit sich der aus Bosnien und
Serbien heranbrandenden Flut der basischen .Massen entgegenstemmen,
die Zerteilung in albanische und Vardarzone bewirkend. Die Gabelung bei
Kossovska Mitrovitza, die „serbische Scharung" (R. STAUB) fände auchso ihre Deutung. Doch wahrscheinlicher ist es, daß die alten Massive überder Flachmeerbedeckung des Permokarbons sich bereits als Gebirgsrücken
erhoben, deren Randbereiche, durch paläozoische Tektonik beweglicherhalten, in bevorzugtem Maße als Aufstiegswege der ultrabasischen Massen
in den paläozoischen Geosynklinalraum benützt wurden. Gewisse Kennzeichen als Spaltenintrusionen, die Stellung der Peridotite am Rande Kristallin
zu Paläozoikum, finden so eine Erklärung. Züge von Spaltenbau ultrabasischer Massive als Ausgangspunkt von lagerhafter Ausbreitung derselben
fanden schon im vorigen Abschnitt einen Hinweis: albanische Spalte,©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at487

Vardarzone, Lojane-Chalkidike-ast, Ostrhodope. — In dieser Vorstellung
verkleben die Peridotintrusionen die Narben der Trennungsfugen zwischen den alten Massiven, welche zur Zeit der paläozoischen Geosynklinal- und Gebirgsbildung aufrissen.
Nicht etwa die ganze Breite von 100 km der durch Albanien ziehenden basischen Masse
käme als „Spaltenhochstieg ultrabasischer Gesteine" in Frage; ein solcher könnte nur
für den autochthonen Ostteil vorausgesetzt werden, wo der ruhige Innenbau der Peridotitmassive von Letaj, Kukes und Pogradee damit vereinbar wäre. Das j u n g e DeckenSchuppen-Land reicht hier nur mehr mit einzelnen Scherflächen in die Tiefe; die Metamorphose von Seite alpidischer Tektonik war gering. I n das kristalline Kernland selbst
vermochte Peridotit nur ganz vereinzelt hochzudringen (siehe auch Abb. 138).

Nur von der Seite des mesozoisch-tertiären Gebirgsbaues her gesehen,benimmt sich freilich der Peridotit des Balkans und Kleinasiens oft nicht
anders wie ein richtiges, diesem Gebirgsbau in gewissen Teilen ausschließlich
untertäniges tektonisches Deckenelement. Allerdings ist in dieser Beziehung
von Seite der regionalen Tektoniker bisher mehr Gewicht gelegt worden
auf Analogien mit den Gebirgsbausynthesen der Alpen denn auf weitere
Vertiefung der Feldbefunde. Übrigens glaube ich gar nicht, daß die Auffassung von „in Gesamtheit alten Serpentinen" die großen Deckenkonzeptionen grundlegend zu stören vermöchten, denn die Rolle, obtektonische oder magmatische Intrusion, ist für das tatsächliche
Erscheinungsbild rein tektonischer Vorgänge in dem besonderen Falle derPeridotite nicht allzu verschieden. Die von der alpidisch-dinarischen
Tektonik geübte Adjustierung der alten paläozoischen Gebirgsstrukturen
in ihre eigenen Baulinien tut noch ein übriges.
Es ist aber hier nicht Aufgabe und steht auch nicht in meinem Erfahrungsvermögen, zu den Fragen des balkanischen Deckenbaues in breiter Sicht
Stellung zu nehmen. Hier gilt es nur, den Serpentin und sein Zubehör in den
Mittelpunkt der Beobachtungen und Schlüsse zu stellen, wobei allerdings
die Ergebnisse dieser Untersuchungen eine Änderung gewisser Prämissen
der in Kraft stehenden deckentektonischen Vorstellungen des balkanischen
Gebirgsbaues im Bezug auf Serpentin, zumindest eine Erschütterung solcher
Prämissen nach sich ziehen. Es mag aussehen, als sei damit ein Schritt
nach rückwärts getan. Ich glaube es jedoch nicht, sondern erhoffe mir für
das gesamte Ophiolithproblem eine gewisse Befreiung aus dem schon
vorzeitig in Erstarrung geratenen Vor Stellungskreis.
Die Betrachtung des Balkan-Serpentins in der Großtektonik abschließend,sei nochmals das Bild zusammengefaßt, wie sich dieses Gestein in den
Deckensynthesen von R. STAUB [442, 443] und L. KOBER [862] ausnimmt.
Primäre Verknüpfung der Serpentine und übrigen Ophiolithe mit der jurassischen
Tiefseefazies der Radiolarit-Kieselschiefergesteine als Glieder derpenninischen
O p h i o l i t h - G e o s y n k l i n a l e . I m Deckenbau der mesozoisch-tertiären Gebirgsbildung
wird die penninische Zone zur A b y s s i d e n - D e c k e , welche südwestwärts über das
pelagonische Massiv (-Metamorphiden) hinweg wandert, um als wurzellose Zone deralbanischen Serpentinmassen (Merditazone, osthellenische Zone) liegen zu bleiben. Wurzel
und Narbe der Abyssiden ist die Vardarzone.
R. STAUB läßt die penninische Geosynklinale und ihre Serpentine nicht in den
Karpathenbogen einmünden, sondern in das pannonische Becken ausstrahlen. Daranknüpft W. v. SEIDLITZ an, der von einer „inneren Tiefenzone" des Alpen-Karpathen-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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bogens spricht, Sierra Nevada — Korsika — Apennin — Alpen — Bosnien — Taurus umfassend, dem allein die ophiolithischen Intrusionen zugeordnet seien und der eine geringere Ablenkung erführe, als der seichter greifende Außenbogen.

In dieser großzügigen Auffassung des Deckenbaues nimmt das Serpentinproblem allerdings eine in mancher Hinsicht andere stratigraphische undtektonische Stellung ein, als wie aus den h i e r gebrachten B e o b a c h t u n g e n
u n d D e u t u n g e n am e n g e r e n S e r p e n t i n p r o b l e m hervorgeht und imwesentlichen dahin zusammengefaßt werden kann: vormesozoisches Alterder Serpentine in Gesamtheit und Einordnung in paläozoische Bauelemente,
letztere erst von mesozoisch-tertiärer Gebirgsbildung überwältigt; ungeachtet
sill-artiger Ausbreitung auch noch Anklänge an Spaltencharakter gewisser
Serpentinzonen: die albanische Peridotitzone nur am W-RandSchuppenland,
im 0 wahrscheinlich relativ autochthon; die Erkenntnis des Innenbaues
basischer Massive zugleich diagnostisches Hilfsmittel für Spalten-Zusammenhänge, für Zusammenfassen von Peridotitzügen, vielleicht auch verwendbar
zum Identifizieren von Peridotitzügen Kleinasiens mit jenen der Balkanhalbinsel an Stelle tektonischer Spekulationen usw.
Ursprüngliche B e z i e h u n g e n von G r o ß t e k t o n i k zu l a g e r s t ä t t e n m ä ß i g e r A n h ä u f u n g v o n C h r o m i t a u s s c h e i d u n g e n bestehen wohln i c h t , sind im Grunde genommen auch gar nicht zu erwarten. Hier stehensich nicht nur verschiedene Größenordnungen des geologischen Geschehenssondern auch verschieden geartete geologische Abhängigkeiten gegenüber.
P . de W I J K E B S L O O T H [361] fühlt sich versucht, zwischen Hauptorogenese undjeweils ausgebildeter Chromerzfazies Zusammenhänge zu sehen. Nach meiner Erfahrung
ordnen sich solche Erscheinungen doch mehr lokalen Pressungsdrucken im Magma unter,die allerdings regional in ähnlicher Auswirkung sich wiederholen können. — Ganz abzulehnen ist aber meines Erachtens die Vorstellung von W. HENCKMANN [4]: daß primäre
Zusammenhänge bestünden zwischen Häufigkeit und Massierung von Chromitlagerstätten
einerseits und Seharungen von Gebirgszügen anderseits, also Beziehung von örtlicher
Chromitausscheidung zu Knotenpunkten von Orogenesen, wobei noch dazu die alpidische
Orogenese ins Auge gefaßt wird.

Serpentin in der Kleintektonik.
Das spezielle Verhalten des Serpentins gegenüber tektonischen Beanspruchungen liefert zugleich auch gewisse Besonderheiten seiner Erscheinungsweise im großtektonischen Rahmen.
Die Eignung der Serpentine im einzelnen, vorzüglicher als andere Gesteine
in Gleit- und Schuppungsvorgänge eingebaut zu werden, liegt besonders
in der Ausbildung glitschig-schlüpfriger Randzonen des Serpentins begründet.
Auch die ursprüngliche Linsenform mag, wo kleinere Gesteinskörper vorlagen, dieser Bestrebung Vorschub geleistet haben. Im Falle pyroxenreicher
Randzonen kann die Schlüpfrigkeit durch Ausbildung talkig-metamorpher
Randzonen noch erhöht werden.
Die Serpentingrenze als Wasserstauhorizont, in ähnlicher Wirkungsweise
auch Störungen innerhalb der Peridotitmassen, begünstigen, sei es für vadoseoder juvenile Wässer, die molekularen Umwandlungen an Peridotitgesteinen.
Innerhalb des Serpentinmassivs geben Wechsel in der Gesteinsausbildung
bei tektonischer Beanspruchung häufig Impuls zu Störungen. Besonders
auffällig und bergmännisch bedeutsam ist das Ausgelöstsein von Störungen©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at489

an den Grenzen Serpentin zu Chromerzkörpern, wobei neben Kohäsionsauch Schwereunterschiede mitwirken können. Aber auch feinere Unterschiedein der physikalischen Beschaffenheit, etwa Grenze Amphibolit-Peridotit, ja sogar Dunit-Pyroxenperidotit (Schichtungsbankung!) vermögen Anlaß zur Ausbildung von Bewegungsbahnen bilden. Solche Umstände können dazu führen,
daß bei Schuppungstendenz in der Gebirgsbildung sich p e t r o g r a p h i s c hv e r s c h i e d e n e Z o n e n der Peridotitmassiva als s e l b s t ä n d i g e S c h u p p e n k ö r p e r herauslösen und für sich tektonisch in fremde Hüllgesteine eindringen. Der schmale chromitreiche Serpentinstreifen von Guleman in
Ostanatolien wurde in diesem Sinne als die aus einem großen Serpentinleib
tektonisch herausgeschnittene, selbständig verfrachtete Basiszone aufgefaßt.
Die r e i c h l i c h e D u r c h s t ö r u n g , die sich in den meisten Serpentinmassiven bemerkbar macht, wurde lange Zeit nicht allein tektonischer
Beanspruchung von außen zugeschrieben, sondern hiebei auch derangenommenen Volumvermehrung beim Serpentinisierungsvorgang eine
Rolle zugedacht. Eine genetische Trennung solcher etwaiger Folgewirkungen von jenen außentektonischen Störungen ist freilich nicht gelungen.
Heute wird der Hauptanteil des Serpentinisierungsvorganges
als
autometamorph, im Sinne von LOEWINSSON-LESSING [758], als
autokatalytisch, bzw. autopneumatolytisch aufgefaßt: Wasser war in dererstarrenden Peridotitmasse bereits molekular eingebaut, eine Volumvermehrung entfällt hiebei. Die nachfolgende fallweise und lokal, etwa
entlang Störungen fortschreitende Serpentinisierung unter Einfluß deroberflächennahen Bergwasserdurchtränkung, unter Umständen auch mit
Zuschuß juveniler Wässer denkbar, ist wohl in der Regel ein metasomatischer
Vorgang, eine Pseudomorphose, wobei Mg und Si0 2 abgeführt werden.
Das Fehlen von Volumsvermehrung bei der Serpentinisierung erklärt es
auch, daß die Bankungserscheinungen und magmatischen Schichtungsphänomene innerhalb mehr oder weniger serpentinisierter basischer Massen
ein verhältnismäßig noch unversehrtes Bild zeigen können; wie anders
müßte ein solches Schichtgebilde gegenübertreten, wenn nachträgliche,
ungleichmäßige Volum Vermehrungen von notwendiger Weise 20—70%
stattgefunden hätten, wie es uns Beispiele der Umwandlung von Anhydritin Gips und ähnliche Vorgänge an schichtigen Salzgesteinen erweisen.
Was an sichtbaren Störungen die Serpentinmassive teils in mehr minderparallelen Kluftscharen, teils kreuz und quer und in den verschiedensten
Intensitätsgraden durchsetzt, ist ausschließlich auf t e k t o n i s c h e Beanspruchungen zurückzuführen, die besonders in minder serpentinisiertem
Peridotit aber auch in Serpentin massiger Art ein sprödes, nicht bildsames
Material vorfanden. Der Gedanke, daß als Regel Peridotit-Serpentin sichgegenüber Tektonik plastisch verhalten haben könne, wie ihn HENCKMANN [4] äußert, ist im allgemeinen abzulehnen, erst im weitgehendgeschieferten, zerdrückten und zersetzten Serpentinen kann eine gewisse
Plastizität Platz greifen.
Die Serpentinstollen im Chrombergbau begegnen solcher Erfahrung von Gebirgsdruck. Ein Beispiel unter mehreren kann vom N a d a s c h a c h t bei Baduscha gegeben
werden: das vertikale Schachtteufen geht dort auf 150 m in Serpentin nieder, zu gewissen
Teilen weicheren, zersetzten Serpentin mit darin reichlich verteilten harten Blöcken
von wenig verändertem Peridotit durchörternd. Bald nach Fertigstellen der Schachtröhreäußerten sich in der relativ weicheren Zone lebhafte Druckwirkungen, die ein Zerstören

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der Holzkränze bewirkten. Nach erfolgter Entspannung der zweifellos komprimiert
gewesenen Serpentinzone t r a t vollständige Ruhe ein.

In der A u s b i l d u n g s w e i s e v o n S t ö r u n g e n im Serpentin macht sichrecht deutlich bemerkbar, ob Zerreißung und Bewegung unter Raummangeloder unter Raumüberschuß vor sich ging. Im ersteren Falle durchschneiden
scharfe, doch nicht sehr deutliche Blätter mit angrenzendem schiefrigem
Serpentin die Gesteinsmassen, im anderen Fall, in etwas gelockertem Raum,sind die Störungen Zerrüttungsstreifen, meist mit welligen, rutschrilligen
Harnischen ausgestattet, von Zerreibsei, Mylonitfüllungen, begleitet.
Eine Reihe von Gebirgsbildungsphasen der jungen Orogen-Epoche gingüber die Serpentine hinweg; um so verständlicher ist es, daß ein oft recht
wirres Störungsnetz den Serpentin überzieht und ein systematisches Auflösen nach Altersunterschieden der verschiedenen Störungssysteme oft nicht
gelingt. Nicht selten ist Gleichzeitigkeit oder nahezu Gleichzeitigkeit sichkreuzender Störungen abzuleiten. Häufig genug kommt es zu V e r w u r f
v o n V e r w e r f e r n ! Die S t r i e m u n g der H a r n i s c h e ( = „Riefung"nach SANDER), freilich auch hier oft in zeitlich aufeinanderfolgenden,sich kreuzenden Systemen, zeigt wohl stets die Bewegungstendenz (nachSANDER [| a = „Rilling") an, die Aufgaben der Ausrichtung im Chromerzbergbau konnten sich stets dieser Richtung (|| a) als Bewegungsrichtung(auch Tastprüfung!) bedienen.
Ein gegenteiliger Fall (siehe B . SANDER, Gefügekunde 1930, S. 226), daß jüngste
Striemung („Riefung" nach SANDER) auch senkrecht zur Bewegungsrichtung(Striemung= 11 b) entstehe, wurde mir aus dem balkanischen Chromerzbergbau nicht
bekannt, ist aber möglicherweise unter den kreuzenden ä l t e r e n Systemen vorhanden
unter der obwaltenden Tektonik scheinen sich in der Regel „Rillung" und „Striemung"(SANDER) zu überdecken — nach makroskopischem Befund also b 2 = ax) *).

G l a s i g e r S e r p e n t i n ist Ausdruck stärkerer Durchbewegung; er ist
zonenweise in Albanien auffällig und von dort zuerst durch F. v. NOPCSA
und E. NOWACK beschrieben worden. Meist sind es harte, von glasigen
Harnischen eingehüllte Serpentinknollen in serpentinschiefriger Grundmasse. Da auch mitunter primärknollige Absonderung von Pyroxenperidotit in Dunit auftritt, kann bei mechanischer Überarbeitung einessolchen Mischgesteins leicht ein Bild höherer Durchknetung, die Bildung
einer Großbreccie vorgetäuscht werden.
Die vorgosauische wie auch nachgosauische Tektonik, von letzterer
austrische und pyrenäische Phase, ist im Bereich der Dinariden eine oberf l ä c h e n n a h e T e k t o n i k , der auch eine oberflächennahe Metamorphose
entspricht. Ungeachtet des Vorhandenseins von Deckenschüben kommt
es nicht mehr zu tiefer Versenkung von Gesteinsserien: Überschiebungnach Schuppenart herrschte vor. Vom älteren Grundgebirge, dessen Hauptmetamorphose in vorvariszische Zeit weist, werden nur fallweise schmale
Späne abgelöst — wie ja s p a n a b h e b e n d e W i r k u n g (Beispiel Abb. 36)
ein Charakteristikum von Schuppentektonik ist — und in die jungen Deckenund Schuppenelemente eingebracht. Raummangel und dichte Gesteinspackung sind in der mit Serpentin verknüpften Tektonik weniger verbreitet*) Ergänzend hiezu B. SANDER, Einführung in die Gefügekunde der geologischen
Körper, 2. Tl., S. 270, Wien 1950. — Hier nunmehr anstatt Rillung und Striemung:
Längs- und Querfaden.

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als Raumlockerung und Ausbildung von Trümmerzonen. Daß sich Schwereunterschiede von Einzelgliedern bewegter Gesteinsmassen noch auswirken
können, wie es für die hochbasischen Massengesteine häufig zutrifft, spricht
ebenfalls für oberflächennahe, wenig belastete Tektonik.
F ü r das S e r p e n t i n g e b i e t v o n J e z e r i n a - O s t r o v i c a im oberen Lepenactal
Mazedoniens wurde bereits wiederholt die auffällige Erscheinung hervorgehoben, daßzwischen Phyllit-Chloritschiefer-Kalk-Unterlage und Grenzamphibolit des Serpentinssich ein fast beständig auftretender schmaler Streifen von Hochkristallin einschiebt,
meist unter Anzeichen bedeutender Störungsvorgänge. Das Kristallin des Schargebirges
liegt unmittelbar benachbart. Darf der Kristallinspan als Zeuge des ursprünglichen
Verbandes dieses Serpentins gelten, wäre nur eine g e r i n g e S c h u b w e i t e für einen
Abgleitungsvorgang erforderlieh.
E i n i g e K i l o m e t e r müßte die aus gleichem Anlaß vermutbare S c h u b w e i t e fürden R a d u s c h a s e r p e n t i n betragen; dieser liegt in gleicher Streichfortsetzung und im
selben stratigraphisch-tektonischen Niveau, örtlich Spuren von Grenzamphibolit und gerade
dort auch ein kleiner Ausschnitt Kristallin sind nachgewiesen. Nahe zum NO-Rand dieses
Massivs, in der enggescharten Schuppenzone von Sedsiste am Lepenac sind mehrfach
Kristallinkeile zwischen daehziegelartig aufgeschuppten Serpentinmassen und Kreidekalken eingeklemmt (Profile in [63]). — Wesentliche Störüngserscheinungen, in ihrer
Wertigkeit allerdings nicht immer erkennbar, werden ja überall an der Basis der Raduschaserpentinzone durch die dort verquerenden Aufschlußstollen des Chromerzbergbaues
seit Jahren nachgewiesen. Die wahrscheinlich rein tektonische Diskordanz dieses Serpentins
zur Unterlage im Orasje-Abschnitt habe ich 1937 abgebildet [6]; es ist also auch fürRaduscha wahrscheinlich, daß die S e r p e n t i n m a s s e en bloc eine A b s c h a r u n g aus
ursprünglichem Verband oder Teilverband mit Kristallin erlitt, „ u n t e r B e i b e h a l tihres Lotes, mit der chromerzreichen Basiszone zutiefst".

Für mächtige ausgedehnte basische Massen dürfte da und dort allein der
S c h w e r e u n t e r s c h i e d derselben gegenüber den Nachbargesteinen zu
selbständigen Verhalten im Beanspruchungsplan oberflächennaher Tektonik
führen. Nicht muß dies für die kleineren Serpentinschollen gelten, die durch
diese Tektonik ebenso gut in inverse Lagerung gebracht werden können,
als das leichtere Nachbargestein.
Der mit Kreide verschuppte Serpentinzug N V e l e s ist hiefür ein Beispiel; er hat den
durch einen chromreichen Eisenpisolith an der Basis gekennzeichneten, transgressiven
Kreidekalk u n t e r sich liegen. Für den Chromserpentin von V a l a n d o v o beim Doiransee
an der mazedonisch-griechischen Grenze, auch für einen Ausschnitt der Chromit
führenden Serpentinmasse bei K r u m o v g r a d in Ostbulgarien ist inverse Lagerung
wahrscheinlich.

Im einzelnen sind m e c h a n i s c h e D e f o r m a t i o n e n von Serpentin,
Schieferungszonen, besonders an den Rändern der Peridotitgesteinsmassen
entwickelt.
C h r o m i t selbst ist spröder als sein Muttergestein und antwortet auf
mechanische Beanspruchung mit innerer Zertrümmerung, Zermulmung,
Mylonitbildung, wobei aus dem glänzenden Pechschwarz des Erzes ein mattes
Braun wird. Unter besonderen Umständen wird eine größere Lagerstätte
von Chromit als Ganzes randlich mylonitisiert, an den Störungsrändern
zu feinkörnig mattbraunem Erzmylonit zerdrückt. Ein solches Beispiel
war Raduscha-reka bei Skoplje. Gleiches beobachtet de WIJKERSLOOTH
an kleinasiatischen Vorkommen.
Die in Serpentin eingeschlossenen C h r o m i t m a s s e n widerstreben dermechanischen S c h i e f e r u n g länger als das Muttergestein, dessen gut ausgeprägte Cleavage an der" massigen Struktur der Chromerzschliere endenkann.

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492

0

1m

Abb. 139. Fetiler Aufschlußpunkt 7, (Ostbulgarien).
Massige grobkörnige Sprenkelerzschliere widersetzt sich der Durchschieferang. •— 8 =Schieferserpentin; Cr = Sprenkelerz mit mäßig durchbewegter Serpentingrundmasse.

Mechanische Deformation des massigkörnigen Chromits zu gestreckter
Kornlage, zu E r z g n e i s , gibt es n i c h t , wie ja auch Rekristallisation des
Chromits nicht vorkommt. Wo solche Fälle vorzuliegen scheinen, ist
primär-blättrige Erzkornstruktur vorhanden. Die gegenteilige Auffassung
von A. HELKE und P. de WIJKERSLOOTH für Guleman halte ich als
irrtümlich.
Im Peridotit wird bei geringer K a t a k l a s e zuerst Olivin zertrümmert,
wobei die Pyroxene noch intakt bleiben, von St. PAVLOVIÖ [124] aus dem
Zlatibor beschrieben.
Für P r o t o k l a s e , magmatische Zertrümmerung, fanden sich Anzeichen
in einigen Schliffen von pyroxenreichem Lojane-Serpentin. Auch Gabbropegmatite können Protoklase zeigen.
U n d u l ö s e A u s l ö s c h u n g einzelner Olivinkörner mitten in mechanischunversehrtem Korngefüge von Duniten dürfte als Vorstufe von Protoklase
gelten.
Diabase der b o s n i s c h e n Serpentinzonen zeigten W. HAMMER [55] inzahlreichen Schliffen keine Kataklase.
Nach P H I L L I P S O N (cit. ESKOLA [694] S. 307) kann in geschieferten Peridotitserpentinen der O l i v i n eine E i n r e g e l u n g mit (100) in die Schieferungsfläche aufweisen. P . HAAPALA [492] berichtet von n o r d f i n n i s c h e n Serpentinen, deren Olivinreste Cleavage nach (010) erleiden.
Ferner zur Olivinregelung in Peridotit-Tektoniten: C. ANDREATTA [690 a], F . J .
T Ü R N E R [814 b ] .
Nachtrag: H. J . K O A R K ([420 a], siehe auch S. 519) bringt zum Ausdruck, daß die
günstige Translatierbarkeit von Diallag || (100) die Tektonisierung von Diallagserpentinen
fördert.

Häufigkeit und Intensität von D e f o r m a t i o n e n u n d S t ö r u n g e n
z u n ä c h s t des A m p h i b o l i t g ü r t e l s um Serpentinmassive sind vielen
Beobachtern aufgefallen, doch gehören diese Störungen wohl zu den©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at493
allgemein häufiger auftretenden Grenzstörungen von Peridotitmassiven.
Ich habe solche aus dem L e p e n a c t a l beschrieben, PAVLOVIC, ebenso
wie AMPFERER und HAMMER erwähnen sie vom Zlatibor. F. ANGEL
findet sie aus dem Gebiet von Tilisuna im Rhätikon bemerkenswert.
O p h i c a l c i t b i l d u n g e n , metamorph überprägte tektonische Gemenge
von Serpentin und Kalkstein bzw. Calcit (meist an Serpentin-Kontakten
auftretend) sind zwar von Balkan und Anatolien bisher nicht beobachtet
worden, trotz Kalkrahmen der Serpentinmassive und ihrer häufigen
unmittelbaren tektonischen Berührung mit Kalkstein. Schon im Abschnittüber Kontaktmetamorphose kurz beleuchtet, werden die Ophicalcitbildungen bei der allgemeinen Besprechung der Metamorphoseerscheinungenunter den „Serpentinreaktions- oder Serpentinhofgesteinen" noch einen
Hinweis finden.
Peridotit und Chromit in der Metamorphose.
Die P e r i d o t i t g e s t e i n e nehmen in der Gesteinsmetamorphose eine
eigenartige Stellung ein. Auf der einen Seite vermag ihr Bestand an Mineralien
der hoch temperierten Bildungsstufen sie in gewissem Grade zu größerer Widerstandskraft gegenüber metamorphisierenden Einflüssen besonders während
der Tiefenverlagerung zu befähigen, damit eine teilweise Beharrlichkeit
ihrer Existenz verbürgend, auf der anderen Seite kommt auch wieder
große Labilität der Mg-Orthosilikate, sobald sie den magmatischen Tiefenkeller verlassen haben, auch wenn sie sieh noch in eigenem Gesteinssaft
befinden, zum Ausdruck und äußert sich in der Herausbildung besonderer
automorpher Umwandlungsvorgänge, nachfolgend von weiteren Umbildungsprozessen abgelöst.
C h r o m i t zeigt a l l e n Metamorphoseeinflüssen gegenüber noch relativ
die beste Bewährung.
Die M e t a m o r p h o s e n , von denen die Peridotitgesteine der Balkanhalbinsel und Anatolien — und in ähnlicher Weise auch viele andere Peridotitbezirke betroffen werden — lassen sich im einzelnen wie folgt gliedern,sind aber in der Natur als häufig nebeneinander bestehend und sich übergreifend, zu Polymetamorphosen zusammentretend, nicht immer klar zu
trennen:
0. K o n t a k t m e t a m o r p h o s e , endogene Kontaktmetamorphose ausder Peridotitintrusion; ihre spärlichen Erscheinungen fanden im Abschnitt V Darstellung.
1. Frühmetamorphose,Autometamorphose z.T., die Serpentinisierung
und ihre Begleitvorgänge beinhaltend.
2. V o r g r a n i t i s c h e bis g r a n i t i s c h e R e g i o n a l m e t a m o r p h o s e ,Metamorphose — auch wiederholte — hervorgehend aus Tiefenverlagerung
und tektonischer Wirkung. Im allgemeinen hat diese Metamorphose mit
dem Erscheinen der kretazisch-tertiären G r a n i t - und Andesitintrusionen,manchmal noch unter Wirkung derselben zu höchster Steigerung angespornt,
auch mit ihnen ihren Abschluß gefunden. Nicht immer wird also eine
scharfe Trennung von Erscheinungen der gewöhnlichen und granitischbedingten Regionalmetamorphose durchführbar sein.

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3. O b e r f l ä c h e n n a h e g r a n i t i s c h e M e t a m o r p h o s e ; es sind hier
im besonderen jene mehr örtlichen Mineralisationen hervorgehoben, dieausschließlich der pneumatolytisch-hydrothermalen K o n t a k t Wirkung
seitens jüngerer, kretazisch-tertiärer saurer bis halbsaurer Tiefengesteine,
Granit, Syenit, Tonalit, Diorit u. a. auf Peridotit und Serpentin ihr Entstehen verdanken. Ungeachtet hochtemperierter Bildungsvorgänge darunter,handelt es sich doch um o b e r f l ä c h e n n a h e Bildungen, da ja die betreffenden
Aufschlußbereiche der jugendlichen Plutone bereits in nahe Beziehungzu kretazisch-tertiären Altflächen treten.
4. A n d e s i t i s c h e u n d p o s t a n d e s i t i s c h e M e t a m o r p h o s e der
P e r i d o t i t - S e r p e n t i n e , hervorgerufen durch den kretazisch-tertiären
Andesit-Dazit-Vulkanismus. Hier gibt es bereits Übergänge in
5. n o c h j ü n g e r e bis r e z e n t e M i n e r a l u m - u n d - n e u b i l d u n g e n
a u f S e r p e n t i n g e s t e i n e n , die z. T. auch den erlöschenden Nachwirkungendes Andesitvulkanismus zuzuschreiben sind.
Die vorstehende Aufteilung der möglichen Metamorphoseeinflüsse auf
Peridotitgesteine entspringt Verhältnissen, wie sie auf der Balkanhalbinsel
und in Anatolien gegenübertreten. Im wesentlichen dürfte sich auf anderen
Peridotitgebieten alle oder einzelne dieser Metamorphose-Einwirkungen inähnlichem Rahmen wiederholen.
Die Abgrenzung unter sich, die Zergliederung bei sich deckenden Metamorphosen ist bei den Peridotitgesteinen mitunter schwierig durchführbar
und kann oft nur im groben gelingen. In manchem haben die Metamorphosen
gleiches Endziel. Die Frühmetamorphose ist nicht immer klar von nachfolgender Regionalmetamorphose zu unterscheiden, letztere wieder kannin ihrer Erscheinung mit jener der granitischen Metamorphose verquickt
sein, Stoffwechselvorgänge sind beiden eigen.
Es wurde versucht, die U m b i l d u n g s v o r g ä n g e u n d i h r e Mineralp a r a g e n e s e n , in ihrer Abgrenzung wie auch in ihren Übergängen, in dernachfolgenden T a b e l l e 3 zu vereinigen. Damit sei auch vor Augen gestellt,
wie Metamorphosezugehörigkeit oft erst in jedem einzelnen Falle entscheidbar ist.
Die Kontaktmetamorphose, Frühmetamorphose und vorgranitische bis
granitische Regionalmetamorphose der Peridotitgesteine sind die oberf l ä c h e n f e r n e n Metamorphosen! Auf die Kontaktmetamorphose wurde
bereits im Abschnitt V eingegangen. Der vorliegende A b s c h n i t t VI ist
der Frühmetamorphose und der vorgranitischen bis granitischen Regionalmetamorphose als der M e t a m o r p h o s e s c h l e c h t h i n gewidmet.
Die b e s o n d e r e granitische Kontaktmetamorphose auf Peridotit und
Chromit, ferner Kontaktwirkungen auf diese seitens der Andesite, Trachyte,
Dazite, übergehend in noch jüngere bis rezente Mineralum- und -neubildungen auf Peridotitserpentin haben für Balkanbereich und Anatolien
als o b e r f l ä c h e n n a h e bis oberflächenhafte Metamorphose zu gelten,
diese Erscheinungen sind dem Abschnitt VII vorbehalten.
1. F r ü h m e t a m o r p h o s e .
Unter diesen Begriff sollen die Phänomene der A u t o m e t a m o r p h o s e
des Peridotits und alle dieser Phase als engst angeschlossen zu betrachtenden Mineralum- und Neubildungen in ihm zusammengefaßt
werden.

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Serpentinisierung.
Das hervorstechendste Metamorphosemerkmal der Peridotitgesteine, dieS e r p e n t i n i s i e r u n g , nimmt hier den wichtigsten Platz ein. — S e r p e n t i nist, mit J. HARROY [737] ausgedrückt, P r o d u k t d e r H y d r o l y s e
AI-freier M a g n e s i a s i l i k a t e .
Die S e r p e n t i n i s i e r u n g , Hydratisierung der Magnesiasilikate, vor
allem des Olivins, meist etwas nachhinkend der Pyroxene, schließlich auchAmphibole ergreifend, als verbreitetster UmbildungsVorgang an einem
Peridotitgestein, ist in ihrer genetischen Deutung schon durch verschiedenerlei Auffassung hindurchgegangen. Die heutige Erkenntnis macht in überwiegender Meinung bei a u t o m o r p h e r B i l d u n g s w e i s e des Serpentins
halt. Auch diese Vorstellung ist nicht in allem neu. F. WEINSCHENK
hat 1894 für die Antigorit führenden Serpentine — Stubachite — desStubachtales in den Hohen Tauern bereits angenommen, daß sie unter
Piezokristallisation erstarrte Massengesteine seien, wobei der mit Olivin
regelmäßig verwachsene Antigorit gleichzeitig mit Olivin zur Ausscheidung
kam. — Frühzeitig ist auch M. F. LOEWINSON-LESSING [758] zugunsten
der Vorstellung „autokatalytischer" bzw. „autopneumatolytischer" Vorgänge bei der Serpentinisierung eingetreten und hat die gleiche Vorstellungauch fallweise für die Bildung von Chlorit, Zoisit, Epidot und anderer
Minerale in Anspruch genommen.
Im Werk über die Gesteinsmetamorphose von GRUBENMANN undNIGGLI [765] werden neben der automorphen Bildungsweise des Serpentins,
die mit Propylitisierung der Jungvulkanite verglichen wird, auch mesobis epithermale Vorgänge mit Stoffwechselwirkungen sowie Dynamometamorphose als Serpentin-bildend angeführt. Auch durch Verwitterungsvorgänge erdeinwärts sollen „auf Grundlage vorgebildeter Kolloide unter
Beteiligung von Lösungsumsatz Kristalloide neu entstehen, daruntersolche von Serpentincharakter".
Am Beispiel des G a n o z s e r p e n t i n s am S-Hang der Hohen Tauern
bei Kais unterscheidet F. ANGEL [372] streng zwischen Serpentin erster
Art als t i e f e n h y d a t o g e n e s P r o d u k t , meist in Form von C h r y s o t i l als
Maschen- und Fensterserpentin; und zwischen Serpentin zweiter Art,A n t i g o r i t , als Ergebnis von T i e f e n z o n e n u m w a n d l u n g , bzw. D y n a m o m e t a m o r p h o s e . Beide Serpentinarten können für sich allein als auchnebeneinander bestehen.
Die tiefenhydatogene Pseudomorphisierung von Olivin und Pyroxen, auch aus
Brgußgesteinen bekannt, wird von ANGEL in Vergleich gesetzt mit der Kaolinisierungu n d Serizitisierung von Feldspaten bei Erhaltung der Form und im Anschluß an tiefenhydatogene Einwirkungen durch Thermen in regionalem Sinne . . . „Solche Prozesse
ergreifen weite Gebiete. Deshalb ist die einfache Vorstellung eines heißen Sprudels als
Agens unzulänglich. Vielmehr deutet die Ausbreitung an, daß es sich u m Tätigkeit
großer, zeitweise stagnierender, dann wieder mehr oder weniger rasch bewegter Warmwassermengen handelt, die in geologisch bedeutenden Zeiträumen auf tausend undabertausend Spalten und Ritzen in weiter Ausbreitung in einem Gesteinskörper tätig
waren. C 0 2 spielt dabei zweifellos eine große Bolle. Lösung, Wechselwirkung, Wiederabsatz verändern den Felskörper einschneidend. I n diesem Typus der Serpentine fehlt
blättriger Antigorit."

H. H. HESS [738] hat 1933 in Economic Geology unter Anführung
namentlich amerikanischer Literaturhinweise eine zusammenfassende Betrachtung des Problems der Serpentinisierung gegeben, welche die automorphe Entstehungsweise des Serpentins als allgemeingültig zu begründen

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Tabelle Nr. 3Übersicht der Metamorphosen an Balkanperidotit.

CD

Frühm etamorp hose
Vorgranitische bis grani- Lokale oberflächennahe
Jüngere bis jüngste MineEndogene und exogene (Autometamorphose z. gr. tische Regionalmetamor- granitische bis nachgra- Andesitische und postande- ralum- und -neubildungenKontaktmetamorphose
sitische Metamorphose
phose
Teil)
in Ober flächennähe
nitische Metamorphose

Vorhandensein nicht immer
gesichert, von späteren
Metamorphosen überdeckt
oder z. T. überhaupt inFrage gestellt.

Auswirkung von erhöhtem
Druck und Temperatur sowie Stoffaustausch und
Epimagma tisch, pneumato- z. T. auch von Bewegung.
ly tisch-hydrothermale End- — Alle Tiefenzonen, vorwirkungen, selbstinfiziert, und rückschreitende Tenim erstarrenden Peridotit- denz, kommen in Frage; imallgemeinenüberwiegenmagma.
Umwandlungen oberer Tiefenzonen (mäßige P-T-Bedingungen).

Erhöhte Temperatur, dochrasches Temperaturgefälle,relativ niedrige Drücke,örtlich beschränkte Mineralisati onsherde in tagnahen Kuppeln
saurerPlutone.

Örtlich bedingte Umwandlungserscheinungen im Gefolge starker hydrothermaler Wirksamkeit andesitisch-dazitisch-tr achy tischer Eruptionen der Kreide-Tertiärzeit.

Hydrothermal-vados vermengte, teils rein vados
bedingte Umwandlungsvorgänge u. Mineralisationen,
teilweise bis in die Gegenwart reichend.

Aus basischer Fallweise Sprossung einer
Magmasubstanz bewirkte frühen Generation HornGrenzfelsbildungenvon blende, meist gefärbt, — -> Hornblendesprossung
Peridotitmassen — pyro- monokl. u. rhombisch. Sma~
lokal bedingt, jüngere, meist
Hornblende
xenitische, eklogitische und ragditisierung von Pyroxen,
gabbroide Uandzonen. Pri- Kämmereritbildung z. T.
Gesteigerte Chromchloritmärmagmatische (?) Grenz- (mitunter auch Glimmer u.
bildung (+A1 2 0 3 ), Biotitiamphibolite.
Chlorit).
sierung, Phlogopitisierung.
Exogen: Alkaliabgabe (Na!) Serpentinisierung;l?3bseTZerstörung der Serpentin—>
FortsetzungderSerpenan die Umgebung von Serpentin und ausnahms- tinisierung in abgeschwächI
minerale, des Hestolivins
Seite basisch-ultrabasischer weise Blätterserpentin nach tem Maße, entlang tek- Abgeschwächt, an Kontakt- ?
usw. (Mg-Entzug, relative
grenzen wirksam.
Intrusionen; blaue Horn- Olivin, Bastitisierung von tonischer Klüfte begünstigt
Si0 2 -, Fe-, AI 2 0 3 -Anreicheblenden-GIaukophan Spros- Pyroxen;
I
rung)
;
Siliciophitbildung
Magnetitausfortschreitend.
sung. (Glimmerneubildung scheidung aus dem Olivinim allgemeinen, BraunKluftckrysotilphase.
Bei stärkerer Dynamometaz.T.?)
zerfall und Fe-AuswandeÖrtliche Verkieselung vonmorphose :I
Burchquarzung der Peri- rung aus Chromit, Ein- Antigoritbildung
Serpentin,
Hornsteinbil\
dotitnachbarschaft,doch schwemmen von Magnetit
dung,Chalcedonisierung. <— —> autochthone lateritische
und nachfolgend Chlorit ( + Al ä 0 3 ), M £ ( + Si0 2 )keine mineralisierten Horn- in die Chrysotilkanäle.
Verwitterung sTcruste des Ser—>felszonen.
Mg-Mobilisierung
durch pentins: Limonit- und KieBildung selzone oben, Karbonatzone
K-andliche Magnetitisierung Cr-Mobilisation aus Chromit COa-Thermen:
von Chromit (Stabilisierung und Cr-Eingang in Uwaro- dichter Magnesit z. gr.T. und unten(Mg-Mobilisierung©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

C ?- und Mn-Fällungen. Cr aus Ckromit in die des Fe-Entzuges aus Chro- wit, Kämmererit, Smarag- nachfolgende Kieselausdurch mehr minder thermal
Rekristallisationen vonSmaragditbildung.
scheidungen.
mit!)
dit, Fuchsit.
und CO 2 -verstärkter vaKalken (Marmorisierang).
Asbestbildung als ver—> ( + SiOa)
verstärkt, [Paragenese MgC0 3 -CaC0 3 . doser Wasserzirkulation —(„Weißbrennen" von Merstärkte
Chrysotilbildung Quer- und Längsfaserasbest. (MgC0 3 -SiO a sowie Meer- ebenfalls dichter Magnesit).
geln nur an Diabaskon(granitisch!) meist Quer- Nemalithbildung(Faser- schaum und Gymnit->•)
takten !)faser.
brucit), Hydromagnesit, ArAmphibolitisierungderpytinit, Aragonit, Calcit.
Cr-Mobilisation aus ChroGranatsprossung z. T. ?
roxenitisch-gabbroiden[Mineral isationsumfang der mit abgeschwächt, Bildung[Scklaining im österr. BurGrenzzonen. (Glaukophan- Granitkontaktparagenese des des K-Cr-Glimmers Avalit.
genland, in Fortsetzung derbildungaus
Omphacit.)vonBosnien—Kroatien— Einwandern von Cr in
Lo jane-Serpentins:
Entstehung von metamorherstreichenden SerpentinRazumofskin (Cr-ocker).]phen Grenzfelsbildungen (z. Cr-freier Diopsid, Uwaro- Milpschin,Wolchonskoit,Crketten, als Beispiel einer
Entnahme von Ni
auswit,
Cr-Chlorit,
Smaragdit,
kl. Teil metamorphe Gesehr wahrscheinlich echten,
samtüberwältigung kleiner Kluftasbest, Phlogopit, Ve- Serpentin durch hydrowenig metamorph iiberSerpentinmassen) bei ge- snvian, Tremolit-Aktino- thermale Lösungen und Mprägten Periäotit-Kontaktsteigerter
Dynamometa- lith, Calcit, Aragonit,Quarz, Einbau in Sulfide jungmineralisation:
paläoz.
morphose und Stoff aus- Nemalith, Hydromagnesit. vulkanischer MineralisatioKalk an Serpentin antausch mit den Hüllge- Artinit, Schwefelkies . . . nen, ferner Ni in Gymnit.
stoßend zu Calcitmarmor<—^—>
Nickelsilikatbildungen
im phlogop. Serpentin
steinen :verändert, mitGlaukophan,
der autochthonen Serpenroter Granat, Zirkon, Tur
Aktinolith, Epidot, Anora) Si02-reiche Hülle! Chlo- malin; endogen im Granit
tinverwitterungskruste.
thit, Magnetit.]rit- u. Hornblendeser- Wollastonit, Prehnit, Na—> Balkanische Pyroauritpentine z. T., Biotit-,—trolith.](Hydromagnesit, Artinit). paragenese (Gymnit
Chlorit-, Talkfelse.
Brucit? — Pyroaurit —b) Kalkrahmen; KarbonatMagnetit — Aragonit —serpentine,
ListwänitHydromagnesit).
felse, Ophicalcite (epidotführend; Granatbildung z. T.).
Rezenter Absatz bas. MgZeolithe
Karbonate.

Anmerkung; Die Metamorphosen sind in ihrer Altersfolge aufgezählt, treten aber kaum je vollzählig am
sondern in der Re%el nur in der Wirkung einzelner sich überdeckender Phasen.

Peridotitmassiv sinnfällig in

Erscheinung,©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at498
sucht: k e i n e n e n n e n s w e r t e V o l u m v e r m e h r u n g bei der Serpentinisierung, die Serpentinlösungen verlassen n i c h t den basischen Stammkörper, die Serpentinminerale sind a b g e t r e n n t von den anderen Paragenesen, gewöhnliche hydrothermale Vorgänge würden stets auch Chloritbildung herbeiführen. Serpentinisierte Dunite wären k i e s e l r e i c h e r
als frische Dunite, d. h. spätere Serpentinisierung von Dunit würde auch
Kieselzufuhr erfordern.
Der V o r g a n g d e r S e r p e n t i n i s i e r u n g wurde früher hauptsächlichgeschrieben nach der Gleichung 3 Mg 2 Si0 4 (Forsterit)+Si0 2 +4 H 2 0 =2 H4Mg3Si209 oder auch 3 Mg 3 FeSi 2 0 8 (Eayalit-, bzw. Pe-reicher Eorsterit) ++ 6 H 2 0 + 0 = 3 H 1 Mg 3 Si 2 0 9 +Pe 3 04 (Magnetit). Die O-Zunahme sei nach
HESS auch in dem größeren Fe 2 0 3 /FeO = Verhältnis des Serpentins als jenem
des Ausgangsgesteins ersichtlich, wobei allerdings die Herkunft des 0 offensteht. Der Vorgang der Serpentinisierung sei aber „deuteric" im Sinne
SEDERHOLM, d. h. postmagmatisch doch Ausfluß einer mit dem Magmanoch zusammenhängenden Wirkung. Es würden hiebei gleichsam vonSerpentin korrodierte Olivine erzeugt.
H . H. HESS sieht die automorphe Serpentinisierung ausgeübt durch kieselreicheBestflüssigkeit, die sich von hydrothermaler Lösung unterscheidet und als „Hypohydrous",d. h. weniger H 2 0 enthaltend als hydrothermale Lösungen, bezeichnet wird und schreibt:
3 M g 2 S i 0 4 + H 4 S i 0 4 . 2 H 2 0 = 2 H 4 Mg 3 Si 2 0 9 . Dabei wäre nur 5 % Volumzunahme gegenüber früheren Annahmen von 24 bis 72% erforderlieh. Der Wassergehalt des Peridotitmagmas, auch die Schmelztemperatur ermäßigend, wird von H E S S mit etwa 10% angenommen. Die Umsetzung des ausgeschiedenen Olivins erfolge schon während der
Pyroxenausscheidung, aber auch unmittelbare Ausscheidung von Serpentin sei möglich. —Das Olivinmagma habe bereits die Zusammensetzung des Serpentins. — Die Ausscheidung
erfolge bei mäßiger Temperatur über engem Temperaturbereich, womit noch da und dort
auftretende h a l b k o l l o i d a l e Anzeichen in der Serpentinmineralform erklärbar würden.
Vereinzelte Mineralformen der Serpentinaggregate, die an ursprüngliche Gelb i l d u n g e n mahnen, können auch aus dem Balkanbereich angeführt werden:
beispielsweise lassen gewisse Serpentintypen von L o j a n e in Mazedonien pseudo-oolithische
Züge erkennen. — Sphärolithische Strukturen (Pikrolith ?) weisen Serpentinaggregate
auf, die im Chromit von N a d a bei Baduscha, Mazedonien, eingeschlossen sich finden.
HAAPALA [492] erwähnt sphärolithische Serpentinstrukturen aus
finnischen
Serpentinen.
I m Bahmen der Vorstellungen, wie sie F . G. W E L L S [901] für die Temperatur bei
der Serpentinisierung angibt, 100 °—575 °, wären Gelstrukturen bei der angenommenen
spätmagmatischen bzw. pneumatolytisch-hydrothermalen Bildungsweise des Serpentins
an sich noch kein Widerspruch.
Nachtrag: Nach der jüngst experimentell vertretenen Ablehnung eines „Serpentinmagmas" als auch — ob mit Becht ? — der Autometamorphose durch N. L. B O W E N
und O. F . TUTTLE [704 a], auf S. 388 bereits angeführt, könne sich Serpentin nur unter
510° bilden.

Dunitische Gesteine sind in der Regel der stärkeren Serpentinisierung
verfallen als pyroxen-peridotitische; die Serpentinisierung nimmt von den
Intergranularfiächen des Olivinkorngefüges ihren Ausgang, wobei die Trennfugen zu Zentralkanälen des Chrysotils werden, in die im Ausgangsstadium
der Olivinumwandlung Magnetit des Olivinzerfalls eingeschwemmt wird
und sich dort abscheidet.
B a s t i t , Faserserpentin, dessen regelmäßige Parallelanordnung der Fasern von den
Spaltflächen des Pyroxens übernommen wird, ist nach F . ANGEL nicht nur Umwandlungsprodukt rhombischer Pyroxene, sondern Bastitisierung ergreift auch Diallag, wobei
Einstreuung von krümmeligem Epidot die Abkunft andeuten kann.

Das reine Olivingestein scheint eben im magmatischen Zustande mehr
wasserbindend gewesen zu sein, als die weniger basischen Differentiate.

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Dies kommt auch zum Ausdruck bei dem als „Wasseraureole" zu bezeichnenden Phänomen der Chromitlagerstätten, welche häufig in einenstärker serpentinisierten Dunitmantel gehüllt sind.
Die unregelmäßige bis regellose V e r t e i l u n g der S e r p e n t i n i s i e r u n g
in basischen Massiven, unabhängig von der jeweiligen Oberfläche, tritt
auf den balkanischen und anatolischen Vorkommen allenthalben in Erscheinung. Auch H. H. HESS [738] betont dies für die amerikanischen
Vorkommen; daß allerdings die Serpentinisierung überall unabhängig
von den Rändern und von Klüftung der basischen Gfesteinskörper in Erscheinung trete, ist für den Balkan nicht immer zutreffend.
H . H. HESS selbst erwähnt ein Beispiel aus dem U r a l , wo die Serpentinisierungdes Peridotits entlang des Pyroxenitkontaktes verstärkt auftritt.
INGERSON [660] beobachtet in der auf Phylliten ruhenden Basiszone des T r o u t R i v e r Peridotitlakkolithen in New-Foundland höhere Serpentinisierung als in derkritischen und in der ähnlich zusammengesetzten Hangendzone, aber auch höhere
Serpentinisierung in Nähe der Störungen.
A M P F E R E R [25] fällt am Z l a t i b o r auf, daß für die Ränder der Serpentinmassive
und auch für die Störungsbereiche stärkere Serpentinisierung bezeichnend ist, die Serpentinisierung an sich unabhängig von der Oberfläche, auch von der vorkretazischen, alsoälter wie Oberkreide sei. NOWACK [236] sagte ähnliches von A l b a n i e n aus. Die gleichen
Beobachtungen liegen auch aus meinem Erfahrungsbereich vor; sie treffen etwa für den
R a d u s c h a b e z i r k ebenso zu wie an Peridotiten im Kristallinverband O s t b u l g a r i e n s .
I n dem für die innere Gliederung der Peridotitmasse mehrfach herangezogenen Profil vonRaduscha nach RavniSte ist der von der Oberfläche und von Lagerungsbeziehung unabhängige Wechsel stark serpentinisierter mit olivinreichen Dunitlagen offenkundig.

H. H. HESS möchte auf Grund amerikanischer Beispiele ganz allgemein ein Abnehmen des S e r p e n t i n i s i e r u n g s g r a d e s nach der Tiefe
der Peridotitkörper annehmen, ferner: Intrusionen in Phyllite seien vonstärkerer Serpentinisierung bedacht, wobei der höhere Wassergehalt aus
dem Nebengestein stamme, während Serpentine innerhalb der Gneise
im allgemeinen weniger serpentinisiert seien. — Diese Beobachtungenfinden am Balkan und in Kleinasien k e i n e Bestätigung.
Auf A l t f l ä c h e n entblößte oder aus der Bedeckung von Tertiär oderJungmesozoikum hervorkommende Peridotitmassen des Balkans und
Kleinasiens — wie auch anderwärts — weisen in diesem Grenzbereich
häufig ebenfalls scheinbar stärkere Serpentinisierung auf; hier handelt
es sich aber meist nur um fossile Zersetzungserscheinungen des Serpentins,
z. T. paläoklimatisch bedingt, die aber keine verstärkte Serpentinisierung
darstellen sondern Zerstörung, Abbau von Serpentinmineralien unter
Zurücklassen mehr minder Mg-verarmter kieselangereicherter Zwischenprodukte in Richtung lateritischer Bodenbildung. Hierauf wird im Abschnitt VII Bezug genommen.
Der Zusammenhang von verstärkter Intensität der S e r p e n t i n b i l d u n g
m i t S t ö r u n g s b e r e i c h e n zeigt an, daß Serpentinbildung über die autometamorphe Phase hinaus fallweise wirksam sein kann, u. zw. nicht nur
in der dynamometamorphen Abart als Antigoritbildung, sondern unterdem Einfluß tiefenhydotogener Bedingnisse, längs Störungen begünstigt,
auch als Chrysotilbildung. Kommen von Seite j ü n g e r e r P l u t o n e Lösungsfronten in Bewegung, ist wohl auch von diesen eine Belebung der Hydrolyse
von Peridotitgesteinen zu erwarten.
PAVLOVIÖ [124] beobachtet verstärkte Serpentinisierung des Peridotits am K o n t a k t
zu jüngerem Diabas und Gabbrodurchbrüchen des Z l a t i b o r , Westserbien.

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500
F ü r L o j a n e in Mazedonien bringen Granitdurchbrüche auch erhöhte Serpentinisierung
in Gang.
HAAPALA [492] meint zwar, daß sich auf f i n n i s c h e n Serpentinen kein Zusammenhang der Serpentinisierung mit Granitintrusionen nachweisen läßt, ja daß vielfach die
Serpentinisierung vom Rande nach dem Innern der Peridotitkörper zunehme.
I n der R h o d o p e Nordgriechenlands und Bulgariens ist unter Einfluß der dort
häufigen Granitdurchdringung höhere Umwandlung der Peridotitgesteine, auch im Sinne
gesteigerter Serpentinisierung nicht von der H a n d zu weisen. Beispielsweise besteht
ein Gegensatz zwischen Ost- u n d W e s t - C h a l k i d i k e , beide mit Serpentinen in Kristallinverband, erstere den Granitintrusionen nahe gerückt, stärker verändert als die granitferneren Serpentine der Westchalkidike. Ähnlich stehen sich R a d u s c h a s e r p e n t i n
und der granitdurchlöcherte L o j a n e s e r p e n t i n gegenüber.

Man wäre versucht, die Serpentinisierung etwa mit einem „chronischen
Prozeß" des Mediziners zu vergleichen, der Epochen hindurch ruhend,
ohne Fortschritt, nur dann wirksam ist, wenn ihm der Nährboden günstig
wird, ein solcher wird bei der Autometamorphose aufgezehrt, stellt sich da unddann unter besonderen Umständen auch noch in späteren Epochen wieder ein.
Jedenfalls ist auch für Balkan- und Kleinasienserpentine gültig, daßsich die A u s b r e i t u n g d e s M a s c h e n s e r p e n t i n s in Peridotiten als
f r ü h e s t e u n d b e s o n d e r e U m b i l d u n g s p h a s e von allen nachfolgenden
jüngeren UmbildungsVorgängen wie Antigoritisierung — fallweise primärmagmatische Antigoritbildung ausgenommen — Chloritisierung, Talkisierung
abhebt und ähnliche Gründe für autometamorphe Bildungsweise desChrysotils in Anspruch genommen werden können, wie sie allgemein von
H. H. HESS dargetan wurden. Es steht dem nicht entgegen, daß auchnach Erlöschen der eigenmagmatischen Wirksamkeit Bedingnisse fürähnliche tiefenhydatogene Serpentinbildung bestehen oder aufleben können.
Darüber hinaus setzt fallweise Antigoritbildung in Zusammenhang mit
Tiefenverlagerung und gebirgsbildenden Kräften fort. Auch für diese Vorgänge kann das V o l u m g e s e t z der M e t a s o m a t o s e inAnspruch genommen
werden, eine Volumvermehrung ist nicht unumgänglich notwendig.
F . ANGEL [372] benötigt für seine Vorstellung der Serpentinbildung die Autometamorphose nicht, lehnt darum auch den NIGGLIschen Vergleich mit der Propylitisierung ab und bringt die von ihm studierten entsprechenden Erscheinungen in einer(oder mehreren) „tiefenhydatogenen Phase" der Peridotitumwandlung unter.

Daß sich die Serpentinisierung nur unter beträchtlicher Volumv e r m e h r u n g vollziehen könne, indem der Unterschied von Volum- undMassenverhältnis zwischen Olivin und Serpentin zum Ausgangspunkt
der Betrachtung genommen wurde und Schlüsse auch in tektonischer
Hinsicht nach sich zogen, hat alle früheren Vorstellungen beherrscht, soweit sie
nicht wie WEINSCHENK der magmatischen Serpentinentstehung anhingen.
A M P F E R E R [25] stellt in bildlicher Darstellung die Bestandsäule des Dunits der viel
höheren, ihm entsprechenden Bestandssäule des vollständig zu Serpentin umgewandelten
Gesteins gegenüber. HENCKMANN [4] und viele andere, auch ich noch 1931 [63] glauben
in der Wirrnis tektonischer Kluftbildungen der Peridotitserpentin-Gesteinskörper z. T.
ein Widerspiel der zu Schollenbewegung drängenden, angenommenen Volumvermehrung
bei der postmagmatischen Serpentinisierung zu sehen.
K E I T H und BAIN [747] errechnen 1932 bei der Vollserpentinisierung von Dunit
eine Massenvermehrung von 31-2%, spezifische Gewichtsabnahme von 23-5%, und Volumvermehrung von 31-6%. — Der durchschnittlich erreichte Serpentinisierungsgrad etwa
der Balkanperidotite würde unter der gleichen Vorstellung immerhin eine Volumvermehrung von 10 bis 30% mitbedingen.

Mit der Erkenntnis vom inneren Lagenbau des Raduschamassivs in
Mazedonien, womit ungestörtes parallelflächig ebenes, schichtiges Über-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

501
einanderbreiten von petrographisch unterschiedlich gebauten, mehr oderminder serpentinisierten Peridotitmassen enthüllt wurde, war eine
„Schwellungmetamorphose", die unter allen Umständen in ein solches
Lagengebilde Unregelmäßigkeit, Faltung und Stauchung — wenn auchlängs Störungen ausgelöst — mit sich gebracht hätten, nicht vereinbar.
Allein der klar erhaltene ursprüngliche Lagenbau fordert entweder dieschon primärmagmatische Entstehung des Serpentins, mitausgeschieden
in der letzten Phase der Kristallisation, oder soweit auch noch nachher
Serpentinisierung in Frage kommt, eine solche reiner Pseudomorphosenbildung, bei Stoffabfuhr unter Wirksamkeit des Gesetzes gleichbleibenden
Volumens bei der Metasomatose. Die S e r p e n t i n i s i e r u n g ist hier also
in der Hauptsache als i s o v o l u m e t r i s c h e r V o r g a n g zu betrachten.
Die P r o b l e m e der M i n e r a l o g i e , M o r p h o l o g i e u n d des gegens e i t i g e n V e r b a n d e s der S e r p e n t i n m i n e r a l e wurden frühzeitig(1891—1894) von E. WEINSCHENK [452, 453] zum Gegenstand eingehender Untersuchungen gewählt, wobei vor allem die Vorkommen desStubachitserpentins im Stubachtal in den Hohen Tauern neben anderen
alpinen Vorkommen beobachtet wurden. Auch F. BECKE [824, 390]
hat sich zur gleichen Zeit mit Einzelheiten des Stubachitserpentins beschäftigt. Eine größere Zeitlücke des Interesses an Serpentinmineralogie
folgte, bis insbesondere H. TERTSCH [526] 1921 an Serpentin des Dunkelsteiner Waldes in Niederösterreich und, in eingehendstem Bemühen,F. ANGEL seit 1929 die Serpentinfragen erneut abhandelten.
Die Probleme 'des Serpentins drehen sich hauptsächlich um die Bildung
der beiden Serpentinminerale Chrysotil und Antigorit, in chemischer
Zusammensetzung (H4Mg3Si209) einander gleichend, abweichend voneinander in Form und Feinbau, im optischen Verhalten und in besonderer
Abstufung der Genesis; doch scheinen mir auch Übergangstypen zu bestehen, Schuppigkeit, Blättrigkeit mit gleichzeitiger faseriger oder spaltender
Absonderung J_ zur Blattlängsachse = c.
C h r y s o t i l , Faserserpentin, feinfasrig gestreckt, im Dünnschliff eher
gefärbt als farblos. Feinbaulich nach W. SCHMIDT - E. BAIER [789]:
lagig-bändrige Tetraederverknüpfungen.
A n t i g o r i t , glimmerartig-tafelig, blättrig-schuppig, im Dünnschliff gerne
farblos, seltener hellgrünlich gefärbt [Q = farblos, h (c) = grünlich]. Bei stärkerer Vergrößerung mitunter pseudofältelig, runzelig senkrecht zur Blattachse.
Feinbaulich nach SCHMIDT-BAIER: blättrige Tetraeder Verknüpfungen.
Chrysotil schließt sich an die Hornblenden, Antigorit als AI-freies Endglied der Chlorite an diese an! (SCHMIDT-BAIER, S. 121.)
Auch Cr 2 0 3 -Gehalt geht fallweise in den Aufbau des Antigoritmoleküls
ein und führt zu grün gefärbten Abarten — C h r o m a n t i g o r i t , der sichwahrscheinlich dem Bildungskreis von Smaragdit anfügt.
E . W E I N S C H E N K [453] hat hauptsächlich an V e n e d i g e r - M a t e r i a l die optischen
Eigenschaften des A n t i g o r i t s des näheren beschrieben und eine p r i m ä r e Antigoritbildung, in Form orientierter Verwachsung von Antigoritblättchen mit frischem Olivin,sogenannten G i t t e r s e r p e n t i n , unterschieden von nachfolgender s e k u n d ä r e r , wirrschuppiger Antigoritbildung. Neben beiden Serpentinabarten kann C h r y s o t i l - S e r p e n t i n bildung m i t Maschenstruktur bestehen.
H . TERTSCH [526] h a t in Dünnschliffen des Serpentins v o m D u n k e l s t e i n e r
W a l d e , Niederösterreich, zwei feinfasrige Serpentinminerale angegeben, mit n ^ 1-54,
Y—a = 0-006—OOiO, farblos oder ölgrün, ohne erkennbaren Pleochroismus. Der eine©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

502
Serpentin mit ^ in der Längsrichtung oder Spaltrichtung wird als -[--Serpentin bezeichnet,
stellt den eigentlichen Chrysotil dar und ist meist schwächer licht- und doppelbrechendals der a-Serpentin, mit « in der Längsrichtung. Die Verbandsverhältnisse werden als
Serpentin mit M a s c h e n s t r u k t u r (-(--Serpentin in den Bändern, den a-Serpentin desFeldes umringend) und Serpentin mit F e n s t e r s t r u k t u r (entgegengesetzte Anordnung)unterschieden.
F . ANGEL [372] gibt in seiner Studie über Stubachit und Stubachitserpentin vom
G a n o z (bei Kais in Osttirol) eine Übersieht der petrographisch wichtigeren Serpentinabarten. Der B l ä t t e r s e r p e n t i n (Antigorit), grobblättrig und feinblättrig (letzterer
Feinantigorit genannt), h a t et J_ zur Blattfläche u n d Spaltung. Der grobblättrige Antigorit erfährt eine Unterteilung in Kluftantigorit, freien Fächerantigorit und Füllungfächerantigorit. Der F a s e r s e r p e n t i n (Chrysotil) wird als Goldfaserserpentin mit
C-Faserachse u n d gemeinen Faserserpentin mit a-Faserachse unterschieden. Unter
Goldfaserserpentin oder eigentlichem Chrysotil reihen sich Kluftfaser, Rahmenfaser,B a s t i t f a s e r und V i l l a r s i t f a s e r . Der gemeine Faserserpentin gliedert sich in gemeine
Kluftfaser und gemeine Rahmenfaser.
Die Verbandarten des Serpentins mit Olivin sind verschieden von jenen des Serpentins
mit Pyroxen und ANGEL hebt hervor, wie auch der Verband mit Olivin wechselt, je nachdem durchbewegtes oder unversehrtes Olivingestein von Serpentinisierung betroffen wurde.
Die Serpentinumwandlung des Pyroxens führt zu B a s t i t , der eine homoaxe Einlagerungvon Bastitfaser in Pyroxenfaser darstellt. Die F e i n a n t i g o r i t b i l d u n g geht nach ANGEL
gleichzeitig mit etwa vorhandener Chloritisierung vor sich: Feinantigorit ersetze diegroben Antigoritblättchen, zu welchen er in ähnlichem Verhältnis stehe, wie Serizit zu
Muskovit, die Feinantigoritisierung sei ein diaphtoritischer Vorgang. — Eine „Mottenform"
des Antigorits h a t F . ANGEL [378] von einem Lungauer Serpentin (Salzburg) beschrieben.
I n der G e n e s i s von Chrysotil und Antigorit bestehen nach F . ANGEL die Unterschiede: C h r y s o t i l tiefenhydatogen, statische Metamorphose; A n t i g o r i t entwederüber Chrysotil oder direkt aus Olivin unter dynamometamorphen Einflüssen entstehend,auch in mehreren Phasen am selben Gestein.
Die Pyroxenumwandlung in parallelfaserigen B a s t i t s e r p e n t i n ergreift sowohl
rhombische als monokline Pyroxene, folgt aber zögernd der Olivinumwandlung nach.
Von T i l i s u n a im Rhätikon hat F . ANGEL [360] Bastitpseudomorphosen nach
Diallag beschrieben; Diallagabkunft verrät sich durch Einstreuung krümmeligen Epidots
und durch röhrenförmige Einschlüsse, letztere für Diallag kennzeichnend, der auch seine
Spaltbarkeit nach (100) an die Bastitpseudomorphose weitergibt.
J A N D E R W. und W U H R E R J . [855 a ] : Bildung der Mg-hydrosilikate stets unterhalb des kritischen Punktes von H 2 0 .

Von den übrigen Serpentinmineralien sind zu nennen:
I d d i n g s i t , nach K. CHUDOBA [833] homogene Pseudomorphose einesbraunen (braunroten) pleochroitischen, glimmerähnlichen Serpentinminerals
nach Olivin, für welche hydrothermale Entstehung angenommen wird.
B o w l i n g i t , (=Saponit) von RAMDOHR [772] als wasserhaltiges, zur
Adsorption von A1 2 0 3 , Fe 2 0 3 , NiO neigendes Magnesiasilikat unter die Gele
gestellt, von F. TUÖAN [162] als Kristalloid genommen, mit blaßgelbem
Pleochroismus, etwas stärkerer Doppelbrechung als faseriger Serpentin.
PAVLOVIÖ [124] nennt n.t — na = 0-025 für Bowlingit vom Z l a t i b o r serpentin.
V i l l a r s i t , faserige Bastit-ähnliche Umwandlung des Olivins; nach
ANGEL [372] a = blaugrün, c = b == hellgelb; während B a s t i t selbst
Pyroxen als Muttermineral hat, farblos bis leicht pleochroitisch ist mit
0 = hellblau bei grünem Stich, b und c = hellgelbgrün. — Ausnahmsweise
fand ich Bastit von Orasje, Mazedonien: tiefgrün, kaum pleochroitisch.
W i l l i a m s i t , nach L. W. FISHER [727] apfelgrün bis jadegrüne,
durchscheinende Serpentinabart, fibrös, sehr ähnlich Antigorit, dochhöhere Interferenzfarben; nachEnstatit gebildet ? (Mineralogisch: Chrysotil).
Unter den z. T. schon als veraltet geltenden Namen von Serpentinabarten ist u. a.
noch immer gebräuchlich:©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at503
P i k r o s m i n , körnig-stengelig, sehr milde, H = 2-5—3, grünlichweiß bis schwärzlichgrün. (Chrysotilabart).
P i k r o l i t h , kantendurchscheinend, härter als gewöhnlicher Serpentin, oft gestriemte
Oberfläche. (Mitunter geht auch radialstrahlige Aggregierung von Serpentinmineralen
unter diesen Namen, ANGEL-SCHARIZER [691]) (Antigoritabart).
M e t a x i t , Hart-Asbest, Halb-Asbest, büschelförmig, feinfaserig, stengelig; ein Chrysotil.
S c h w e i z e r i t , wachsartige Serpentinabarten (Antigorit + Chrysotil Gemenge).

Eine einheitliche genetische Morphologie der Serpentinminerale ist
noch nicht erzielt worden. Besonders Antigorit erscheint in stark veränderlicher Tracht seines Verbandes.
Die röntgenographische Untersuchung der Serpentimriinerale fast aller Spielarten
h a t sich G. C. S E L F R I D G E [889] angelegen sein lassen; die beiden H a u p t a r t e n Antigorit
und Chrysotil zeigen unter X-Strahlen ähnliche Struktur, eine scharfe optische
Trennung ist nicht möglich.

W e l c h e r A r t s i n d n u n die B a l k a n s e r p e n t i n e , C h r y s o t i l serpentine oder A n t i g o r i t s e r p e n t i n e , oder sind beide Serpentinarten vertreten?
Aus größerer Übersicht heraus wäre kurz zu antworten, daß im allgemeinen auch hier gilt: die Grundnote der Serpentinisierung wird für
B a l k a n - und Anatolienperidotite von der C h r y s o t i l b i l d u n g beherrscht, u. zw. für Serpentine des Kristallinverbandes so gut wie für solche
in jüngeren Hüllserien. Darüber hinaus ist auch fallweise Antigoritbildung
vorhanden; sie tritt — örtlich — stärker in Erscheinung in O s t b u l g a r i e n ,wo Serpentine im Kristallinverband sowohl stärkere Durchbewegung als
auch heftiger granitischer Durchdringung ausgesetzt waren. Antigoritbildung kann aber auch dort völlig fehlen, ist auch beispielsweise in anderen
Serpentinen mit Kristallinverband, wie in jenen des S-Abschnittes vom
L o j a n e - C h a l k i d i k e - a s t der Vardarzone fast völlig abwesend.
Antigorit fehlt auch in den R a d u s c h a - J e z e r i n a - S e r p e n t i n e n Mazedoniens,
wo immerhin Schubweiten von einigen Kilometern in Frage kommen.
I n einem vereinzelten Falle wurde im Dünnschliff eines Harzburgits aus dem Gebiete
Letaj in N o r d a l b a n i e n Blätterserpentin festgestellt, von dem Gestein bis auf Reste
von Chrysotil völlig Besitz ergreifend, obwohl dieser Gesteinsausschnitt, mitten in
Chrysotilserpentin geborgen, von keiner besonderen Durchbewegung ergriffen war(Photoabb. 30).
I m O der M e r d i t a , im Gebiet von K u k e s in Albanien war unter den Peridotitschliffen kein Antigorit nachzuweisen; auch dies spricht zugunsten der hier vertretenen
relativen Autochthonie dieser Peridotitmassen — während L. K O B E R für dieselben
als Glieder der Abyssiden über 100 km Schubweite aus dem O in Anspruch nimmt. Wie
weit Antigorit in Peridotiten der stark durchbewegten, j a sich teilweise in extremster
Schuppenbildung befindlichen W-Zone der Merdita überhaupt zur Bildung gelangte,
ist leider noch ungeprüft, der Hauptanteil der Serpentine ist auch hier nicht-antigoritisch.
F ü r die von mir untersuchten Ausschnitte der Peridotite Anatoliens, in S ü d a n a t o l i e n
und im Guleman-Abschnitt H o c h a r m e n i e n s , tritt Antigorit völlig zurück.

Jüngere Serpentinphasen, darunter grobblättriger K l u f t a n t i g o r i t ,sind nur vereinzelt auf den Balkanperidotiten zugegen.
Die e x p e r i m e n t e l l e N a c h a h m u n g d e s S e r p e n t i n i s i e r u n g s v o r g a n g e s ist bisher noch nicht befriedigend geglückt.
F . G. W E L L S [901] h a t versucht, unter Anwendung von Drucken bis 218 Atm.
und Temperaturen bis 370 ° C Olivin unter Einwirkung von Wasserdampf und anderen
Lösungsmitteln (Na 2 C0 3 , NaCl, N a 2 S 0 4 , K 2 C 0 3 , KCl, K 2 S 0 4 , Wasserglas, HCl, MgCl2)
zur Serpentinbildung zu veranlassen; zwar ging bei den Versuchen ein kleiner Anteil
Olivin in Lösung, doch konnte keine Serpentinbildung nachgewiesen werden.

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504
Nachtrag: Siehe N . L. B O W E N und O. F . TTTTTLE [704 a], bereits S. 388 und 498
Erwähnung getan.

Eine ständig wiederkehrende Beobachtung an Peridotiten, die vonSerpentinisierung ergriffen sind, ist die N e u b i l d u n g v o n M a g n e t i t
in diesen. Die Magnetitausscheidung nimmt zu mit ansteigendem Serpentinisierungsgrad, ist sie zuerst nur in den zentralen Kanälen der Chrysotiladern sichtbar, kommt es mit Vorrücken des Serpentinisierungsgradeszu einer allgemeinen Durchstäubung des Gesteins mit Magnetit. Gesteigerte
Magnetitbildung ist naturgemäß dort zu erwarten, wo hoch doppelbrechender eisenreicher Olivin zu Zerfall kommt. In der Magnetitausscheidung wäre eher d a f ü r Zeugnis zu erblicken, daß Serpentinisierung
in der Regel doch über die Zwischenphase Olivin vor sich geht und weniger— wie ebenfalls mit einiger Begründung angenommen wurde — unmittelbare Serpentinauskristallisierung aus dem wäßrigen Schmelzfluß erfolge.
Ein weiterer Beitrag zur Magnetitneubildung in Serpentin kann aus
dem teilweisen Kornzerfall von Chromit in der Metamorphose erwachsen(Photoabb. 36).
W E I N S C H E N K macht 1894 vom Venedigerserpentin aufmerksam, daß Magnetitneubildung und Antigoritsprossung zusammengehen.
Als mazedonisches Beispiel der reichlichen Magnetitneubildung sei der stärker
serpentinisierte Anteil des L o j ane-Peridotits hervorgehoben: Magnetit z. T. als Streuung
von winzigen, scharf ausgebildeten Magnetitoktaederchen, u. d. M. für solche genommen,
die manchmal auch in lockere Gruppen oder Strähne gehäuft sind und, einander berührend,eine der „chain structure" SAMPSONs [615] vergleichbare Anordnung besitzen; z. T.
macht Magnetit die Erzschnur im Zentralkanal der Chrysotilklüfte aus.
Die a l l g e m e i n e Durchstäubung mit winzigem neugebildetem Magnetit des hochserpentinisierten
PeridotitgesteinsvonTampadelinSchlesien h a t kürzlich
G. H O R N I N G E R [507] beschrieben.
P. RAMDOHR [771] weist darauf hin, wie die Magnetitneubildung bei der Olivinumwandlung auch im Anschliff bild des Gesteins schön zu verfolgen ist.

H o r n b l e n d e b i l d u n g in P e r i d o t i t e n u n d S e r p e n t i n e n .
Die Hornblendesprossung in Peridotitserpentinen scheint im einzelnen
nicht überall die gleichen genetischen Voraussetzungen zu haben. Seit
die Vorstellung Fuß gefaßt hat, daß autometamorphen Mineralbildungsvorgängen bei der Umwandlung der Peridotite in Serpentingestein einewesentliche Rolle zukomme, die Serpentinisierung also als letzter Akt
der Wirkkräfte des Peridotitmagmas selbst zu betrachten sei, herrscht
das Bestreben, der Autometamorphose oder Autohydration auch nochmehr als die Umwandlung von Olivin in Serpentin aufzubürden. Vielleicht
ist manchmal Gefahr, daß damit schon zuviel getan wird und diesem
allzu bequemen Zuschieben von Mineralisation an die AutometamorphoseGrenzen zu ziehen sind.
Für die Hornblendesprossung in Peridotitserpentinen wird zur Zeitebenfalls häufig auf die Autometamorphose zurückgegriffen und es hat
seine Gründe: einmal ist in der Tat nicht selten vorantigoritische Hornblendebildung nachzuweisen, oder es sind zumindest zwei Hornblendegenerationen da, deren eine, ältere, oft gefärbt, meist braun, noch mit
Olivin zusammengeht, während die jüngere, farblos oder grün, postserpentinisch ist.
Hornblende und Antigorit sind voneinander unabhängig, zumindest
bilden sie keine einander bedingende Paragenese. In der Regel steht Horn-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at505
blende vor der Antigoritphase und vielfachem Anschein nach auch vor
der Chrysotilphase.
I n ähnlichem Sinne h a t sich L. W. F I S C H E R [727] ausgesprochen.
Für m a g m a t i s c h e B i l d u n g v o n H o r n b l e n d e setzt sich O. ERDMANNSD Ö R F E R [721] ein, Zunahme der H 2 0-Konzentration voraussetzend: die Bildung der
Hornblende vollziehe sich ähnlich wie in solchen Fällen jene des Biotits, der an Berührungsstellen von Eisenerz und Plagioklas oder zwischen Hypersthen oder Diallag und Plagioklas
zum Sprossen komme.

In D u n i t und Dunitserpentin des Balkans, soweit diese wie sehr häufig
in gering- oder nichtmetamorpher Form vorliegen — wenn von der mehroder minder vorgeschrittenen Umwandlung zu Maschenserpentin abgesehen wird — ist Auftreten von Hornblende als steter Mineralgenosse
der Magnesiasilikate über weite Räume n i c h t üblich. Wenn Hornblendeauf Peridotiten als mitgesteinsbildend überhaupt in Erscheinung tritt — die
Vorkommen sind nicht von großer Häufigkeit — so sind es ausnahmslos
P y r o x e n p e r i d o t i t e , welche Hornblenden führen; aber auch hier werden
meist nur beschränkte Areale eines Pyroxenperidotitmassivs von Hornblendebildung betroffen. Für sich geschlossene primäre Amphibolperidotitmassive sind am Balkan meines Wissens nicht vorhanden.
Aus dem Chromerzgebiet Golemo-Kameniane in O s t b u l g a r i e n wurden eingangs— und 1938 schon durch W. E . PETRASCHECK [214] — Hornblende führende Peridotitserpentine geschildert, die sieh in begrenzten Ausschnitten als weitgehend metamorphisierte, chloritisierte und talkisierte Pyroxenperidotite erweisen. Auch die tremolitische Hornblende ist hier teilweise einer Serpentinisierung verfallen. I n der Fortsetzung
dieses Serpentinzuges nach T h r a z i e n bei Sinikli, ist stufenweises Sprossen von Hornblendebis zum Erfassen größerer Gesteinsbestände des Peridotits in allen Übergängen schön
zu verfolgen.

PyPAbb. 140. Kleingesehichtete Peridotitgesteine im Bachaufschluß am Wege nach Hadziviran (Sinikli).
I m Blockdiagramm gezeichnet: PyP = Lagen von pyroxenarmem und pyroxenreichem
Peridotit mit aufsprossender Hornblende, letztere öfters quergestellt zu den Bankungsrändern, G. Peg. — gang- und lagenartige Ausbreitung von hellem Gabbropegmatit;
D — Dunit; Str. Ohl. = zu Strahlstein-Chloritfels umgewandelte Lage von Pyroxenit,
im Kern der Lage noch teilweise Pyroxenit erhalten (selektive Metamorphose); Py =Pyroxenit, P y 1 = in Streifen gereihte Pyroxenanhäufungen, eine Querabsonderung
andeutend.

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Den Peridotitserpentinen dunitischerundpyroxenperidotitischer Abkunft der V a r d a r z o n e u n d des oberen L e p e n a c t a l e s ist Hornblende als gesteinsbildendes Mineral fremd.
Vorkommen von Smaragdit, der hellgrünen Hornblende, meist zusammen mit Kämmererit
und nachbarlich zu Chromerzausscheidungen, sind an örtliche Entstehungsbedingnisse
geknüpft, auf die noch zurückgekommen wird.
Aus der Peridotitmasse des I b a r t a l e s h a t W. HAMMER [25] einen Lherzolithbeschrieben, der neben vorwaltenden Bronzit, wenig diopsidischen Pyroxen, auch eine
geringe Menge farbloser Hornblende enthält; in einem Einzelfalle ist diese Hornblenderhombisch-Anthophyllit; flaseriger Serpentin inmitten dicker Bänke von massigem
Peridotit ist Hornblende führend. (Ähnliche Erscheinungen von s e l e k t i v e r Metamorphose konnte ich auch im Sinikli-Serpentin, Thrazien, beobachten.)Derselben Peridotitmasse gehören die Serpentinvorkommen in Nähe der Magnetitlagerstätte S u v a R u d a an, an der O-Seite des Ibars gelegen. Hier tritt man aus einem
normalen, Pyroxen führenden Peridotitserpentin fast ohne Übergang über in einen
Hornblende führenden Serpentin, dessen Hornblendenadeln, mehrere Zentimeter lang,gleichmäßig doch in regelloser Richtung gestreut, mit ihren glänzenden Spaltflächen
a n den Felsenaufschlüssen weithin glitzern. Verschiedenartigkeit der tektonischen
Beeinflussung beider Peridotitserpentine ist kaum nachweisbar, wohl aber grenzen die
Hornblendeserpentine an ausgedehnte Durchbrüche jungvulkanischer Gesteine.
Die benachbarte Peridotitmasse des Z l a t i b o r führt vereinzelt Hornblende als
Gesteinsbestandteil (W. HAMMER [25]). St. PAVLOVIÖ [124] setzt die Amphibolbildung in Zlatiborserpentinen in gleiches Zeitgeschehen wie die Serpentinisierung, dieAutopneumatolyse vertretend.
Schon frühzeitig hat KISPATIÖ [81] Hornblende führende Peridotitserpentine aus
B o s n i e n bekannt gemacht: der Lherzolith aus dem Bach Ljutschiea in der Kozara
Planina ist ein lagig streifig zusammengesetztes Olivin-Pyroxengestein; dunkle Olivinstreifen wechseln mit hellen Pyroxenlagen im Handstück. Bei geringer Serpentinisierungdes Olivins finden sich unter den Pyroxenaggregaten regelmäßig Körner eines Amphibols(Pleoehroismus schwachgrün bis blaßgelblichrot) mitunter mit allmählichen Übergängen
zu Pyroxen. Aus Dubostica werden Aktinolithserpentine beschrieben — auch hier an
Lherzolithe grenzend — deren Aktinolith in Umbildung zu Blätterserpentin steht. Übergänge zu Feldspat führenden Hornblendeschiefern sind hier bemerkenswert.
Die von W I J K E R S L O O T H [360] berichtete Beobachtung, daß Chrom-Hornblende,
Smaragdit, auf der Chromitlagerstätte G u l e m a n in Ostanatolien den Chromit korrodiere,wird vermutlich dahin zurückzuführen sein, daß aus Pyroxen hervorgegangener Smaragdit
die bereits von Pyroxen an Chromit geleistete Verdrängung abbildet.
Aus den alpinen Vorkommen h a t W E I N S C H E N K schon vor 50 Jahren Hornblendeserpentine aus dem V e n e d i g e r g e b i e t des näheren bekanntgemacht. E r betont die
mangelhafte kristallographische Endausbildung der aufsprossenden Hornblenden, sowie
ihre häufige Kataklasstruktur und findet sie eingeschlossen nur in den stark umgewandelten
Peridotiten.
Weiters sind die Hornblende- bzw. Karbonat-Hornblende-Serpentine der G l e i n a l m
in Steiermark von F . ANGEL [370] eingehend untersucht worden. Hier liegen, eingespanntin eine Kristallinserie mit reichlich Kalklagen, typisch metamorphe Gesteine vor, als
Ergebnis von Stoffwechsel unter Einfluß eines jüngeren Granodioritdurchbruches, wobei
neben Hornblende noch Epidot, Zoisit und Diopsid gebildet wurden. -— I n nördlicher
Fortsetzung, im wenig oder nicht metamorphen Peridotit von K r a u b a t h h a t E . CLAR[394] Kristallnadeln des Tremolit mit zugespitzten Enden neben spärlich Epidot eingebettet in Olivinserpentin mit Fensterstruktur beobachtet, bei Fehlen von Antigorit.
I n den Ö t z t a l e r A l p e n fand W. HAMMER [408] in Olivin sprossend Stengelwerk
von blaugrünem Amphibol; Pyroxen erweist sich mit Amphibol verwachsen und auchrandlich in solchen umgewandelt.
Auf den weitgehend metamorphen karelischen Serpentinen F i n n l a n d s ist Amphibolbildung häufig. HAAPALA [492] erkennt die Hornblende, hervorgegangen sowohl sekundär
durch Umbildung aus Pyroxen als auch als unmittelbare Neubildung durch Ca- und SiO a Zufuhr von außen. Der Hornblendeserpentin nimmt die Außenränder der Serpentinlinsen ein. Soweit es rhombische Hornblende, Antophyllit, ist, ging diese hauptsächlichaus Enstatit hervor. Serpentinpseudomorphosen nach Hornblende ähneln Bastit — wie
mir dies auch in Schliffen von Ostbulgarien bemerkenswert erschien. Die Amphibolsprossung in den karelischen Serpentinen verlegt HAAPALA v o r den Serpentinisierungsakt.

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In der Mehrzahl des Auftretens zeigt sich Hornblendebildung in
Serpentinen des Balkans als Phänomen der Dynamometamorphose undder damit verbundenen Stoffwechselerscheinungen; in einzelnen Fällen
kann als Impuls auch benachbarter Vulkanismus und von ihm ausgehende
Lösungsdurchtränkung in Verdacht geraten. Epidotbildung kann gleichzeitig dem Amphibolsprossen sich hinzugesellen, tritt aber stark zurück.
Maßgebend für ein regionales Durchsetzen des Serpentins mit Hornblende(und Epidot) ist ausreichende Ca- und Si0 2 -Zufuhr, der Ca-Bestand desPyroxens reicht hiefür in der Regel nicht aus. Kalkmassen innerhalb
des engeren Rahmens der Serpentinhüllgesteine sind fast überall reichlichvorhanden. In bezug auf tektonische Beeinflussung zeigt sich Hornblendesowohl vortektonisch gebildet und kataklastisch zerlegt als auch in anderen
Fällen posttektonisch gebildet, unversehrt.
Die über örtliche Hornblendesprossung hinausgehende, im Serpentin
fallweise gleichmäßig verteilte Hornblendebildung noch in den Hauptserpentinisierungsakt einzubeziehen, sie also noch der magmatischen Phasezuzuordnen, finden sich am Balkan und in Kleinasien keine ausreichenden
Belege: in relativ frischen Peridotitgesteinen, die mit Ausnahme vonMaschenserpentinbildung keine sonstigen Metamorphoseeinflüsse zeigen,fehlt eine r e g i o n a l e Hornblendebildung. Soweit Hornblende eines
späteren Metamorphoseaktes noch der Serpentinumwandlung unterlegenist, dürfte es sich um ausklingende Serpentinisierungsphasen jüngeren
Datums handeln.
Anders steht es mit der ö r t l i c h e n H o r n b l e n d e b i l d u n g , oft inForm der grasgrünen bis smaragdgrünen Aktinolithabart S m a r a g d i t .
Häufig werden Pyroxenite von der örtlichen Umwandlung zu Hornblende
betroffen, die schlierenartig in Begleitung von Chromitausscheidungeninmitten fast frischer Peridotite aufsetzen. Der Übergang von Pyroxen
zu Smaragdit liegt in allen Stadien vor, oft auch begleitet von einer teilweisen Veränderung des Smaragdits in Chromchlorit, Kämmererit. Ausgezeichnete Beispiele dieser Art liefert u. a. das Chromitvorkommen
O s t r o v i c a bei Jezerina, Mazedonien. Vielfach stecken in Smaragdit,
neben Pyroxenresten, die vom Umwandlungsprozeß nicht betroffenen
Chromitoktaederchen, scharf ausgebildet wie Neubildungen, doch noch
mit Buchten und Abrundungen versehen, die sie von der ursprünglichen
Pyroxenkorrosion empfingen. Zusammenhänge mit Dynamometamorphose,etwa Störungsnähe, sind kaum mit Sicherheit aufzudecken. Vermutlich
ist d i e s e Umbildung noch g l e i c h z e i t i g m i t der a u t o m e t a m o r p h e n
S e r p e n t i n i s i e r u n g erfolgt und machte sich unter Umständen die bereits
erwähnte Wasseraureole um Chromitzusammenballung zunutze; Anzeichen miarolithischer Hohlraumbildung, besonders bei grobkörniger
Pyroxenausscheidung um Chromit, etwa Wasserdampf erfüllt gewesen,sind fallweise vorhanden.
Kein Hinweis über die genetische Stellung, ob automorph oder durch jüngere Metamorphose bedingt, ist aus der Untersuchung von E. H A R B I C H [57] über einen chromhaltigen Smaragdit von V e 1 e s in Südserbien zu entnehmen: smaragdgrün, teils feinfaserig,aber auch in Form des Diallags, tritt dieser Smaragdit in Begleitung von Chromeisen
und Magnesit in Form von Adern in Serpentinen auf; seine Analyse lautet: 49-74% Si0 2 ,0-40 T i 0 2 , 8-7 A1 2 0 3 , 2-3 C r 2 0 3 , 3-07 Fe 2 C- 3 , 20-44 MgO, 13-32 CaO, 0-04 MnO, 1-20 N a 2 0 ,H 2 0 + l - 5 2 ; oder 2-3 Cr 2 0- 3 , 14 MgSiO a , 8 CaSi0 3 , 5 Mg (AlCr) 2 Si0 6 , 2 Na 2 Fe 2 Si 4 0 1 2 .
Der Na-Gehalt des Smaragdits ist beachtlich, der Cr-Gehalt meist unbedeutend.
Auch F . ANGEL betont am Beispiel von M i x n i t z in Steiermark [387] den bedeutenden©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

508
Glaukophananteil im Smaragdit, der 0-5—^1-5% N a 2 0 enthält. — Dies spricht ebenfalls
zugunsten Smaragdbildung in der e n d m a g m a t i s c h e n Phase, wohin auch Alkali Zuflucht
genommen hat.

B e d i n g n i s s e für S m a r a g d i t b i l d u n g scheinen besonders dortsich einzustellen, wo pneumatolytische Faktoren mitwirkten: Autopneumatolyse — diese dürfte für die Vorkommen von Ostrovica—Jezerina
bestimmend gewesen sein —, Gabbropegmatitbereiche in Peridotit,
granitische Durchdringung desselben.
F ü r C h r o m d i o p s i d i n Begleitung von Chromchlorit—Smaragdit wird nicht erwähnt—Uwarowit, Magnetkies, Pentlandit in fast unverändertem Peridotit der HalilowskyChromitlagerstätte im S ü d u r a l haben A. G. B E T E K H T I N und S. H . K A S H I N [530]die Auffassung als pneumatolytische Paragenese des Peridotitmagmas vertreten.
Granitische Metamorphosen haben, wie ich vor Jahren für L o j a n e [64] zeigte, eineähnliche Zielsetzung.
Für die auf kleinasiatischen Serpentinen zu beobachtende Smaragditisierung der
Pyroxene verficht auch W I J K E R S L O O T H [362] die Autopneumatolyse.

In Parallele mit der Autometamorphose der Peridotitgesteine werden
heute jene Umwandlungsvorgänge auf den ihnen verwandten Gesteinsreihen der G a b b r o s und D i a b a s e gestellt, welche als S a u s s u r i t i s i e r u n g ,U r a l i t i s i e r u n g , z. T. auch Skapolithisierung, Prehnitisierung, Chloritisierung, Epidotisierung, früher als der Dynamometamorphose entstammend
betrachtet wurden. Das Nebeneinander von verändertem und unverändertem Gestein bei gleichem, mechanisch unversehrtem Gefüge bestärktauch für diese Umbildungsprozesse die Vorstellung autometamorpher
Vorgänge. Ganz allgemein scheint also bei basischen Gesteinen dem bei
der Eruption selbst mitgebrachten H 2 0 eine bedeutende Rolle noch innerhalb des Erstarrungsvorganges zuzukommen, während bei den sauren
und halbsauren Gesteinen Umwandlungsvorgänge in ähnlicher Richtung
doch erst dem eigentlichen Erstarrungsvorgang nachfolgen, das Hochreißen der Dämpfe erst geschieht, nachdem das Magma bereits erstarrt
war und der verfestigte Gesteinskörper bereits eine zarte postmagmatische
Tektonik aufnehmen konnte.
Für die Wasseraufnahme des Diabasmagmas wird allerdings auch dessen s u b m a r i n e
Effusion in Anschlag gebracht. Ähnlich hat sich ja F . KOSSMAT zugunsten submariner
Peridotite ausgesprochen und versucht, daraus den Kieselreichtum der KieselschieferHornstein-Schichten abzuleiten.

S a u s s u r i t i s i e r u n g des Gabbros, die in der Zersetzung des Kalknatron-Feldspates unter Beibehalt seiner Kristallform zu Zoisit-Epidot
und Albit besteht, mitunter bei gleichzeitiger Hornblendeumwandlung,
Smaragditisierung der Pyroxene, ergreift Gabbromassive a u s s c h n i t t s weise, ohne Zusammenhang mit Gebirgsbewegungen. Ähnliches sehen
wir auch auf Balkanhalbinsel und in Anatolien.
U r a l i t i s i e r u n g , von der außer Gabbro besonders der Diabas erfaßt
wird, verwandelt letzteres Gestein im extremen Fall zu einem dichten
Gesteinsfilz aus feinstrahliger Hornblende (Uralit) und Chlorit als Ergebnis endmagmatischer, pneumatolytisch-hydrothermaler Mineralisation.
Uralit-Diabase haben auch auf der Balkanhalbinsel ihre Verbreitung.
Bei S k a p o l i t h - G a b b r o , wo der Plagioklas in Skapolith übergeht,
ist häufig die Verbindung zu apatitreichen Restschmelzen (Norwegen)gegeben.

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Skapolith auf Balkangabbros und -amphiboliten ist selten. Aus Bosnien meldet
ihn vereinzelt KISPATIC [81]; E R D M A N N S D Ö R F E R und LEUCHS [41] haben ihn
in Amphiboliten der Bandschieferserie des Lojane-Chalkidike-astes gefunden. Von Kleinasien h a t W I J K E R S L O O T H [362] Skapolith aus verändertem Gabbropegmatit angeführt.
E . V. SHANNON [680] schreibt Skapolithbildung in Diabas, welcher im Staate
Virginia, USA., Trias durchbricht, hydrothermalen Folgewirkungen der diabasischen
Eruption zu.

2. V o r g r a n i t i s c h e bis g r a n i t i s c h e R e g i o n a l m e t a m o r p h o s e .
Die mit der Tektonik in Verbund Wirkung stehende r e g i o n a l e
M e t a m o r p h o s e ergreift die Serpentine des Balkans und Kleinasiens
in wechselndem Ausmaß; im allgemeinen erreicht die Umprägung, vonder mehr oder weniger vorgeschrittenen Serpentinisierung abgesehen,
im Durchschnitt einen geringen Grad, sie geht zumeist über Erscheinungender Metamorphose oberer Tiefenzonen nicht hinaus, im Endprodukt bleibt
es meistens bei Bildung von S e r p e n t i n i t e n leichten Umwandlungsgrades.
Häufig und auffällig ist der Metamorphoseunterschied zwischen Rändern— wo oft nur allein von Serpentinit zu sprechen ist — und Kern derbasischen Massive.
Durchgreifende tiefverlagerte Regionalmetamorphose, völliges Verwischen von ursprünglichen Mineralbestand und Gesteintextur eines geschlossenen ultrabasischen Massivs, kommt am Balkan überhaupt nicht
zustande. Olivin ist an sich ein hochfeuerfestes Material und von der
idioblastischen Reihe kristalliner Schiefer bildung her gesehen, im Sinne
von H. STRUNZ [810] auch ein Mineral hoher Formenenergie, weil sein
Gitter aus s e l b s t ä n d i g e n Si0 4 -Tetraedern besteht — mit P. ESKOLA
unter die „Edelsilikate" zu stellen.
P e r i d o t i t g e s t e i n e w e h r e n sich l a n g e , k r i s t a l l i n e Schiefer
zu w e r d e n . Z. T. ist dies bedingt durch den auch unter hohen P-TBedingungen widerstandsfähigen Mineralbestand der hochbasischen
Gesteine, in mechanischer Hinsicht sind die der Dynamometamorphoseausgesetzten Ultrabasite häufig durch eine die D u r c h b e w e g u n g u n d
M e t a m o r p h o s e a u f s a u g e n d e HüTIzone geschützt. Diese Hüllzone
ist entweder schon in der Hauptsache primär als besondere Grenzfazies
vorhanden, die nach Mineralbestand und Struktur besser geeignet ist wie
der massige Peridotit sich dynamometamorphen Einflüssen anzupassen;oder die Hüllzone bildet sich erst im Laufe der tektonischen und metamorphisierenden Einwirkungen und besteht oft in nichts anderem alsin einer randlichen Entwicklung von stark durchschieferten, mitunterzu Antigorit umkristallisierten Serpentinstreifen. Als petrographischbesonders gekennzeichnete Hüllzone primärer Natur kommen insbesondere
pyroxenitische und gabbroide Gesteine in Betracht, die durch Umwandlungserscheinungen, durch günstige Einschlichtbarkeit ihres Mineralbestandes
mit einer vorherrschenden leistenförmigen Komponente besondere Eignung
für die Aufnahme von Dynamometamorphose erlangen können.
Hieher sind auch die a m p h i b o l i t i s c h e n u n d e k l o g i t i s c h e n Hüllz o n e n der Peridotite zu stellen, deren Natur: ob sie tatsächlich immer
nur metamorphen Gabbro und Pyroxenit vorstellen oder nicht doch darunterauch fallweise primäre Gesteinsanpassung während des Erstarrungsvorganges verkörpern — noch keine einheitliche Auffassung gefunden hat

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und welche Fragen wohl auch im Einzelfalle immer von neuem zu lösen
sein werden.
I n den hochmetamorphen Gesteinsserien der n o r d i s c h e n L ä n d e r , von Schweden,
Norwegen bis Grönland, spielen A m p h i b o l i t und E k l o g i t nach H. BACKLUND[693] ausschließlich die Rolle eines Tektonits. Der Eklogit tritt dort nicht selten auch fürsich auf, ohne gerade immer mit anderen hochbasischen Felsarten gepaart zu sein. Seine
Entstehung deutet B a c k l u n d aus stufenweiser Metamorphose ursprünglich basaltischer
Ergußgesteine(hiezu Diabas, Spilit):über
Grünsteinbildung-Amphibolit-Granat
amphibolit-Eklogitamphibolit wird schließlich unter fortschreitender Tektonisierung
und Mitwirkung wiederholt aufsteigender Migmatitfronten das Eklogitstadium erreicht.
Die Tektonisierung mache bei der Bildung von B-Tektoniten — mit Stengelwerk
Amphibol senkrecht zur Druckwirkung — nicht Halt, sondern bringe es bis zu ATektoniten mit druckparallel angeordneten Amphibolnadeln. Der Granat erweist sichnach BACKLUND als brauchbarer Indikator für die verschiedenen Etappen der Metamorphose, im Zuge derselben kristallisiert er mehrfach, verliert hiebei seine Einschlüsse,wird kalkärmer, ordnet sich häufig zu Zeilen, aus Almandin wird Pyrop.
F ü r die Balkanperidotite und die mit ihnen auftretenden eklogitischen Gesteine
läßt sich eine so durchdringende Metamorphose nicht ableiten; auch wo Eklogit den
Peridotit begleitet, ist fast immer auch noch Diabas in wenig metamorpher Ausbildung
zugegen und als solcher beständig gewesen.

Zu dem Phänomen metamorpher Grenzfelsbildung an Peridotitgesteinen
treten ferner noch jene K a l k s i l i k a t f e l s e , die F. ANGEL unter dem
Begriff S e r p e n t i n r e a k t i o n s g e s t e i n e oder S e r p e n t i n h o f g e s t e i n ezusammengefaßt hat. Auch die Ophicalcitbildungen sind hier einzureihen.
Unter dem Schutze einer solchen gleichsam als chemischer undmechanischer Puffer wirkenden Hüllzone kann sich mitunter die Hauptmasse des Peridotits unversehrt, kaum Kataklase zeigend, noch mit völlig
plutonischem Gesteinscharakter bewahren.
A m p h i b o l i t u n d E k l o g i t in B e g l e i t u n g d e r P e r i d o t i t g e s t e i n e .
Für Balkanperidotite ist die Verbindung mit Amphibolit besonders
in Form als Grenzamphibolit zu seinem eigentlichen Hüllgestein eine verbreitete Erscheinung, die kaum einem basischen Massiv fehlt. Granat
führend, Feldspat führend, als auch monomineralisch, durchlaufen die
Amphibolite verschiedene Typen. Eklogitische Amphibolite sind seltener,
echte Eklogite recht rar, auch dort wo hochkristalline Verbandsgesteine
vorliegen.
I m Abschnitt I I , S. 341 wurden die Bildungsfragen Amphibolit und Eklogit von
etwaigem Anteil magmatischer Entstehung her gestreift, auf die dort zum Ausdruck
gebrachten Bildungsansichten von ESKOLA und BACKLUND sei hier nochmals verwiesen.
F . ANGEL, dem die Geologie u n d Petrographie der Serpentingesteine wesentliche
Fortschritte und Klarstellungen verdankt, h a t in seiner Arbeit über den „Kraubather
Olivinfels- bis Serpentinkörper als Glied der metamorphen Einheit der G l e i n a l p e " ,Steiermark [382], die metamorphen Glieder der basischen Gesteine und ihre Begleiterden ursprünglichen Gesteinen gegenübergestellt. Nach ihm wären die g e m e i n e n A m p h i b o l i t e der Serpentingesellschaft aus issitischen Gabbros, d i e P l a g i o k l a s a m p h i b o l i t e ; + ;Granat, Zoisit, Epidot aus Gabbrosbis Noriten, die P I a g i o k l a s v o r m ä c h t i g e n A m p h i b o l i t e aus ossipitischen Gabbros, die a n o r t h o s i t i s c h e n A m p h i b o l i t e aus anorthositischen Gabbros entstanden.
Die P a r a a m p h i b o l i t e der Hüllserien und die oben genannten O r t h o a m p h i b o l i t ekönnen sich manchmal, wie F . ANG-EL hervorhebt, v ö l l i g g l e i c h e n , auch keine
chemische Unterscheidbarkeit besitzen; gewöhnlich sei aber das G e f ü g e entscheidend:in den Paraamphiboliten verrät sich der Sedimentcharakter durch metamorphe Feinschichtung, etwa durch lagenweisen Wechsel von (Quarz-)Kalkspat mit Hornblende und
Epidot — während die Orthoamphibolite gleicher Zusammensetzung nur tektonische©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at511
Kornsortierung, Streifen mit verschiedenen Mineralmengenverhältnissen aufweisen.
Sind beide, Para- und Orthoamphibolite kornsortiert, ist nach F . ANGEL eine petrographische Unterscheidung nicht möglich, hier gibt der Feldbefund, etwaiger Zusammenhang mit gabbroiden Entwicklungsreihen den Ausschlag.

Das Peridotitmassiv von K r a u b a t h in Obersteiermark ist, ähnlichzahlreichen balkanischen Serpentinvorkommen, gegen seine Kristallinunterlage durch einen A m p h i b o l i t g ü r t e l abgeschlossen; an Störungsrändern trennt ein schmaler Antigoritstreifen die Kristallinhülle von dem
fast frischen Peridotitkern. (Siehe auch S. 418.)
E. CLAR [395] betrachtet diesen Amphibolit als metamorphe Randzone der Peridotitmasse. Nach F . ANGEL ist dieser Amphibolit auf eine gabbroide Randzone zurückzuführen, die Metamorphose wird für das gesamte Gleinalm-Gebiet als bedingt zweiterTiefenzone alpiner Amphibolitfazies betrachtet.

In O p p e n b e r g nordwestlich Kraubath ist ein Amphibolitgürtel,
verstärkt durch G r a n a t a m p h i b o l i t und A m p h i b o l e k l o g i t , als schmale
Randzone des teilweise antigorisierten und hornblenditisierten Serpentins
zu unterlagerndem Kristallin in Hochgebirgslage besonders schön undeindringlich erschlossen. Granitische Durchdringung ist eng benachbart.
Frischer Eklogit findet sich auch inmitten des Oppenberg-Serpentins, allerdings
dort nur in einem Streifen dicht gestreuter Rollblöcke. H . P . CORNELIUS Verh.
G. B. A. 1939 und H . W I E S E N E D E R [457] haben sich mit den geologischen und petrographischen Verhältnissen von Oppenberg, die auch mir durch e i g e n e geologische
Kartierung näher bekannt sind, eingehender beschäftigt. H . W I E S E N E D E R , ausgehend von Oppenberg, spricht aus, daß die R i n d e n t i e f e a l l e i n f ü r d i e A u s p r ä g u n g
e k l o g i t i s c h e r G e s t e i n e n i c h t m a ß g e b e n d sei, er faßt die Eklogite, die auch
Hornblende als p r i m ä r e n Bestandteil enthalten können, nicht mehr als kristalline
Schiefer, etwa Paraschiefer der Katazone auf, sondern als mehr minder metamorphe
D i f f e r e n t i a t i o n s s c h l i e r e n d e s O l i v i n f e l s e s . (Siehe auch Abschnitt I I , S. 341.)
Auch F . KÜMMEL [422] findet unter den basischen Tiefengesteinen der Zentralalpen
Eklogitamphibolit zusammen mit Amphibolit von sicherer Gabbroabkunft und hält
E k l o g i t für ein metamorphes E r s t a r r u n g s g e s t e i n .
W. HAMMER beschreibt aus dem noch Olivin führenden Peridotitserpentin dermittleren Ö t z t a l e r A l p e n [408] echte „ G a n g e k l o g i t e " .
Eine Anzahl von Eklogitvorkommen im Kristallin der Ostalpen geht j a auch ohne
Serpentinbegleitung einher (H. W I E S E N E D E R ) .
Schon frühzeitig hat M. K I S P A T I ö [81] auf das gleichzeitige Nebeneinander von
Eklogit und Gabbro in den b o s n i s c h e n Serpentingebieten bei Dubostica hingewiesen.
I m Peridotit der B o r j a p l a n i n a bei Maglaj in Bosnien taucht Eklogitamphibolit
schlierenartig ohne jegliche Störungsanzeichen inmitten fast frischen Pyroxenperidotits
auf, aber auch fallweise seine Hülle bestreitend.

Es bleibt nun für K r a u b a t h stets auffällig und kehrt ähnlich auchfür manche Balkanverhältnisse wieder, daß der Kern des Peridotitmassivs,
durch Amphibolitrandzone oder durch den erwähnten Antigoritstreifen geschützt, frisch, ohne oder fast ohne metamorphe Prägung vorliegt — auchder Dünnschliff erweist keine solche oder fallweise nur spärliche Anzeichen
davon. Die verschiedenen Gesteinsdiffefentiate sowie die Chromerze derKraubather Lagerstätten zeigen dasselbe ursprüngliche, fast unveränderte
Gesteinsbild im Handstück und im Dünnschliff, wie es Balkanperidotite
und ihre Chromerzlagerstätten in der Regel aufweisen. Man müßte also
für Kraubath annehmen, daß unter dem zweifachen Panzer, amphibolitischumgeprägtem Randgabbro und Antigoritzone, welche die Metamorphoseund Durchbewegung auffingen, der K e r n des b a s i s c h e n M a s s i v s u n t e r
P - T - B e d i n g u n g e n der z w e i t e n T i e f e n s t u f e k e i n e V e r ä n d e r u n g
zu v o l l f ü h r e n b r a u c h t e .

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512
Die B a l k a n p e r i d o t i t e sind überwiegend, wenn auch nicht überall
mit einem Amphibolitgürtel versehen oder mit Amphiboliten vergesellschaftet anzutreffen, z. T. mag die Trennung von Amphibolit auch auf
Abscherung während Bewegungsvorgängen zurückzuführen sein. Oft
bildet nur eine glitschigschieferige Serpentinausbildung, nicht einmal
eine richtige Antigoritzone den Abschluß des Serpentinmassivs gegenseine Umhüllung. Die Antigoritzone kann hinwiederum fehlen, wo einregelmäßig ausgeprägter Amphibolitgürtel entwickelt ist.
An den 15—20 m mächtigen Amphibolitstreifen von J e z e r i n a - O s t r o v i c a im
Lepenactal, Mazedonien, der mit erstaunlicher Regelmäßigkeit die verschiedenen
Serpentinkuppen umwallt, schließt vermittels schmaler verschieferter Serpentinzone
sofort der massige, wenig veränderte Peridotitfels an. Der meist plagioklasarme bis-freie Amphibolit besitzt keine streng ausgerichtete Schieferungsebene, das Stengelwerk
der schwarzbraunen bis grünen aktinolithischen Hornblenden ist nur grob parallel den
Grenzflächen eingeschlichtet.

Solche Amphibolitzonen werden am Balkan auch dort beobachtet,
wo n e b e n A m p h i b o l i t wenig metamorpher, ja oft ganz f r i s c h e r G a b b r oauftritt, ohne daß etwa tektonische Verhältnisse erkennbar wären, die
auf eine Bewegungsphase von Bedeutung zwischen Peridotit und Gabbrooder zwischen Gabbro und Amphibolit schließen ließen. Die Vorkommen
von Amphibolit neben Gabbro in der Chromerz führenden Peridotitzone
von D u b o s t i c a in Bosnien seien hiefür aus einer Reihe von Beispielen
herausgegriffen.
A m p h i b o l i t e , insbesondere feldspatfreie Amphibolite werden auche i n g e s c h l o s s e n in n i c h t m e t a m o r p h e m
Peridotitserpentin
angetroffen, o h n e daß zwischenliegend S t ö r u n g oder Differentialbewegung
ersichtlich wären. Auch diese Amphibolite können Stengelschlichtung
in eine Art Schieferungs- oder Pressungsebene zeigen, dies ist es ja auch,
was ihnen vor allem das Aussehen von kristallinen Schiefern verleiht.
Beispiele sind unter andern die Hornblendefelsbildungen inmitten desmäßig serpentinisierten und kaum gestörten Peridotits von Casak und
G o r a n c e zwischen Vardar- und Lepenactal in Mazedonien, ähnliches
bei der Grube Barbara nächst Soufflion in Thrazien, in B o s n i e n usw.
Für das Gebiet des Z l a t i b o r in Westserbien sind HAMMER und
AMPFERER [25] ebenfalls zur Vorstellung gelangt, daß die Amphibolite
irgendwie in Beziehung zur Grenze des Peridotits stehen müssen, ohnesich bestimmt für gabbroide Abkunft der Amphibolite auszusprechen.
O. A M P F E R E R weist als etwas widersprechend für Randfazies darauf hin, daß sicha m Zlatibor häufig Phyllit zwischen Amphibolit u n d Serpentin einschiebe. Ähnliches
zeigt sich auch in Mazedonien, wo ebenfalls Gneiskeile zwischen Amphibolit und Peridotit
hineindrängen, überall sind aber hier nach meiner Einsicht erhöhte Störungsvorgänge klar
ersichtlich, die vermochten, in das sonst gute Verhaftetsein Amphibolit-Peridotit eine
Trennungsfuge zu legen.
W. HAMMER meinte sich gegenüber den Zlatiboramphiboliten der Erklärungsweise
ihrer Entstehung nach Art selektiver Metasomatose zuwenden zu müssen: er erörtert die
Möglichkeit, die Amphibolite seien durch Kontakteinwirkungen von Seite Peridotit
auf Grünschiefer seiner paläozoischen Verbandsgesteine hervorgegangen; während alle
Schiefer vortektonische Kristallisation aufweisen, überdaure nämlich die Kristallisation
der Amphibolite die vorhandenen Deformationen. — Mag posttektonischer Abschluß
der Kristallisation des Amphibolits auch in weitem Maße allgemein zutreffen, so findet
sich doch für die übrige Auf fassung W. HAMMERs in der Frage der Amphibolitentstehung
kein Widerhall, vieles spricht dagegen.

KISPATlC [81] hat schon 1900 eine Anzahl A m p h i b o l i t e in Begleitung der bosnischen Serpentinzone als s y n g e n e t i s c h - p r i m ä r e G l i e d e r©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at513
der P e r i d o t i t - G a b b r o - D i a b a s g r u p p e betrachtet, sich aus Lagerungsverhältnissen und petrographischem Befund heraus mit einer besonderen
Stellung dieser Amphibolite als hochkristalline Schiefer n i c h t abgefunden.
Auch die großen Fortschritte seit 1900 in der Erkenntnis der Bildungsweise kristalliner Schiefer haben noch keine endgültige erschöpfende Klarstellung aller Bildungsmöglichkeiten von Amphiboliten gebracht und
immer wieder werden Beobachtungen mitgeteilt, welche A m p h i b o l i t e
der basisch-ultrabasischen
Gesteinsserie nicht stetsals
P r o d u k t m e t a m o r p h e r P r ä g u n g von gabbroiden oder pyroxen i t i s c h e n G e s t e i n e n auffassen lassen, also in A m p h i b o l i t e n n i c h t
i m m e r u n d a u s s c h l i e ß l i c h k r i s t a l l i n e Schiefer sehen, sondern
auch die Möglichkeit p r i m ä r - m a g m a t i s c h e r E n t s t e h u n g v o n A m p h i b o l i t nicht von sich weisen.
Beispielsweise beschreibt H . C. HORWOOD [658] von der Nickelgrube C h o a t e in
B r i t i s c h - C o l u m b i a ein Vorkommen von H o r n b l e n d i t , der i n t r u s i v in paläozoische
Schichten eindrang; der Hornblendit besteht fast zur Gänze aus Hornblende, ganz wenig
Hypersthen, Magnetit, C h r o r a i t und Sulfide, nur örtlich ist etwas Augit und basischer
Feldspat zugemischt.
Ähnliche Gründe, welche F . KÜMMEL [422] veranlassen, Eklogit u n d Gabbro in den
Bildungsbedingungen gleichzustellen (,,Es ist jedoch überaus unwahrscheinlich, daß ein
Teil einer basischen Masse so stark umgeprägt worden wäre, während der andere keine Spureiner Umbildung zu Eklogit zeigt"), liegen auch der Frage nach dem Verhältnis Amphibolit
und Peridotit zu Grunde.
Drückt sich F . KÜMMEL hinsichtlich A l t e r s f r a g e der alpinen Amphibolite noch
unsicher und vorsichtig aus, so ist Orthit mit pleochroitischer Hofbildung in Grenzamphibolit von Balkanperidotiten — im vorigen Abschnitt, die Altersfrage der Serpentine
betreffend, am Beispiel Jezernia—Ostrovica, Mazedonien, vorgeführt—u. a. für die Balkan peridotite als Fürspreeher p e r m o k a r b o n e n Alters genannt worden.

Die verbleibende Unsicherheit in der Amphibolitfrage geht auch aus
der knappen Ausführung von P. ESKOLA [694] 1937 hervor, wo hinsichtlichder Metamorphite aus Peridotit Bezug genommen wird:(S. 402): „Die P y r o x e n f e l s e stehen zu den P y r o x e n i t e n im selben Verhältnis wie
die Olivinfelse zu den Duniten. Die A m p h i b o l s c h i e f e r kann m a n in gewissen Fällen
ebenso gut mit den H o r n b l e n d i t e n vergleichen. Wenn sie überhaupt magmatischer Herkunft sind, sind sie wahrscheinlich meistens schon primär geschiefert worden."
H . M. H U B E R [416 c], in einer Arbeit aus 1943 u. a. auch die Genesis der Amphibolite des Gotthardmassivs, Schweiz, behandelnd, hebt S. 226 hervor: „Wesentlichfür die Entscheidung der Entstehungsweise der Amphibolite werden immer die Lagerungsund Verbandsverhältnisse sein."

Jedenfalls führen eine Reihe balkanischer Peridotitzonen mit Amphibolitgürtel zur Auffassung, daß in diesen A m p h i b o l i t e n n i c h t s t e t s ein
h o c h m e t a m o r p h e r G a b b r o oder P y r o x e n i t vorliegen muß, sondernin gewissen Fällen ursprünglich-magmatischer Hornblendit eine mäßige
metamorphe Prägung erhielt und so als Amphibolit zu bezeichnen ist.
Die Entstehung von Hornblendit ist vorwiegend an Randzonen eines
Peridotitmagmas ermöglicht worden, ob es nun an kalkiges oder nichtkalkiges Gestein angrenzte, anscheinend bestand aber doch bereits im
Aufstiegsweg aus Wechselwirkung mit dem Nebengestein Si0 2 - und CaOZufuhr, überdies hielt die Randzone der basischen Masse wahrscheinlichauch größere reaktionsbereite Wassermengen gebunden als der Kern.
In welcher Richtung sich immer die genetische Deutung der mit Peridotit
verbundenen A m p h i b o l i t e der B a l k a n h a l b i n s e l in Zukunft bewegen
wird, so ist in die Schlußbildungen eine Reihe auffälliger, stets wiederJahrbuch G. B. Ä., Sonderband 1, 2. Teil

20

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kehrender f e l d g e o l o g i s c h e r T a t s a c h e n einzubauen, deren wichtigste
Aussagen nochmals kurz zusammengefaßt angeführt werden:
1. Die Peridotitmassive der Balkanhalbinsel, nicht aber wie anderwärts mitunterauch Gabbromassen (ROSENBUSCH-OSANN), schließen sich mit Vorliebe vermittels
einer Amphibolithülle gegen das sie primär umwandende Gestein ab.
Wird die Peridotitmasse primär von kristallinen Gesteinen mittlerer und tiefer
Tiefenstufe umringt, so ist die Ausbildung der Amphibolithülle nahezu Regel. Dabei kann
der Peridotitkern seine völlig frische Peridotitstruktur bewahrt haben.
Auch gegenüber Gesteinsserien mit phyllitischer Metamorphose ist, soweit einigermaßen ruhiger Bau vorliegt und damit primäre Kontakte auslegbar sind, in der Mehrzahl
der Fälle ein Amphibolitgürtel als Hüllgestein u m Peridotit ausgebildet.
2. Der Amphibolitgürtel am Rande der basischen Massen ist entwickelt unabhängig
von der chemisch-petrographischen Beschaffenheit des Hüllgesteins. Der Amphibolit
k a n n , aber m u ß n i c h t als unmittelbares Reaktionsgestein gegenüber einer Kalkhülle
sich erweisen. Amphibolitgürtel finden sich auch in kalkfreien Hüllen der Peridotite
gegenüber Gneisen ebensogut wie gegenüber kalkfreien Phylliten.
3. Die Ausbildung der Amphibolitgürtel zeigt im allgemeinen keinen Unterschied,ob das Hüllgestein metamorphe Prägung einer höheren oder tieferen Versenkungsstufe,
einer stärkeren oder geringeren Durchbewegung hat.
4. Die Amphibolithülle zeigt scharfe Grenzen, keine Übergänge zum Peridotitkern,aber auch scharfe Grenzen zur Hülle.
5. I n einem und demselben Peridotitmassiv bestehen Peridotit, Pyroxenit und Grenzamphibolit, auch Gabbro nebeneinander, durch keinen Metamorphose-Hiatus getrennt.
6. Einschieben schmaler kristalliner Gesteinsstreifen zwischen Peridotit und Grenzamphibolit in F o r m von Gneisstreifen, phyllitischen Schiefern usw. hat, soweit meine Beobachtungen reichen, immer tektonische Ursachen; ursprünglich haftet auch hier der
Amphibolit unmittelbar an Peridotit.
7. Auch i n n e r h a l b der Peridotitmassen m i t unversehrter Peridotitstruktur, alsoohne erlittener Metamorphose, können Amphibolite, schiefrig oder massig, gewöhnlich
feldspatfrei, seltener Feldspat führend, auftreten, wobei Beobachtungen an den Kontakten
nicht immer für tektonisches Eindringen, sondern auch für magmatische Kontakte zu
sprechen scheinen. Vielfach sind solche Schollen von Amphibolitschiefern nicht alleinstehend, sondern vergesellschaftet mit anderen Gesteinsdifferentiaten des Peridotits,
wie Pyroxenit, Gabbropegmatit usw.
8. I n kristallinem Grundgebirge, das Peridotite einhüllt, aber auch in solchem, wo
keine Peridotitkörper zur Beobachtung gelangen, treten Amphibolite in Typen auf,
die, soweit heute die Feststellungen vorangekommen sind, sich von echten Grenzamphiboliten oder Amphiboliteinschlüssen in Peridotit weder chemisch noch strukturell zu unterscheiden brauchen. Eine Reihe solcher Amphibolite, vor allem feldspatfreie Strahlsteinschiefer, sind offensichtlich metasomatisch durch Aufzehren von Kalksteinlagenentstanden, deren Reste mit angefressenen Konturen noch als Schollen innerhalb Amphibolit erhalten sein können.
9. Die Grenzamphibolite laufen in der Regel mit gleichbleibender Mächtigkeit den
Peridotiträndern entlang, die Mächtigkeiten sind auf mazedonischen Peridotitmassivenvon einigen Metern ansteigend gerne um 10—15 m, nur selten darüber reichend. Einstockartiges Anschwellen, wie dies z. B. bei den Grenzpyroxeniten der Fall sein kann,habe ich bei Amphiboliten nicht beobachtet. Die Amphibolite haben stets einen sehrkleinen Bruchteil an Mächtigkeit — gemessen an jener der zugehörigen Peridotitmasse
in ursprünglicher Ausdehnung — aufzuweisen.
10. Die Amphibolite innerhalb Kristallinserien o h n e Peridotit als Begleiter sind ebenfalls nur in lagerartigen Formen bekannt, nicht nur dort, wo offensichtlich eine Kalkbank
der Amphibolitisierung anheim fiel, sondern auch innerhalb kalkfreier Begleitgesteine.
Die Mächtigkeit kann hier in weiteren Grenzen schwanken als beim Peridotit-Grenzamphibolit, auch 100 m überschreiten bei oft erstaunlich anhaltender, 30 km und darüber
betragender Streicherstreckung (beispielsweise der Kacanik-Skoplje-Amphibolitzug.)
11. Bis jetzt sind noch keine Hilfsmittel an Hand, weder feldgeologisch noch am Dünnschliff, Peridotit-Grenzamphibolite und ältere vorbestandene Amphibolite der Hüllserienauf petrographischer Grundlage in jedem Fall sicher auseinanderzuhalten. Ursache dürfte
z. B. das vielen Amphiboliten gemeinsame, posttektonische Überdauern ihrer Kristallisation bzw. Rekristallisation sein. Aus der äußeren Beschaffenheit der Hornblende,aus Dünnschliffbild, Pleochroismus, Größe und Gestalt, geregelt oder nicht geregelt,©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at515
aus Korngefüge usw. sind bislang keine entscheidenden Unterschiede zwischen Grenz amphibolit und gewissen Lagenamphiboliten kristalliner Serien aufzudecken. Systematische Untersuchungen an Balkanamphiboliten, auch im Hinblick auf die akzessorischen
Minerale, können aber hier noch Hinweise bringen.
12. I n gleicher Beziehung wie Grenzamphibolit zu Peridotit können auch granatamphibolitische und echte eklogitische Gesteine zu Peridotit stehen.

Wenn hier unter den B i l d u n g s m ö g l i c h k e i t e n des A m p h i b o l i t s
fallweise m a g m a t i s c h e Entstehung nicht von der Hand gewiesen wird
— und in diesem Sinne sind ja eine Reihe der oben angeführten Beobachtungstatsachen auszulegen — so steht eben hiebei auch die Hornblendesprossung in Serpentin vor Augen, welcher Vorgang, z. T. sicher vorserpentinisch, dann auch als Frühmetamorphose autokatalytisch, einebegründete Vorstellung gefunden hat.
Wenn nach C. T R O E G E R [814 a] der A m p h i b o l i t - B e g r i f f auf die m e t a m o r p h e n
Hornblendegesteine beschränkt bleiben soll, müßte also eine Reihe von Balkanamphiboliten, Hornblenditen, in die m a g m a t i s c h e Familie der A m p h i b o l o l i t h e eingewiesen werden.

Eine Anzahl der mit Peridotit verknüpften Amphibolite hat aber echt
gabbroides Gefüge noch bewahrt, damit ein H e r v o r g e h e n a u s G a b b r o
beweisend. Wo primär-magmatischer Amphibolit ebenso wie solcher
gabbroider oder pyroxenitischer Abkunft einer starken dynamometamorphen Überprägung verfallen war, wird allerdings ein Auseinanderhalten nach ursprünglicher Entstehung auf Schwierigkeiten stoßen.
Immerhin vermochte F . ANGEL aus stark metamorphosierten Amphiboliten in
Begleitung der Serpentine des R h ä t i k o n , Vorarlberg [380], noch die ursprüngliche Gabbronatur abzulesen: Plagioklasleisten bilden ein Balkenwerk, dazwischen liegen die dunklen
Gemengteile; Feldspat ist Oligoklasalbit mit Füllung, den früheren Labrador verratend;eine ältere braune besteht neben jüngerer blaugrüner Hornblende, z. T. verwischt allerdings ein kataklastisch-knotiges Gefüge mit größerer augenförmiger Hornblende die
Primärstruktur.
An anderer Stelle verweist F . ANGEL auch auf die Möglichkeit der Amphibolitentstehung aus D i a b a s e n im Wege zweitstufiger Metamorphose.
St. PAVLOVIC [124] h a t in jüngerer Zeit eine neuerliche Prüfung an Amphiboliten
des Z l a t i b o r vorgenommen; für ihn steht es außer Zweifel, daß es sich um O r t h o a m p h i b o l i t e handle, aber nur in dem Sinne von in Kata- oder Meso-Zone versenkter
Gabbros: meist gut geschichtet, zeigt der Amphibolit Übergänge zwischen feldspatfrei
und feldspatführend, Feldspat ist häufig in Zoisit, Serizit, Prehnit oder isotrope Masse
verwandelt; Hornblende erscheint farbig und schwach pleoehroitisch; Pyroxen ist selten,
meist nur dort, wo Amphibolit unmittelbar an Lherzolith grenzt; aber auch m a s s i g e r
Amphibolit mit Pyroxen und Granat nebst Olivin! wird beobachtet. (Es scheinen alsodoch auch Typen nach Art magmatischer Amphibolite vertreten zu sein.) AuchPAVLOVlC sieht die Amphibolite dieses basische Massiv überdeckend oder am Rande
untertauchen.

Das Vorkommen von N e p h r i t , dem feinstrahligen, fast dichten Hornblendefels, in Begleitung der Peridotitgesteine ist bisher vom Balkan n i c h t
beobachtet worden. Für die Entstehung des Nephrits wird bekanntlichhochgradige Dynamometamorphose vorausgesetzt, die eigentlich auf
den Peridotitbereichen des Balkans selten zu finden ist; sonst wäre Nephritdurch seine größere Härte und Zähigkeit gegenüber Serpentin bei gleichen
graugrünen Farben sicherlich aufgefallen.
I n A l p e n und A p e n n i n , wo Serpentine unter bedeutender Auflast in Deckenbewegungen einbezogen wurden, wird Nephrit häufiger begegnet; überall sind es Stellen
intensivster tektonischer Einwirkungen. — Allerdings nach F . RIMANN [777 a ] : Nephritnoch der autometamorphen Phase der Peridotitgesteinsbildung angeschlossen, später
verformt.

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Woher Nephrit für Steinwerkzeuge balkanischer prähistorischer Kulturen aus nächster
Umgebung beziehbar gewesen wäre, ist mir unbekannt.

Kalksilikatfelse, Serpentinreaktionsgesteine, Ophicalcitbildungen.
Kalksilikatfelsbildungen, den Skarnbildungen verwandt, sind anderwärts bekannt z. T. als Grenzbildungen, z. T. als Einschlüsse in Peridotitserpentin.
Von „Reaktionsmäntel" u m hochbasische Massen spricht schon 1913 F . B E C K E[499 a] an Beispielen der Waldviertelserpentine Niederösterreichs.
Der Begriff „Serpentin-Reaktionsgestein", „Serpentin-Hofgestein" wurde von
F . ANGEL an alpinen Serpentinen dargetan, wo beträchtliche dynamometamorphe
Umprägung z. T. unter Beteiligung granitischer Säfte, sich an die besonders günstig zu
Umsetzung neigenden Magnesiasilikatgesteine, an die Peridotite heranmacht und ihnen
Mineralumbildungen vorzugsweise an den Grenzen und im Grenzraum zu CaO-haltigen
Gesteinen abzwingt. Ist bei Kalksilikatfelsen nicht immer klar zum Ausdruck gebracht,
ob damit Bildungen der Kontaktmetamorphose von Seite des intrudierenden Peridotits
oder auch spätere Umwandlungen mit inbegriffen sind, soll der Begriff der Reaktionsgesteine das Schwergewicht auf die spätere Umwandlung, auf Stoffwechselvorgänge im
Zuge der Regionalmetamorphose legen.
MAGNUSSON h a t 1930 (cit. ESKOLA [694] S. 382) bereits die Bezeichnung„Reaktionsskarn" für die aus der Wechselwirkung zwischen Kalkstein und Silikatgestein
bei metamorpher Umprägung sich ergebenden, meist manschen Mineralgemenge eingeführt.
Auch die „Ophicalcitbildungen" sind in den Serpentinen der A l p e n vorzüglich beheimatet, ebenfalls Grenzfels- oder Mischfelsbildung des Serpentins mit Kalk in Formhochumgewandelter Tektonite.

Von all diesen Grenzfelsbildungen wird, sofern nicht die Grenzamphibolite hier einbezogen werden, auf Balkanhalbinsel und in Anatolien
wenig angetroffen. Auch hierin ist — im Gegensatz zu den Alpen — dieverhältnismäßig beschränkte Einspannung der Peridotitgesteine in tiefv e r l a g e r t e dislokationmetamorphe Vorgänge zu erblicken.
Demgegenüber sind am Balkan reichlich Granitkontakte zu Peridotitgestein vorhanden, deren Wirkung sich aber im allgemeinen in lockeren
Mineralisationshöfen in Peridotit selbst, meist ohne völlige Umwandlung
desselben und ohne Neubildung von geschlossenen Grenzfelsen sich äußert.
Allerdings sind hier die P-T-Bedingungen in der Regel als mäßiger anzusprechen wie an Örtlichkeiten der Alpen, wo granitische Intrusion einerseits
und Dislokationsmetamorphose in größerer Tiefe anderseits am Peridotitgestein zusammentreffen. Nicht brauchen jedoch diese Unterschiedebei der Altersfrage der Serpentine mitzusprechen.
Eine Kalksilikatfelsbildung im Sinne der alpinen Auffassung scheint
mir eigentlich nur im Granat-Vesuvianfels verwirklicht, den 1901 MURGOCI[187] aus dem Peridotit des Parangumassivs der S ü d k a r p a t h e n beschrieb,
später von GHIKÄ BUDESTI [179] neuerlich Beachtung fand. Dieser
Fund ist aber auch nicht als Grenzbildung sondern als Einschluß in Serpentin
genannt; wie weit es sich hiebei wirklich um ungestörte Lagerung handelt,kann ich aus der Literatur leider nicht feststellen. Nach den Gebirgsbausynthesen der Südkarpathen ist der Peridotit des Parangumassivs bedeutender Deckenverfrachtung unterlegen gewesen und hebt sich schon
dadurch vom Durchschnitt der Balkanperidotite ganz wesentlich ab.
Wahrscheinlich sind auch die Granatfelse, mit Hornblende durchwachsen,
in Schiefern außerhalb der Grenzamphibolite von J e z e r i n a , Mazedonien©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at517(Abb. 21), in die Reihe abgeschürfter dynamometamorpher Kalksilikatfelsbildungen des Serpentinkontaktes zu stellen.
Die lockere G r a n a t s p r o s s u n g — ob peridotitiseh-kontaktmetamorph oder späteren
Metamorphosen angehörig — fand bereits im Abschnitt V, S. 445 einen Hinweis. AlsBalkanbeispiel t u n Abb. 141 und Photoabb. 34 dar, daß solche Granatbildung post-altkristallin, mit Mineraleinschlüssen aus Kristallin, vor sich geht; daß aber auch Granat
sich in der Regel bereits gegenüber den Einwirkungen der letzten Haupttektonik zu
wehren hatte.

Abb. 141. Prä- bis paratektonische Granatsprossung in Hüllgesteinen balkanischer
Peridotitmassen.
Die Granaten (Vergrößerung 15 X ) wachsen in hellen glimmerreichen Gneisen, mit Glimmer
u n d auch Quarz der älteren Kristallisation als Kern oder sonstwie als Einschlüsse. Mitunter
kommt deutlich verlegtes si zum Abbild (Siehe Photoabb. 34).
1 = Quarz, 2 = Muskowit.
•a) Jezerina in Mazedonien (Schliff Nr. 12 a), b) Kran Mahal bei Saloniki (Schliff Nr. 37),c) Soufflion in Ostgriechenland (Schliff Nr. 21).
Die Bettung der Granate in muskowitreiche Gesteine ist für die Granatbildung
in Peridotitrandbereichen eine auffällige und nicht wenig verbreitete Erscheinung;v o n Soufflion in Thrazien und K r a n Mahal bei Saloniki fand sie hier ihre Dünnschliffbeschreibung. — Granatmuskowitschiefer als fast ständiger Begleiter der Prasinite
des Venediger hebt F . ANGEL [373—376] hervor.

Für den Malakolithfels (Ca-reiohe Diopsidabart = Saht) von Casak,
Mazedonien, durch E. GORSKY [49] beschrieben, bestehen keine äußeren
Anzeichen, daß dieses Diopsidgestein als Metamorphit, als Kalksilikatgestein eines randlichen Stoffwechsels unter dynamometamorphen Bedingungen entstanden wäre. Nach seinen Lagerungsbeziehungen ist er
eher als Glied einer örtlich besonders reich differenzierten Schlierengesellschaft im Raduschaserpentin zu betrachten.
Der Malakolithfels von M i x n i t z , Steiermark, von J . STINI [446] erörtert, tritt
innerhalb von Hornblendegesteinen auf, die sich dem Zug der Gleinalmserpentine einordnen; zu dem graugrünen Diopsid gesellen sich Kalkspat, Rutil, Titanit, Feldspat( ? Albit), Quarz, Zoisit und Klinozoisit. — F . ANGEL und F . WEINZÖDL [387] haben
in der Untersuchung eines Gesteines der gleichen Fundgruppe die Kristallisationsfolge:
Granat (Andradit), Magnetit, Diopsid, Epidot, Kalkspat, Quarz, festgestellt. Peridotit
liegt als Breunnerit- und tremolitreicher Antigoritserpentin vor. Die Grenzamphibolitedieses Serpentins sind z. T. reine schuppige Amphibolgesteine, z. T. Granatamphibolite.
Der Diopsidfels als Reaktionsgestein, gangartig, wird allerdings nicht als Tiefenzonenerzeugnis bezeichnet, sondern einer metasomatischen Endphase der granodioritischen
Gleinalmkristallisation zugeschrieben. Die Verknüpfung der skarriartigen Reaktionsprodukte mit Serpentin sei aber rein tektonisch und zufällig bedingt, was die Verfasser
zu der vielleicht doch bestreitbaren Auffassung führt: der Serpentin hätte in diesem Falle
die Stoffabgabe nicht fördern können.
Hingegen sieht F . ANGEL [373—377] in den Tremolitmarmoren, überhaupt in den
mineralreichen Marmorschollen zwischen Serpentin und Kalkgestein O s t t i r o l s durch-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at518
wegs die Produkte dynamometamorpher Stofiwechselvorgänge an den Serpentinkontakten. I n diesem Sinne deuten sich auch die ursprünglich von B. GRANIGG [407]als Kontaktmineralfelse seitens des Serpentins beschriebenen Kalk-Silikatschollen aus
dem M ö l l t a l in Kärnten um. I n der gleichen Linie der Auffassung, nicht P e r i d o t i t K ontaktprodukte, sondern metamorphe Reaktionsprodukte unter Mitwirkung v o nGranit, bewegen sich die Andeutungen von H . L E I T M E I E R [424] hinsichtlich Genesisd e r Granatvorkommen in Serpentinnähe am N-Abfall des V e n e d i g e r m a s s i v s .
H . P . CORNELIUS ([401], bereits im Abschnitt V, S. 444 angezogen) h a t sich m i t
den Grenzfelsbildungen der Serpentingesteine der Err-Juliergruppe G r a u b ü n d e n s
eingehend beschäftigt und ist geneigt, darin doch eher, zumindest reliktisch, die in polymetamorphem Gewände erscheinende Kontaktmineralisation der Peridotitintrusion zu
sehen. Die besonderen Gesteinsausbildungen an den Rändern der Serpentine teils zu Gneis,
teils zu Kalk, unter Stoffwanderungen zustande gekommen, gruppieren sich unter Einhaltung bestimmter Paragenesen in Diopsidfelse, manchmal reichlich g r a p h i t b e s t ä u b t ,Diopsid-Albitgesteine, Tremolitmarmore, Granat-(Hessonit-, Andradit-, Grossular-)felse,
Vesuvianfelse, Epidotfelse, Klinozoisitfelse, Zoisitfelse, Albitfelse. Beispielsweise schließt
sich Serpentin gegenüber Hornblende-Albit-Epidotgneis ab mit 2 m Diopsidfels, dem eine
geringmächtige hellgelbe Epidotzone folgt. — Schollen von Kalksilikatgesteinen finden
sich auch eingeschlossen mitten in Serpentin! — etwa ähnlich dem Funde (MURGOCI)
von Granat-Vesuvianfels im Serpentin der Südkarpathen. Ferner H . J . K O A R K in jüngster
Zeit, cit. S. 519.
Aus den Lehrbüchern bekannt sind die Grenzfelsbildungen der kleinen, nur wenig
Meter mächtigen Olivinfelsmassen im Gneis des E u l e n g e b i r g e s in Schlesien (ROSENBUSCH-OSANN [779], S. 703); sie schließen sich mit Homblende-Olivinfels, weiternach außen mit Hornblendefels gegen den Gneis a b ; also vom Olivinfels weg wachsenderA1 2 0 3 - u n d CaO-Gehalt, sinkender MgO-Gehalt.
Über den mineralisierten Calcitmarmor am Serpentinkontakt von S c h l a i n i n g
im österreichischen Burgenland, als Kontaktprodukt u n d nicht als Ophicalcit aufgefaßt,
wurden in Abschnitt V unter Kontaktmetamorphose nähere Angaben gebracht (Abb. 136).
Bei allen Erscheinungen dieser A r t von Grenzfelsbildungen der P e r i d o t i t e ,ihren chemischen u n d Dünnschliffbefunden, ist es jedoch n i c h t i m m e r klar
ersichtlich: was u n d wieviel des neugebildeten Mineralbestandes ist d a v o n
auf R e c h n u n g etwa der p r i m ä r e n K o n t a k t m e t a m o r p h o s e zu setzen, welches
ist oder ist ausschließlich der Anteil von Stoffreaktionen der D y n a m o m e t a m o r p h o s e , reiner Tiefenmetamorphose oder solcher u n t e r s t ü t z t v o ngranitischer D u r c h d r i n g u n g , in welcher A r t ü b e r p r ä g e n sich verschiedene
Metamorphosen ?
I m Zurateziehen der B a l k a n p e r i d o t i t e , die hier in weitem U m f a n g e
u n d in den verschiedensten V e r b a n d s a r t e n überblickt werden u n d wo
„Reaktionshofgesteine" wie in den Alpen, von den Grenzamphiboliten
abgesehen, n u r sehr selten auftreten, d r ä n g t sich der Schluß auf, d a ß wir
es auch in den Alpen weniger m i t Bildungen echter peridotitischer K o n t a k t felsbildung sondern fast ausschließlich m i t solchen späterer Stoffwechselwirkungen zu t u n h a b e n k ö n n e n . W o immer a m B a l k a n einigermaßen
p r i m ä r - m a g m a t i s c h e r Verband des Peridotitmassivs sich offenbart, g i b t
es wohl breite, mächtige Gürtel hornblenditischer Grenzgesteine, niemals
aber Silikatfelsbildungen ähnlich gemischten mineralogischen I n h a l t e s ,wie ihn m a n c h e Alpenperidotite aufweisen.
Auch nicht die d ü n n e n Diopsidfelskrusten a n den Serpentingrenzensind hier in der Regel zugegen. Liegen aber auch a m B a l k a n P e r i d o t i t e
in Deckenfracht u n t e r tieferer Auflast vor, wie z. B . in den S ü d k a r p a t h e n ,sind vereinzelt solche Silikatfelsbildungen g e n a n n t .
Von f i n n i s c h e n Serpentinen beschreibt HAAPALA [492] neben Talk-KarbonatSerpentin im allgemeinen auch Talk-Karbonatfelse als schmales Grenzgestein von antigoritisierten Serpentinkörpern.

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519
Unter den von P . ESKOLA [489] untersuchten Paragenesen von O u t o k u m p u in
Finnland befinden sich Chromdiopsid und Chromtremolit skarnbildend in Dolomit am
Serpentinkontakt; vermutlich sind auch diese Mineralisationen in die Serpentinreaktionsbildungen einzureihen.

A. H. PHILLIPS und H. H. HESS [881] haben die Grenzfelsbildungender Appalachenserpentine zu kieselreichem Nebengestein untersucht:
die C h l o r i t - T a l k - K a r b o n a t - G r e n z f e l s e werden als Ergebnis von
Lösungsreaktionen unter dynamometamorphen Bedingungen bei niedriger
Temperatur, die B i o t i t - A k t i n o l i t h f e l s e als solches bei höherer
Temperatur entstanden betrachtet. Unter besonderen Bedingnissen vonStoffaustausch und Stoffzufuhr kommt es zu weiterer Mineralisation dieser
Kontaktfelse mit S t a u r o l i t h , S p i n e l l (Magnetit), K o r u n d , A l b i t ,T u r m a l i n , A l l a n i t mit pleochr. H. u. a. — Weniger Stoffzufuhr (C0 2 ,Na, B, F, S) oder Stoffabfuhr (Si0 2 , Alkali) als vielmehr Neuverteilung
der Elemente seien das chemische Charakteristikum dieser Grenzmetamorphose, die im Sinne von P. ESKOLA [839] als „metamorphe Differentiation" aufgefaßt wird.
Bei Fetiler in O s t b u l g a r i e n fungiert Talkfels als Grenzgestein desSerpentins in einem Zonenausschnitt stärkerer Durchbewegung und Granitdurchdringung, vielleicht unter Überwältigung aller Relikte eine einstige
pyroxenitische Grenzzone vertretend.
Beispiele von O p h i c a l c i t b i l d u n g e n , Serpentin-Calcitgemenge als
Grenzfelse von Peridotit, sind bezeichnender Weise weder von der Balkanhalbinsel noch von Anatolien bisher zu erbringen, obwohl auch hier dernötige Kalkrahmen um Peridotitmassive meist in ausgiebigem Maße vorhanden wäre. Es sind also für Ophicalcit Begleitumstände der Bildung
erforderlich, welche, bei etwas anderem Grundmaterial, jenen der Silikatfelsbildungen ähneln dürften, die ja auch nicht zum Charakteristikum derBalkanperidotite gehören.
Eine eingehende Darstellung der alpinen Ophicalcitbildungen und ihrer Problematik(Kontaktbildungen ?, metamorphe Tuffe ? usw.) am Beispiele der Vorkommenmit Serpentin
zusammen im E n g a d i n , Schweiz, ist H. P. CORNELIUS [401] zu danken: ähnlich wie
die Kalksilikat-Grenzfelse daselbst, die vorhin eingehender Erwähnung fanden, sind auchdie Ophicalcite zumeist an Kontakt Serpentin zu Kalkschiefer, seltener zu Granit gebunden,
wobei fast immer tektonischer Kontakt aus den Beobachtungen hervorgeht; auch
Zusammenvorkommen Ophicalcit und Kalksilikatfels ist vorhanden; unter den unwesentlichen Gemengteilen des Ophicalcits befinden sich als selten Turmalin, Granat, C h r o m i t ,u n d G l a u k o p h a n . Das Merkwürdigste, was CORNELIUS aus den Dünnschliff befunden
des Ophicalcits berichtet, ist das vereinzelte Vorkommen von serpentinisiertem O l i v i n
in charakteristischen rhombischen K r i s t a l l u m r i s s e n . — Handelt es sich hier u m ein
Parallellaufen von Mineralisationsvorgängen auf alpinen Mineralklüften, Serpentin undKalksilikatfelse durchsetzend, von denen W E I N S C H E N K , auch CORNELIUS, ausdem Venedigergebiet ja auch Kluft-Olivin in Kristalltracht erwähnten ? Oder ist die
Idiomorphie des Olivins nur Reliktstruktur, bei der Metamorphosierung eines basischen
Gesteins erhalten geblieben ? Bekanntlich ist Olivin in Peridotiten der Alkalikalkreihe
nie in Eigengestalt zugegen, wohl aber ist solches von Alkaliperidotiten angezeigt worden;z. B. haben H. D. MISER und Cl. S. ROSS [673] volle Kristallgestalt des Olivins in
Diamant führendem, z. T. brecciösem und tuffigem Glimmerperidotit von Pike County,
A r k a n s a s , angetroffen, der pipe-ähnlich hochgekommen ist.
Nachtrag: I n der jüngst (1950) veröffentlichten Abhandlung von H. J . K O A R K[420 a] über Serpentinite in der Tiroler Zentralzone (Tarntal, Zillertal) wird den Bildungs
fragen der Kalksilikatfelsvorkommen (nebst sonstiger Serpentinreaktions- und -hofgesteine
u. a. auch mit gefügekundlichen Studien zu Leibe gerückt und aus Gesamtheit der
Beobachtungen ausschließlich polymetamorpher Bildungsgang der Kalksilikatfelse©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

520
abzuleiten versucht; kristallisierter Kluft-Olivin wurde in den Nordtiroler Serpentiniten
nicht gefunden, Auftreten von xenomorphem ungetrübtem Olivin in Antigoritgrundmasseder endogenen Grenzzone des Serpentinits als Neukristallisation aufgefaßt.

Chloritisierung.
Zu den verbreitetsten Erscheinungen metamorpher Mineralumbildung
auf Serpentingesteinen zählt die Neubildung von Chloritmineralen, vonMineralen der Orthochloritreihe, hydrierter Mg-Al-Silikate als isomorphe
Mischungen von Amesitsilikat (H 4 Mg 3 Al 2 Si0 9 ) u n dSerpentinsilikat(H 4 Mg 3 Si 2 0 9 ) oder nach neuerer Schreibweise Amesit (At): Mg 4 (Al 4 Si 4 O 20 ).
. 8 M g ( O H ) 2 u n d Serpentin (Sp): Mg 4 (Si 8 O 2 0 ).8Mg(OH) 2 .
Das Chloritmineral ist bekanntlich im Feinbau dem Glimmer n a h e
u n d dem Kaolin verwandt.
Die Chloritisierung des Peridotitserpentins n i m m t gegenüber Faserserpentin u n d Antigorit eine entschieden jüngere Stellung in der Abfolgem e t a m o r p h e r Mineralbildungsvorgänge ein, z. T. auch eine jüngere Stellung
gegenüber der Hornblendesprossung.
Dieser Hiatus tritt beispielsweise in den Dünnschliffen chloritisierter Serpentine
und Hornblendeserpentine von G o l e m o K a m e n i a n e in Ostbulgarien klar hervor:
Chlorit zwängt sieh in Form von Schuppenströmen oder einzeln sowie in Gruppen
kristalloblastisch aufsprossend durch die älteren Serpentinminerale hindurch.
Am G a n o z s e r p e n t i n (Osttirol) beobachtet F . ANGEL [372], daß Chloritbildunggleichzeitig mit der Feinantigoritbildung erfolge, gleichzeitig oder jünger wie Hornblendesprossung, als Akt jüngster rückschreitender Metamorphose. Die Chloritbildung ist
nicht auf Serpentin beschränkt, sondern innerhalb der Phasenfolge der kretazisch-tertiären
Tauernkristallisation jener Phase eingeordnet, die weitgehende arealmäßige Diaphthorese
bewirkt, wobei allgemein auch Granat, Staurolith, Biotit in Chlorite der Pennin- undLeuehtenbergitgruppe (ohne Fe-reichen Chlorit) umgewandelt werden. — Nachtrag:
siehe auch H. J . K O A R K in [420 a].

Auf B a l k a n s e r p e n t i n e n sind alle Grade von Chloritisierung anzutreffen; von spärlicher Chloritbildung ist k a u m ein basisches Massiv völlig
ausgeschlossen; gesteigerte oder gar durchgreifende Chloritisierung i s taber doch selten u n d ausschließlich stärker dislokationsmetamorphen
Ausschnitten vorbehalten.
Dies steht in Übereinstimmung zur Aussage von P. BSKOLA [694]: zu der Chloritisierung der Serpentine gehört wohl immer starke Scherbewegung; die Chloritschiefer
vertreten ein« Art von Mylonitzonen in Serpentinlinsen.

Auch granitische Inj ektionsWirkung dürfte in ihrem Bereich die Chloritbildung in Serpentin fördern, sicherlich aber der ihr nachfolgenden Talkbildung die Wege öffnen.
Chloritisierung setzt beträchtliche Stoffwanderung voraus, vor allem
Al 2 0 3 -Beweglichkeit, bzw. A1 2 0 3 - u n d Si0 2 -Zufuhr. Der kleine peridotiteigene Al 2 0 3 -Gehalt, aus Diallag herrührend, würde der Chloritbildung
bald ein E n d e setzen. Siehe auch P H I L L I P S - H E S S [881].
S. A. K A S H I N [542] h a t die Chlorithüllen u m Chromerzkörper a u s
d e m Kamelgebirge im S ü d u r a l durch Stoffabwanderung aus den k o m p l e x
zusammengesetzten Chromitspinelliden erklärt; die m e t a m o r p h e n Chloritschalen u m Erz werden nach außen von Jefferisitschalen abgelöst.
( J e f f e r i s i t , ein chloritisch zersetzter Biotit = Eisen-Vermiculit).
Diese C h l o r i t h ü l l e , oft n u r Zentimeter dick, u m C h r o m i t s c h l i e r e n
in stärker m e t a m o r p h e n Serpentinen ist in der T a t keine auf den U r a l©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at521
beschränkte, sondern weltweit verbreitete Erscheinung. H. H. HESS[738] kennt die Chlorithüllen von amerikanischen Chromitvorkommen.
W.E. PETRASCHECK [214] hat dieses „Chlorithemd" von ostbulgarischen
Chromitlagerstätten (dort im Bergmannsausdruck als „risa"-Hemd bezeichnet) bekannt gemacht, wo auch ich die gleichen Beobachtungen aus
dem Chrom vorkommen Golemo K a m e n i a n e im Jahr vorher, docherst hier veröffentlicht in Skizzen (Abb. 72) festgehalten habe. Der Chlorit
ist z. T. P e n n i n (W. E. PETRASCHECK) z. T. nach eigenem Material
und freundlicher Bestimmung durch Dr. WEBER, Graz, ein l e u c h t e n b e r g i t i s c h e r C h l o r i t , also fast eisenfreier Klinochlor.
Auf dem teilweise völlig in Chloritserpentin umgewandelten Pyroxenserpentin vom
Z o p t e n in Schlesien ist nach K. SPANGENBERG [524], G. H O R N I N G E R [507] u. a.
als Hülle u m Chromitkörner ein dem Klinochlor nahestehender braungrüner Chlorit,G r o c h a u i t , bezeichnend (a = blattgrün, c = farblos, 2 V groß, ML senkrecht Spaltrisse). Anschliffe von Chromit, der Lagerstätte T a m p a d e l dieses Massivs entnommen,
zeigen randliche Magnetisierung. H O R N I N G E R sieht darin den Beweis für A1 2 0 3 und MgO-Austritt aus Chromit in die Hülle.

Sowohl in Golemo Kameniane in Ostbulgarien als auch in Tampade
liegen tatsächlich sehr AI-reiche Chromite vor, die selbst in derbem Zustanderst knapp 40% Cr 2 0 3 erreichen; anderseits ist das Nebengestein beider
Lagerstätten, wenn auch erst in einigem Abstand von Erz, ein Pyroxen-,u. zw. Diallag führender Peridotit mit also höherem Al 2 0 3 -Gehalt.
Die Chloritisierung ergreift den Peridotit von Golemo Kameniane, ebenso
in seiner südöstlichen Fortsetzung jenen von S i n i k l i in Thrazien in breiten
Abschnitten, doch ohne das ganze Massiv zu überwältigen. Der Chlorit
ist in der Hauptsache endtektonisch kristallisiert und breitet sich als
mäßig geschlichtete Kristallschuppenhäufung oder in Einzelsprossungüber Serpentin aus.
Fände tatsächlich die Entwicklung der chromfreien-eisenarmen Chlorithüllen um Einzelchromitkorn sowie um Chromitkörper im großen unter
Bedingungen von Tiefenverlagerung und Dislokationsmetamorphose, ausschließlich auf Kosten von AI und Mg der Chromitsubstanz statt, müßte
es im Chromitkorn — worauf bei der Metamorphose des Chromspinells
noch zurückgekommen wird — zu einer relativ Cr-, Fe-Anreicherung
kommen und mit Erschöpfung des AI-Gehaltes in Chromit die Chloritbildung ihr Ende finden. Dabei würde die Dicke der Chlorithülle gewissermaßen im proportionalen Verhältnis zur Chromitmächtigkeit stehen.
Für die ostbulgarischen Verhältnisse zeigt sich allerdings, daß das Chlorithemd der größeren und kleineren Chromitkörper ungefähr gleich stark
entwickelt und seine Stärke nur Ausdruck des allgemeinen Tektonisierungsgrades ist, an Erzkörpergrenzen aus Gründen der Lösungspassage bevorzugt aufgekommen; eine relative Chromanreicherung der mit solchen Chlorithemden bekleideten Chromitkörper gegenüber solchen in nichttektonisiertem
Peridotit ist meines Wissens nicht festgestellt. Wahrscheinlich erscheint
es, daß die Chlorithülle zu ihrem Wachstum diallagperidotitischen Nährboden zur Voraussetzung hat und sehr bald als Schutzhülle, weitere Lösungspassage verhindernd, der beginnenden Metamorphosierung des Chromits
ein Ende setzt.
Es könnte auch in diesem Falle eine Art von S e l b s t s c h u t z - M i n e r a l i s a t i o n erblickt werden, wie solche nach den Gesetzlichkeiten der chemischphysikalischen Gleichgewichtslehre gerade dem Mineralbestand basischer©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at522
Gesteine nicht fremd ist. Es spänne sich der Faden vom kleinen ins große:
die reaction rims oder keliphitischen Zonen um Granat gegen Plagioklas
in Olivin-reichen Gabbros, die Chlorithülle um Chromitkörper in hoher
metamorphen Peridotitserpentinen, schließlich im großen der Amphibolitgürtel, das „Amphibolithemd" der Peridotitmassive. Die breite Öffnung
der Skala, nach Größenordnung der umbildenden Wirkung aufgebaut,umspannt zugleich Bildungsvorgänge von epimagmatischer bis metamorpher
Umprägung.
Über die Lagerungsbedingungen einer geschlossenen Chloritfelsbildung im Chromerz
führenden Serpentin von S o u f f l i o n in Ostthrazien sind mir die Aufzeichnungen abhanden
gekommen. Meines Erinnerns liegt hier eine Randbildung vor, vermutlich an einem
Störungsrand. Der Kern des Massivs ist wenig veränderter Pyroxenperidotit und Dunit.
F ü r die Serpentine der G l e i n a l m in Steiermark h a t F . ANGEL [370] ihre Chloritisierung gleich wie die Hornblendebildung mit der Lösungsausstrahlung eines jüngeren
karbonen Granodioritdurchbruches in Verbindung gebracht. I m wesentlich geringer
metamorphen K r a u b a t h e r M a s s i v derselben Serpentinkette, findet sich nach E. CLAR[395] in Diallagpseudomorphosen vereinzelt Klinochlor neben Epidot, Talk und Brauneisen.
Der Chlorit der hochmetamorphosierten Karelischen Serpentine in N o r d f i n n l a n d ist
nach HAAPALA [492] Klinochlor.

Manche Chloritbildung als primär bereits in autometasomatische Prozesse
einzureihen, geht auf LOEWINSSON-LESSING [758] zurück, der sichz. B. zu Gunsten so gebildeter Chlorite und Epidote in gewissen Banatiten
ausgesprochen hat, aber auch die Chloritbildung der Diabase submariner
Ausbreitung auf diese Art erklärt.
Auf Peridotitgesteinen allgemein — gewiß aber auf den Balkanperidotiten — steht Chloritbildung bereits außerhalb der autometasomatischen Serpentinisierungsphase. Bei gabbroiden und besonders
diabasischen Gesteinen ist dies nicht mehr so feststehend und die Auffassung wird laut, daß Chloritbildung und Albitbildung dort noch vor
der Verfestigung Platz greifen.
Z. B . H . V Ä Y R Y N E N [497] für Gabbro von P e t s a m o in Finnland: „die Verfestigung des intrusiven Gabbros muß solange gedauert haben, bis die physikalischchemischen Verhältnisse hydrothermal geworden sind".

Die Bildung von C h r o m c h l o r i t (Kämmererit) bedarf keiner regionalen
Bedingungen der Metamorphose, sondern wird auch inmitten fast unveränderter Peridotite angetroffen, mit Vorliebe an Chromitschlieren gebunden. Ursprüngliche Wasserverdichtung, als gasförmig-flüssige Restlösung der Chromitansammlung noch vor Verfestigung anhaftend, scheint
der Chromchloritbildung Vorschub geleistet zu haben, sie geht häufig
auch mit der autometasomatischen (bzw. pneumatolytischen) Smaragditbildung einher.
Granitische Lösungsdurchtränkung von Chromit führendem Serpentin
vermag ebenfalls der Kämmereritbildung nachzuhelfen. Später wird am
Beispiel der engeren Granitmetamorphose an Serpentin und Chromit von
L o j a n e in Mazedonien gezeigt, wie vollständige Chromchloritisierungdes Serpentins der Kornzwickel von Chromit dort im Rahmen weiterer
Mineralisationen zustande kommt.
R h o d o c h r o m , die derbe feinschuppige Abart des Kämmererits,
pfirsichblütenfarben wie dieser, oft nur als dünne Haut über Chromit,
wird vom Balkan meist unter Kämmererit genannt, von der Insel Tinos(Ägäis) im besonderen gemeldet [797].

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523
K o t s c h u b e y i t , ein karminroter chromhaltiger Klinochlor, vom Uralbekannt, ist aus Funden von Balkan und Anatolien bisher nicht angesagt.
Biotitisierung, Phlogopitisierung.
Peridotite mit primärer Glimmerführung, mit Biotit, sind von derBalkanhalbinsel und meines Wissens auch von Anatolien unbekannt.
Kleine Alkalibestände, die auch dort in den Magmen vorgelegen habenmögen, gehen als übrigens sehr seltene Glimmerbildung in gabbropegmatitische Restschmelzen ein; gebleichte Biotite können hier mituntermit Muskowit verwechselt werden.
Die B i o t i t i s i e r u n g von Serpentin, desgleichen die P h l o g o p i t i s i e r u n g , ist notgedrungen von Stoffzufuhr insbesondere silikatischer
K- und AI-Zufuhr abhängig, und steht nach allen Feldbefunden auf derBalkanhalbinsel mit jüngerer Granitdurchdringung der basischen Massive
im Zusammenhang.
Auch die Bildung von V e r m i c u l i t , des K-verarmten Biotits, auf Serpentin amerikanischer Vorkommen dürfte in der Genese z. T. hier anzuschließen sein; beispielsweise
erwähnt H . H . HESS [738] kontaktliche Veränderung des Serpentins entlang schmalersaurer Gänge (Albitite) mit Neubildung von Talk, Antophyllit, Vermiculit, (Hydromuskowit nach STRUNZ), Tremolit und Turmalin. — Weitere Einzelheiten über Biotitisierung usw. bei A. H . P H I L L I P S und H . H. HESS [881]. — MATTHES S. [872 b] überVermiculit in Mitteldeutschland.
B i o t i t s c h w a r t e n , wie sie sich anderwärts als Reaktionssäume um Kontakte ultrabasischer Gesteine zu Gneisen oder Schiefern legen, wohl auch im Durchflutungsbereichvon K-Lösungen entstanden, sind unter ähnlichen Verhältnissen auf der Balkanhalbinsel
nicht gemein.

Ausgedehntere Neubildung von P h l o g o p i t , mitunter felsbildende
Verglimmerung, Phlogopitisierung von Serpentin, die auch die Kornzwickelfüllungen der sprenkeligen und derben Chromiterze ergreift, habe
ich von L o j a n e in Mazedonien mitgeteilt [64]. Auf die Granit-SerpentinKontaktparagenese von Lojane als einem klassischen Beispiel dieser Art
von Granitmetamorphose wird im nächsten Abschnitt noch zurückgekommen, der F-haltige Magnesiaglimmer Phlogopit hat hier seinen natürlichen Platz.
Wie unter der Chloritisierung erwähnt, hat S. A. K A S H I N [541] vom Südural die
Chlorithülle um Chromitkörper nach außen in Jefferisit-Biotit übergehend gefunden.
Ob auch hier Beziehungen zu Granit bestehen, ist aus den Angaben nicht ersichtlich.
Die oft sehr kleinen Antigorit-Serpentinkörper in metamorphen Paragneisen auf
U n s t , Shetland Islands, sind zwiebelschalenartig von „Reaktionsmäntel" umhüllt: voninnen nach außen Talkhülle, radialstrahlige Aktinolithschale, Chlorit- und schließlich
Biotitmantel; H . H . R E A D [518] h a t für die stofflichen Umsätze bei Bildung dieser
Hüllen auf die Beteiligung granitpegmatitischer Injektionen hingewiesen.
Der grüne Ghrommuskowit F u c h s i t (z. T. darunter Mariposit n. amerik. Sprachgebrauch, und Chromphengit) am Balkan verhältnismäßig wenig verbreitet.
Nachtrag: siehe auch H . J . K O A R K [420 a] z. T. cit. S. 519.

Talkisierung.
Talk ist zwar häufig an Serpentin gekettet, aber doch kein ausgesprochenes Serpentinmineral; abseitig jeglicher peridotitischer Gesteinskörper vermögen Mg-Lösungen die Pseudomorphosierung von Quarz undDolomit zu Talk herbeizuführen.
Die Talkisierung des Peridotits und Serpentins ist, gleich wie die Verglimmerung, für Balkanverhältnisse in der Regel an granitische Einwirkung

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gebunden, zumindest aber als sonst irgendwie hydrothermal bedingte
Metamorphose unter Si0 2 -Zufuhr zustande gekommen. Der Talk, glimmerähnlich, von Kaliglimmer Muskowit im Handstück oft nur durch geringere
Härte und mangelnde elastische Biegsamkeit unterscheidbar, ist häufig
aber nicht bedingt mit Chlorit verbunden. Die Talkbildung, deutlichjünger wie die Verglimmerung und Chloritisierung, geht häufig mit
Karbonatisierung Hand in Hand; zwar gehören auf dem Balkan die TalkKarbonatserpentinite zu den Seltenheiten, doch gesellt sich zu örtlicher
Talkbildung oft auch Karbonatgeäder.
Talk, Mg6 fSi8O20] (0H) 4 , bedarf zwar keiner Al 2 0 3 -Zufuhr wie die
Chloritbildung in AI-freien Peridotiten, ist aber wesentlich Si0 2 -reicher
als Serpentin, so daß für seine^ Bildung kieselreiche, für die oft gleichzeitige Karbonatbildung auch C0 2 -reiche Thermen erforderlich sind.
Pyroxene unterliegen leichter der Vertalkung als Olivin.
Die z e i t l i c h e metamorphe B i l d u n g s f o l g e , wie sie sich etwa auf
metamorphen Serpentinausschnitten Ostbulgariens dartut, lautet: Chrysotil,
Antigorit-Chlorit-Talk, mit Talk als Jüngstem. Aber anderwärts ist auch
Talkbildung ohne Chloritphase verbreitet.
Die Vertalkung, Steatitisierung des Serpentins in seiner ganzen Masse,in Fennoskandia, in den Appalachen usw. nicht selten, findet sich auf
der Balkanhalbinsel nicht; stets sind dort nur randliche Teile oder Störungsbereiche von Serpentin davon erfaßt, hiebei herrscht der grobschuppige
Talk vor, die dichten, gelblich bis grünweißen Talkmassen, eigentlicher
S p e c k s t e i n oder S t e a t i t , werden nicht genannt.
Der Randpyroxenit des Chromerzstockes N a d a bei Raduscha in Mazedonien wird
häufig talkisiert angetroffen; jüngere Granite fehlen hier, doch setzt durch Nada ein
System tiefreichender Störungen.
Die randliche Talkzone des Peridotits von F e t i l e r in Ostbulgarien, vermutlich aus
einer pyroxenitischen Randzone hervorgegangen, betrifft einen Serpentin, der von Pegmatitgängen durchsetzt ist. Pegmatit, wie Talkbildung sind noch von einer tektonischen
Phase erfaßt.
Aufgeprägt einem teilweise stark veränderten Serpentin, in dessen weiterer Nachbarschaft erst jüngere Granithochbrüche sich breit machen, überdeckt die Talkbildung desSerpentins von G o l e m o K a m e n i a n e (Ostbulgarien) die vorher gebildeten rnetamorphen
Minerale Hornblende und Chlorit.
Die Talk-Karbonat-Serpentine der G l e i n a l m in Steiermark sind nach F . ANGEL[370] hervorgegangen durch metamorphosierende Einwirkung eines Granodiorits, wobei
die Zone des Karbonat-Tremolit-Serpentins der ideellen Fortsetzung eines auf der einen
Seite iii Serpentin ein-, auf der anderen austretenden Kalkmarmors entspräche.— I m
Serpentin von O p p e n b e r g (Obersteiermark) ist eine Talk-erfüllte Störungszone, vonKarbonatgängen begleitet, an die Genesis der übrigen obersteirischen Talkvorkommen
herangerückt, die mit Serpentin keinen unmittelbaren Zusammenhang haben. Von
K r a u b a t h beschreibt E . CLAR [394] Schliffe mit vereinzelt reichlich Talkbildung iman sieh wenig metamorphen Peridotit. Der Karbonattalk-Fels im H a b a c h t a l in Salzburg, in Nähe der Smaragdlagerstätte am K o n t a k t zu Zentralgranit, dürfte ebenfalls
einer völlig veränderten Serpentinscholle, von Amphibolit begleitet, entsprechen.
Selbstverständlich spielt Talk auch auf allen übrigen alpinen Serpentinvorkommeneine bald stärkere, bald geringere Rolle als jüngere Mineralbildung.
Mit Störungenbeginnend, entlang derselben nachfolgend Lösungszufuhr und Talkbildung erfolgt, begünstigt gute Gleitfähigkeit talkerfüllter Klüfte im Fortgange des Gebirgsbaues die
Weiterbildung der Störung.
Das Nebengestein der Chromitlagerstätte T a m p a d e l in Schlesien ist nach
K. SPANGENBERG [524] häufig Talk-Karbonat-Serpentin.
K a r e l i s c h e Serpentine in Finnland werden nach HAAPALA [492] auch ohne vorhergehende Serpentinisierung von Talkbildung erfaßt: im allgemeinen entwickelt sichTalk hauptsächlich aus Serpentin der Pyroxene, weniger aus jenem des Olivins; Grenz-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at525
talkbildung ist besonders verbreitet, sie leitet nach innen mittels einer Chlorit-Serpentinzone in Serpentin mit Maschenstruktur über; auf Granitdurchbrüche ist überall hinzuweisen.
V Ä Y R Y N E N [497] findet auf f i n n i s c h e n Serpentinen die V e r t a l k u n g d e r
P y r o x e n e erfolgend nach deren Basis-Absonderungen und diesen parallelgestellt
auch die Talkspaltbarkeit, die C h l o r i t Umwandlung des Pyroxens geht parallel der
P y r o x e n - c - A c h s e , d. h. || (110).
Von den Talkzonen des Selukwe-Serpentins in R h o d e s i e n hebt E. K E E P [602]ihre jüngere Bildung gegenüber der Olivinumwandlung zu Serpentin hervor; Granite
liegen auch hier in unmittelbarer Nachbarschaft.
Nach den Untersuchungen von H . H . HESS [738] und gemeinsam mit A. H . P H I L L I P S[881] an den Serpentin-Talkvorkommen der A p p a l a c h e n , Nordamerika, ist Talk(Speckstein-, Tppfstein-, Seifenstein-)bildung der Serpentinisierung als auch der Hornblende-Chlorit-Büdung nachfolgend, oder auch für sich allein bestehend. Zur Zeit der
Talkbildung, Steatitisierung wirkt sich Streß nicht aus (das gilt nach meiner Einsichtauch für Ostbulgarien). Talk ersetzt auch Hornblende. Karbonat und Talk sind eng
verbunden, heiße Lösungen, CO a -zufuhr sind für die Bildung beider benötigt, granitische
Durchbrüche hiefür die Quelle. Biotit (Vermiculit-) und Talkhüllen u m Serpentinkörper
in kristallinen Schiefern, Einzelfunde von K o r u n d in Talk beleuchten die Stoffwechselvorgänge, welche dort von granitischen Injektionen auszugehen vermögen.

Nicht die Balkanhalbinsel und ebensowenig Kleinasien stechen durch
l a g e r s t ä t t e n m ä ß i g e A n h ä u f u n g v o n T a l k hervor. Die Mg-Reserve
der Serpentinvorkommen scheint also auf die Bildung reiner Talklagerstätten keinen unmittelbaren Einfluß zu haben, obwohl während derkretazisch-tertiären Andesitepoche Serpentinareale vielfach unter regionaler
Thermendurchtränkung gestanden haben müssen.
Die M a g n e s i a m e t a s o m a t o s e geht ihre eigenen Wege. Die Magnesiametasomatose im finnisch-schwedischen Grundgebirge von Erzführung
begleitet, Alkali und Kalk durch Magnesia ersetzend unter Bildung vonCordierit und Antophyllit, hat auch nichts mit basischen Massen, Intrusionenoder Aufzehrung derselben zu tun, sondern ist nach P. ESKOLA [490]
an die granitische Magmatitbildung der Tiefe anzuhängen. Beweglichkeit
der Mg- und AI-Silikate wird hiebei vorausgesetzt. Das ist nichts Befremdendes, denn wir sehen ja Wanderungsfähigkeit der Mg-Silikate auchbei Umbildung von Peridotitmassen bestehen, wie die bis in jüngste Zeitherauf vor sich gehende Entstehung von Mineralen u. a. der Sepiolithgruppe (Meerschaum, Gymnite usw.) beweist.
Auch die Bildung der a l p i n e n T a l k l a g e r s t ä t t e n steht in ähnlicher
Beziehung zu junger Granitförderung, die älteren ultrabasischen Gesteinsbestände treten hiebei in den Hintergrund: die Mg-Metasomatose spieltsich hier in höheren Zonen ab als in den nordischen Ländern, in epizonalen
Gesteinsserien der paläozoischen Grauwackenzone, k a r b o n a t i s c h e s Agens
ist zeitweilig führend, Talk hängt häufig den kristallinen Magnesitlagerstätten an (Oberdorf bei Brück usw.).
Ob unter den Talkbildungen der Balkanserpentine, besonders solcher mit AI-reichen
monoklinen Pyroxenen, nicht auch fallweise der „AI-Talk" P y r o p h y l l i t zur Entstehungkam, war bisher wohl kaum Gegenstand der Aufmerksamkeit, Verwechslung mit dem
gewöhnlichen Mg-Talk wäre immerhin möglich.

Karbonatisierung.
Die Karbonatisierung geht häufig mit Talkbildung, aber auch mit
Asbestbildung zusammen. Nebst Si0 2 , die wohl stets gegenwärtig ist,
werden CaO und C0 2 in den metamorphen Gesteinsaufbau eingebracht.

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Karbonatserpentine, wie solche aus dynamometamorph überarbeiteten
Serpentinen bei gleichzeitiger granitischer Durchdringung hervorgegangensind, beispielsweise in klassischer Ausbildung vom Ural (Beresowska)
bekannt, finden sich am Balkan selten, obwohl im Rahmen der balkanischen
Serpentinmassive stets reichlich Kalkmassen zugegen und jüngere granitische
Massive benachbart, ja oft auch intensive granitische Durchdringung
von Serpentin vorhanden sind. Anscheinend waren am Balkan im allgemeinen recht trockene und gasarme Granite hochgekommen, wie ja dort
auch Erzlagerstätten in granitischer Abhängigkeit nicht gerade häufig
sind. Auch der steten Ausbildung einer Amphibolithülle um Peridotitmassive kann eine Bedeutung dahin zukommen, daß damit Abdichtung,
Verwehren oder Erschweren von Lösungseintritt in das Innere des Peridotitleibes verbunden war.
I n L o j a n e bei Skoplje tritt wohl Kalkspat — neben Aragonit — in die postgranitische
Mineralparagenese ein, ohne jedoch gesteinsbildend als Karbonatserpentin hervorzutreten.
Von den rumänischen Serpentinen bei O r s o v a an der Donau erwähnt A. CORDACEA [176] Karbonatserpentin als kompaktes bis geschiefertes, aschgraues bis rostgelbes Gestein mit unverändertem Chromit und reichlich S i 0 2 ; es wird als hydrothermales
Produkt betrachtet, metasomatisch nach Serpentin gebildet. Hier liegt wohl richtiger
Karbonatserpentin in der regionalen Erscheinungsweise vor.
Auf den Serpentiniten O s t b u l g a r i e n s , hornblenditisiert, mit reichlicher Chloritund Talkbildung, reichlich Kalkgestein in der Umrahmung, spielen Karbonatserpentineoder Talk-Karbonatserpentine keine Bolle.

Talkbildung geht zwar auch ohne Karbonatisierung des Serpentins einher,
wenn eben CaOundC0 2 in der thermalen Durchflutung fehlen. Mit der Karbonatisierung des Serpentins ist aber ein gewisser Ausschnitt von Talkbildung unvermeidlich, wofür Si0 2 aus der Zerstörung des Serpentins verwendet wird.
P. ESKOLA schreibt für die Karbonatisierung des Serpentins, diesfalls CaO-zufuhr
nicht berücksichtigend, die Gleichung:2 H 4 Mg 3 Si 2 0 9 (Serpentin) + 3 C 0 2 = H 2 Mg 3 Si 4 0 1 2 (Talk) + 3 Mg0O 3 (Magnesit) + 3 H a O .

Die Karbonate des Karbonatserpentins können verschiedentliche
Zusammensetzung haben, von Magnesit über Ca-Mg-Fe-Karbonate,
Dolomite, Breunnerite, Ankerite zu Kalkspat.
Nach ESKOLA setzt die Karbonatisierung bisweilen schon während
der Serpentinisierung ein, mit Tremolitdolomit als Zwischenprodukt;
die Karbonatisierung der Serpentingesteine als s e l e k t i v e r Vorgang bei
regionaler C0 2 -Thermendurchtränkung, mit CaO-Transport verbunden,
findet ihre Erklärung in der Wirkungsweise des Serpentingesteins als„Adsorptionsapparat" bei niedrig temperierter Metasomatose. Also eigentlich eine Wiederholung der Wirksamkeit, wie sie bereits gegenüber dem
juvenilen H 2 0 der Autohydration des Peridotits angenommen wurde.
Auf f i n n i s c h e n Serpentinen wird nach HAAPALA [492] ebenso wie Serpentin auch
Hornblende von Karbonat vollständig verdrängt. I n der Regel handelt es sich u m Dolomitund Magnesitausscheidung im Serpentin-Talkfels. Nach der Karbonatisierung kommt
es mitunter zu einer zweiten Hornblende-Ausscheidung nachgranitischer Metamorphose.
I n extremen Fällen steigert sieh Karbonatisierung in nordischen Serpentinen nach
ESKOLA mitunter bis zur Bildung reiner Dolomitfelsen; das Ausgangsgestein kündigt
sich dann nur mehr durch Chromitreste an. Hiebei werden beträchtliche Mengen Si0 2
entbunden. Auch dieser Metasomatosevorgang vollzieht sich unter Volumkonstanz.
Auf der Balkanhalbinsel und in Kleinasien ist mir hievon kein Gegenbeispiel bekannt.

Ein mehr bunter, gemischter Typus der serpentinischen Talk-Karbonatfelse stellt der L i s t w ä n i t dar, aus dem U r a l zuerst mitgeteilt, auch von
Minaes Geraes, Brasilien, bekannt geworden. Häufig zeichnet ihn Quarz-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at527
infiltration aus. Übergänge bestehen nach Serpentiniten und reinen Kalkfelsen. Jüngst hat K. SPANGENBERG [524] Listwänit aus der Serieder Begleitgesteine der Chromerzlagerstätte T a m p a d e l in Schlesien beschrieben. Vom Balkan sind Listwänite bisher nicht benannt worden,
möglicherweise ist der Talk-Karbonatfels von O r s o v a am Donauknie
darunter einzureihen.
Ein Endglied der Bildung von Karbonat-Talkfels aus Serpentin ist der
milde, schuppig wirrfaserige T o p f s t e i n : der Balkan ist für ihn kein Verbreitungsgebiet.
Asbestbildung.
Für die Serpentingesteine spielt unter den Asbestarten der C h r y s o t i l a s b e s t , von derselben chemischen Formel wie der Serpentin H 4 Mg 3 Si 2 0 9oder (3Mg 2 Si0 4 .H 2 0) (H 4 Si0 4 .H 2 0), mit Wassergehalt bis 13%, diewichtigste Rolle; er soll hier seine kurze Betrachtung finden.
Im Feinbau zeigt Chrysotil Hornblendeverwandtschaft und seine
Formel kann auch in diesem Sinne geschrieben werden (W. SCHMIDT E. BAIER [789]).
Wenn auch Serpentin im großen gesehen fast stets das Muttergestein für Chrysotilasbest abgibt, ist letzterer doch kein ausschließlich Serpentin-gebundenes Mineral, sondernvereinzelt auch in kristallinen Kalken, Serpentin abseitigen Kalkschiefern usw. anzutreffen.

Die Asbestbildung in Serpentin ist, wie die Serpentinisierung selbst und
im allgemeinen jünger als diese, eine interne Metamorphoseangelegenheit,
unabhängig von Stoffzufuhr von außen, welche ja die chemische Identität
von Chrysotilasbest und Serpentin auch nicht notwendig macht. Damit
ist aber nicht gesagt, daß Lösungszufuhr von außen, Eintritt thermischer
Wässer in den Serpentinkörper auf Asbestbildung ohne Wirkung wären.
Die chemisch-physikalischen Bedingnisse der Asbestbildung finden nochkeine einheitliche Deutung. Außer Zweifel steht, daß Tektonik sowie
verstärkte Mobilisation von Serpentinlösungen zu den Voraussetzungenvon Asbestbildung gehören. Bewegung, Durchbewegung sowie Lösungsbeeinflussung durch jüngere saure, meist granitische Eruptivkörper sindjedenfalls Faktoren, welche die Asbestbildung begünstigen.
In der Serpentinisierung der Olivingesteine in Form des Maschenserpentins
liegt ja etwas ähnliches, nur graduell verschiedenes wie Mikroasbestbildung
vor: metasomatische Verdrängung des Olivins durch Serpentinlösungen,ausgehend von gangnetzwerkartigen Kanälen, die von den Intergranularien
des Olivinkorngefüges bestritten werden, wobei die neugebildeten Serpentinfasern mehr minder senkrecht zur Zentralnaht der Kanäle stehen.
Bei der Bildung von makroskopischem Chrysotilasbest erfährt die
Grundtendenz der Serpentinisierung, Hydrolyse der Mg-Silikate einenverstärkten Impuls, wobei wohl vorgebildete Serpentinsubstanz neuerlichmobilisiert wird.
Die Faserlänge im Geäder von Chrysotilasbest, von Millimeterstärke unddarunter beginnend, reicht an 1—2 cm, ausnahmsweise an 6—7 cm heran.
Asbestbildung ist ebensowenig mit Volumzunahme verbunden, wie der
gleicher Art metasomatische Vorgang der Serpentinisierung selbst. Überschüssige Lösung wird abgeführt.
Die Beziehung von verstärkter Chrysotilbildung zu G r a n i t n ä h e , dieder Granitintrusion zu verdankende thermale Mobilisation der Serpentin-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at528
lösungen, ist fast auf allen großen Asbestlagerstätten der Welt, U r a l ,K a n a d a , S ü d a f r i k a nachweisbar.
Für die vorzüglich granit-abhängige s t a t i s c h e A s b e s t b i l d u n g ist
Q u e r f a s e r a s b e s t (cross fiber) bezeichnend; tritt Impuls aus Durchbewegung hinzu, d y n a m i s c h e A s b e s t b i l d u n g , macht sich L ä n g s f a s e r a s b e s t (slip fiber) geltend. Beide Asbestarten bestehen auch nebeneinander.
W i r r f a s e r i g e Asbeststruktur ist unter den Hornblende-Asbestarten
verbreiteter.
Auf Rutschflächen meist ältesten Gepräges im Serpentin macht sichhäufig die grobfaserig-stengelige, undurchsichtige, mattgelbgrüne Serpentinabart, M e t a x i t , breit. Radialstrahliges Gefüge der Serpentinfasern setzt
den P i k r o l i t h zusammen (von RAMDOHR-KLOCKMANN [772] wird
der Name Pikrolith auch an Stelle der hier und von ANGEL-SCHARIZER[691] gebrauchten Bezeichnung M e t a x i t verwendet).
In der Frage der genetischen Auslösung v o n A s b e s t b i l d u n g auf
Serpentin hat W. LINDGREN [757] in „Mineral Deposits" die im einzelnen
oft abweichenden, auf den Hauptlinien sich aber doch treffenden Anschauungen der verschiedenen Beobachter dahin zusammengefaßt: Hochtemperierte wässerige Lösungen haben die Umwandlungen Serpentin zu
Serpentinasbest herbeigeführt, wobei dieser Vorgang sich auch unmittelbar
an die Serpentinisierung reihen konnte.
Nach S. B. KEITH und G. W. BAIN [747] bildet sich Asbest meist auf
Grund einer vorhergegangenen Serpentinisierung, wobei der Länge vonQuerfaserasbest ein gewisses Vielfaches an Ausmaß der erreichten Serpentinbreite im selben Lösungskanal entspräche. Beispielsweise beträgt für den
Uralasbest [547] das Verhältnis Asbestbreite zu zugehöriger Serpentinbreite in derselben Lösungsspalte etwa 1 : 5 .
Beide Autoren sehen in der Asbestbildung: Lösung von Serpentinsubstanz undWiederabsatz in sich öffnende Zerr-, Bruch- oder Torsionsspalten. Asbestbildung wäre
also nach K E I T H und BAIN Kristallwachstum in Spalten, der Rekristallisationsanteil
daran, ebenso Verdrängungsbeträge dabei wären gering. — Die häufige Verbindung vonChrysotil mit Talk im selben Serpentinkörper bestimmt die beiden Autoren, u. a. die
Serpentin-Talkumwandlung in Mengenbeziehung zum Umfang der Asbestbildung zu
bringen: Talk, mit 6% höherem spezifischen Gewicht als Serpentin, benötigt zwar zu seiner
Bildung SiO a -Zufuhr, doch Serpentinsubstanz wird dabei fortbewegt, die ein zwei- bisdreifaches an Asbest gegenüber dem Talkumfang hervorbringen könne.

Asbestbildung als Kristallwachstum in Spalten nach der Vorstellung
von KEITH und BAIN vermag jedoch keineswegs in die Vielfalt derErscheinungen im Auftreten von Chrysotilasbest allseitig befriedigende
Aufklärung zu bringen: Die Formenbilder der Asbestschnüre, Durchkreuzen
von Asbestgängehen unter Anzeichen altersverschiedener Bildung, Schrägstellen der Faserrichtung zur Wand, paralleles Faserwachstum unter
gemeinsamem Richtgesetz auf sich teilenden oder schräg zuscharenden
Spalten usw. sind Phänomene, welche gewöhnlicher Kristallrasenbildung
auf Klüften nicht zukommen. Hier ist in jüngster Zeit, 1938, G. FISCHER[503], die Asbestvorkommen in Diallagserpentin der b a y r i s c h e n O s t m a r k
sorgfältig beobachtend, zu einer Reihe bedeutungsvoller Schlüsse gekommen,
die geeignet sind, sowohl auf die mineralogische als auch genetische Seite
des Asbestproblems neues Licht zu werfen; seiner Auffassung gemäß sei die
Faser des Chrysotilasbests überhaupt keine Wachstumserscheinung, sondern
dieser „Faserbau ist D e h n u n g s g e f ü g e , das dem k o l l o i d e n Inhalt derZerrspalten aufgeprägt wurde".

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F I S C H E R beruft sich hiebei einerseits auf die Wahrscheinlichkeit, daß die von dem
angrenzenden Serpentin abgegebenen Lösungen kolloidale Beschaffenheit hätten undanderseits auf Experimente, wonach Gelatine bei Dehnung Faserstruktur annimmt.
Möglichkeit ursprünglicher G e l n a t u r d e r S e r p e n t i n s u b s t a n z wurde auch schon
früher von anderen Beobachtern ins Auge gefaßt. Beispielsweise h a t St. FOSLIE [491]1933 die Überzeugung ausgesprochen, daß Faserserpentin ursprünglich als Gel abgesetzt
worden wäre u n d erst bei der Rekristallisation unter Druckkräften quer zur Spalte die
Faserform angenommen hätte (Ref. G. B E R G , Z. f. pr. G. 1933 H . 10).
F I S C H E R bestreitet allerdings jegliches Rekristalisationsgefüge im Chrysotilasbest:
Nicht Kristallfasern mit unwahrscheinlich großer Oberfläche bestehen, sondern die Fasern„sind eben doch keine Kristalle, sondern Gelstäbchen mit Spannungsdoppelbrechung,innerhalb deren die wirklichen submikroskopischen Kristallteilchen nur mit einer linearen
Richtung, der c-Achse, f o r m g e r e g e l t sind; die Grenzen der einzelnen Stäbchen oder
Fasern bilden winzige subkapillare Hohlräume, die bei der Dehnung entstanden".

Nach der FISCHERschen Vorstellung verdankt also Chrysotilasbest
Raum u n d Fasergefüge einer tektonischen Beanspruchung des Serpentins,
der Chrysotilasbest selbst ist danach wahrscheinlich ein „gerecktes Gel".
Beispiele von Einzelheiten in der Erscheinung von Chrysotilasbest in
Gangnetzwerksformen, wie sie FISCHER bringt und abbildet, um die
Auffassung von reinem Kristallwachstum in Klüften zu widerlegen, können
auch an den Balkanvorkommen von Chrysotilasbest hin und hin beobachtet
werden.
Unmittelbarer
ZusammenhangzwischenAsbestbildungundS e r p e n t i n o b e r f l ä c h e besteht am Balkan ebensowenig wie anderwärts.
Ob eine Asbestzone nach der Tiefe rasch endigt oder noch ihre Fortsetzung
hat, hängt allein vom Stand des Erosionsschnittes ab, von dem der Asbest
erfüllte Serpentinraum, in seinen Maßen auch schon primär beschränkt,getroffen wird. Mittelbare Beziehungen können sich von der tektonischen
Seite her einstellen, auch solcher Art, daß stärkere tektonische Zerrüttung
als Vorbereitung der Asbestbildung, nachfolgend auch dem Abtrag günstigere
Wege zu bereiten vermag.
F o r m u m r i s s e von Asbestisierungszonen innerhalb von Peridotitmassen sind unregelmäßig und unabhängig von vorgebildeter Tektonik und metasomatisierender Front.
Oft herrscht auch hier wieder Linsenform. — Die Asbestzonen von B a s h e n o v o im Ural
legen sich zwiebelschalenartig um einen Kern von wenig verändertem Peridotit [540].

Große ergiebige Asbestzonen sind auf Balkanserpentinen bislang nicht
aufgedeckt worden, doch besteht ein weitverbreiteter, besonders in Kriegszeit
rühriger Kleinbergbau auf diesen wichtigen Rohstoff. Einzig in der Gegend
von R a s k a im I b a r t a l ist gegenwärtig ein Asbestgewinnungsbetrieb
in größerer Entwicklung begriffen.
Für das Auftreten von Asbest auf m a z e d o n i s c h e n Serpentinen ist
bezeichnend, daß jene Peridotitmassive, die verhältnismäßig ruhig gelagert
sind und auch keine Beziehung zu Granitnähe aufweisen, keine oderhöchstens Asbestvorkommen mineralogischer Bedeutung aufweisen. So
spielt das Mineral Asbest in der Hauptmasse des ausgedehnten R a d u s c h a Peridotits keine Rolle; doch die randlich davon abgespanten Serpentinzonen
nächst K a c a n i k , der engmaschigen Durchschuppung und Durchbewegung,auch juvenilen Lösungshochstiegen ausgesetzt gewesen, bergen bauwürdige
Asbestlagerstätten. Ähnliches gilt für die Serpentine von L o j a n e und
P r e s e v o nordöstlich von Skoplje, wo sich Durchbewegung und Granitdurchwirkungvereinen und örtlich beachtliche Asbestbildungen hervorrufen.
In Lojane hat sich neben Querfaserasbest auch etwas reichlicher Längsfaserasbest, mitunter Pikrolith-artig, gebildet.

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at530Über angebliche größere Asbestvorkommen bei Bitolj im S Mazedoniens liegenmir keine näheren Angaben vor.
Das Vorkommen B o g o s l o v a c östlichVeles in Mazedonien betrifft die Teilasbestisierung
eines Pyroxen führenden Peridotits als Glied des Lojane-Chalkidike-astes; einer randgestörten Grundgebirgsinsel im Tertiär zugehörig, nachbarlich zum Granit von S t i p ,eingespannt in den Rahmen eines ausgedehnten jungen, tektonischen und vulkanischen
Kraftfeldes, ist die örtliche Asbestbildung zweifellos mit diesen Bedingnissen verknüpft.
Von A l b a n i e n schreibt E. NOWACK [237] über ein relativ junges Asbestvorkommen
bei K o r e a : ein grobes, aus Serpentingeröll gefügtes basales Konglomerat der unteroligozänen Beckenfüllung über Serpentingrundgebirge gebreitet, weist örtlich die Bildung
von unreinem Talk und Asbest auf, die offensichtlich erst n a c h Konglomeratverfestigung
entstanden sind. Tektonische Begleitumstände verraten sich durch Striemung. (Lösungsnachhilfe durch alttertiäre Granite wäre hiebei nach meinem Dafürhalten nichts
außergewöhnliches).

Auf k l e i n a s i a t i s c h e n Serpentinen spielt Asbestisierung anscheinend
keine bedeutsame Rolle, am Maße der Wirtschaftlichkeit der Asbestlagerstätten gemessen. Ein ausbeutewürdiges Vorkommen befindet sich nach
HOWLING [743] zwischen Ankara und Eskischehir.
Die in den letzten Jahrzehnten neuerlich bekannt gewordenen, schon im griechischen
Altertum bekannt gewesenen Asbestlagerstätten auf Cy p e r n werden von den aus Griechenland herüberschwenkenden Serpentinmassen getragen. A. ZDARSKY [905] bezeichnet
Wehrlit und Serpentin im allgemeinen als Muttergestein des Cypern-Asbests. NachH O W L I N G [743] ist der Asbest auf Dislokationszonen im T r o o d o s g e b i r g e verbreitet.
Granit ist nicht zugegen, wohl aber jungvulkanische Gesteine. W. HENCKMANN[268] sieht im Cypernasbest Spaltenfüllungen im Gefolge von Kontakt- und Regionalmetamorphose, doch vorgranitisch gebildet.
Von den a l p i n e n A s b e s t v o r k o m m e n sei hier, die gute Übereinstimmung mit
F I S C H E R s Beispielen aus der bayrischen Ostmark zeigend, der Asbestvorkommen im
Serpentin von O p p e n b e r g , steirisches Ennstal, gedacht und in einem Abbildungsausschnitt dargetan. (Abb. 142): Scharen von Fiederklüften, als linsig sich öffnende Zerr-

Abb. 142. Aus der „Asbestwand", Ostgrat Hochgrößen bei Oppenberg, Steiermark.
S = Schieferung des Peridotitserpentins nach 10°/25°, Gl = Cleavage (mit Querfaserasbest) nach 190°/65—70°.
Nicht Kristallwachstum ausgehend von und senkrecht zu den Kluftflächen, sondern
die Asbestfaser bildet sich unter einem die Lösungen aller Spalten beherrschenden
einheitlichen Spannungsgesetz.

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klüfte zwischen Schieferungsflächen des antigoritisierten Serpentins bemerkenswert,
werden durch über alle Klüfte einheitlich parallel gerichtete Asbestfaser ausgefüllt,wobei die Wandung der Klüfte zur Faserrichtung keine strenge Beziehung hat.
Ferner Asbest und Nephrit von Poschiavo, Graubünden (C. SCHMIDT [886]).

Die Vereinigung von Asbest- und Talkbildung bzw. Talk- und Karbonatbildung auf Serpentin, die Ausbildung gemein verbreiteter Asbest-TalkK a r b o n a t felse als Gesamtpseudomorphose von Peridotitkörpern ist dort
verbreitet, wo zu kräftiger tiefsitzender Metasomatose, ausgeübt von Si0 2 und C0 2 -reichen Lösungen, auch Dynomametamorphose nachhilft. In
der Regel ist dann wirrstrahliger, verworrenfaseriger Asbest gebildet.
S ü d o s t - f i n n i s c h e Serpentine aus dem Gebiete des Ladogasees liefern hiefür
Beispiele; vom Balkan sind sie nicht bekannt. — I n S ü d r h o d e s i e n scheut nach
G. H O W L I N G [743] parallelfaseriger Chrysotilasbest in Peridotit nicht die Nachbarschaft
zu Talkschiefern und Talkkarbonatgesteinen, Serpentinisierung undAsbestisierung nehmen
vom Granit weg ab.

S o n s t i g e A s b e s t a r t e n , Hornblendeasbeste, der rhombische Mg-FeAmphibolasbest A n t o p h y l l i t , der noch eisenreichere, auch Na-silikathaltige Arno sit, die Asbestarten der kalkreichen monoklinen Amphibole,T r e m o l i t a s b e s t usw., jene der monoklinen Na-Hornblende, der blaue
K r o k y d o l i t h , haben auf Serpentinbereichen der Balkanhalbinsel und
Anatoliens keine Verbreitung.
Amosit und Krokydolith-Asbest stehen auch auf ihren wichtigsten Vorkommen,
jenen der K a p - P r o v i n z und T r a n s v a a l s in Südafrika außerhalb der Peridotitmassive,
sind aber doch den Gesteinsumrahmungen derselben eigentümlich. Asbestträger sind:bänderige Eisenstein-Schichten des Transvaalsystems bzw. an der Basis der Pretoriaserie, z. T. eingeschaltet in den oberen Teil der sie unterlagernden Dolomitserien(HOWLING [743]), die sämtliche zum äußeren Kontaktgürtel des Bushveld Igneous
Complex zu zählen sind.

Rhombische Hornblende, Antophyllit, wird von s e r b i s c h e n S e r p e n t i n m a s s i v e n mehrfach erwähnt. (HAMMER, PAVLOVIÖ u. a.), nicht aberderen Asbestform.
Peridotitserpentin

u n d seine B e g l e i t e r im
Gesteinsmetamorphosen.

Fazieskleid

derZielgerichtete Untersuchungen über die g e s t e i n s f a z i e l l e S t e l l u n g
der Gesteine des Peridotitzyklus auf Balkanhalbinsel und Anatolien liegennoch nicht vor: einer eingehenden Beurteilung dieser Fragen stehen Mangelan petrographischen Serienuntersuchungen, die Peridotit u n d Hüllgesteine
einschließen, auch geringe Zahl von chemisch-petrographischen Einzeluntersuchungen des Mineralbestandes beider entgegen. Nicht einmal jenegeologische Vorarbeit ist überall gelöst, die ermöglicht, auseinanderzuhalten, was jeweils zur eigentlichen primären, gemeinsam mit Peridotit
metamorphosierten Hüllserie gehört, oder was nach Abschluß der hauptsächlichen Metamorphose nur zufällig tektonisch neben Peridotit gestellt
wurde. Immerhin sind aus den zur Verfügung stehenden Einsichten in
Petrographie und Metamorphose der Balkanserpentine und aus der Gegenüberstellung zu den viel besser studierten alpinen Verhältnissen neben
Fragestellungen auch einige vorläufige allgemeine Aussagen zu machen.
F a z i e s der metamorphen Gesteine ist ein Serienbegriff; er umschließt
Gesteine, welche bei gleicher chemischer Zusammensetzung unter be-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at532
stimmten Druck- und Temperaturverhältnissen in relativem Gleichgewichtszustände befindliche Mineralbestände aufweisen, wobei Gleichgewichtsstörungen gleichgerichtete Umwandlungstendenzen hervorrufen, oder in
Schärfe nach P. ESKOLA (cit. F. ANGEL, 1940 [383]) ausgedrückt:„Mineralfazies bzw. Gesteinsfazies, umfaßt alle Gesteine, die bei gleichem
Chemismus gleichen Mineralbestand aufweisen, diesen Bestand aber gesetzmäßig in bestimmter Richtung ändern, wenn sich der Gesteinsmechanismusändert."Gesteinsfazies ist also zugleich ein Dachbegriff für die in Gesteinen
auftretenden Mineralparagenesen.
Die Fazieslehre, aus der Lehre von den Tiefenzonen (BECKE, GRUBENMANN-NIGGLI u. a.) hervorgegangen, drückt diesen also noch den
Stempel potentieller chemischer Energie im Sinne von Stoffwechsel- und
Umwandlungsbereitschaft auf.
Die Betrachtungsweise der Fazieslehre, von P. ESKOLA im besonderen
vertreten, durch F. ANGEL für alpine Verhältnisse eingeführt und ausgebaut, erfaßt sedimentogene als auch magmatogene Gesteine; sind eben die
Gesteinsstoffe einmal da, kümmert sich die Metamorphose nicht mehr viel
um die Herkunft, sondern waltet nach rein chemischen Gleichgewichtstendenzen. Immer ist aber erforderlich, daß für die Faziesbetrachtung der
große Überblick sich einschaltet, daß weite Räume der Betrachtung unterliegen, für die sich aus den Stoffwechselvorgängen der Schluß auf zu gewissen
Zeiten stattgehabte gleiche Temperatur- und Druckbedingungen ziehen
läßt.
Wird nun versucht, aus dem in dieser Hinsicht noch dürftigen und auchnoch wenig verarbeiteten Material der Balkanpetrographie für die Peridotite
und Begleitgesteine einige Erfahrungstatsachen andeutungsweise abzuscheiden und den viel besser bekannten alpinen Verhältnissen gegenüberzustellen, so ist aus dem bisherigen Tatbestande schon ersichtlich geworden,
wie sehr sich die Balkanperidotite im Durchschnitte durch viel geringeren
Metamorphosegrad von der Mehrzahl der alpinen Peridotitgesteine abheben.
Altersunterschiede, verschiedenes Peridotitalter dürfen hiefür nicht herangezogen werden, denn wir sehen auch entsprechende Hüllschichten alpiner
Peridotite meist in wesentlich höher metamorphem Gewände als gleichwertige Gesteinsserien des Balkans. In dem in der Regel geringen Metamorphosegrad der Balkanperidotite kommt eben nur der geringere tektonischdynamometamorphe Beanspruchungsgrad zum Ausdruck, wie er für dieganzen Dinariden gilt; Antigoritserpentine sind hier wenig verbreitet.
Die Kernmassen der Peridotitmassive auf der Balkanhalbinsel würden
sich auch nach ihrer Unversehrtheit überhaupt noch in keine sonderlich
metamorphe Gesteinsfazies einreihen lassen, wenn nicht die Ausbildung dermeist etwas betonter metamorphosierten Grenzgesteine die Brücke zu den
metamorphen Serien schlüge. Wie in der ESKOLAschen Ausdrucksweiseetwa Pyroxenreste des Hornblendegabbros im kleinen, so können die
Peridotitmassen des Balkans im großen in gewissem Sinne als „proterogene
instabile Relikte" bezeichnet werden.
Die fazielle Beurteilung der Grenzgesteine des Peridotits bestimmt die
Aussage über das Fazieskleid der Peridotitmasse in Gesamtheit. Da treten
gleich die schon früher erörterten Unsicherheiten auf, wieweit die Metamorphose-Aufprägung der G r e n z a m p h i b o l i t e auf dynamometamorphe©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at533
Rechnung zu setzen ist und nicht doch auch primär-magmatische Bedingungen darin verkörpert sind. Liegt eine Sonderausbildung der Hornblendegabbro-Fazies vor oder besteht Amphibolitfazies rein metamorpher
Prägung ?
Restbestände älterer brauner Hornblende neben jüngerer grüner Hornblende und damit Anzeichen des Absinkens der Metamorphosetemperatursind von Amphiboliten primär-magmatischer Natur und echten Gabbroamphiboliten anzuführen. In Mehrzahl sind die gabbroiden Gesteine desBalkans noch gar nicht im Amphibolitfazies untergegangen.
In ähnücher Weise wie für die Amphibolite bleibt anscheinend auch die
Frage für die spärlichen E k l o g i t v o r k o m m e n im Verbände der Balkanperidotite offen: ist für diese magmatische oder m«tamorphe Eklogitfazies
vorauszusetzen ? Für die Eklogite der bosnischen Serpentinzone liegt
beispielsweise der Schluß auf magmatische, metamorph wenig veränderte
Eklogitbildung nahe, die auch zur Grünschieferfazies der Hüllgesteine in
keinem Widerspruch zu stehen brauchte, wie etwa Katazone der metamorphen Eklogitfazies.
Reaktionsgesteine, Kalksilikatfelse mit Diopsid, Vesuvian, Andraditgranat, Zoisit, Tremolit, Smaragdit, Epidot usw. als Hofgesteine derSerpentine, mesozonale Bildungen, bzw. nach F. ANGEL aus der zweiten
Streßzonenstufe stammend, fehlen auf der Balkanhalbinsel, wo epizonale
Bedingungen der Peridotitmetamorphose in der Spanne zwischen Kalkphyllitfazies und Grünschieferfazies der obersten Streßzonenstufe, überhaupt „Erststufig" vorherrschen.
Die mit etwas höheren, doch von der Amphibolitfazies her fallenden
Temperaturbereichen verbundene Epidot-Amphibolitfazies (Hornblende,
Epidot, Albit) und Prasinitfazies (Hornblende, Epidot) bleiben auf derBalkanhalbinsel im allgemeinen auf vorperidotitische Metabasite beschränkt,die in vorpaläozoische und altpaläozoische kristalline bis halbkristalline
Serien eingeschaltet sind, und v o r der Peridotitintrusion bereits eine Metamorphose erlitten haben. P r a s i n i t e , kalkfrei oder kalkhaltig, sind in den
Alpen verbreitet und dort aus zweitstufigen Amphiboliten bei Abstieg inniedere Temperatur- und Druckbereiche — doch höhere als bei der Grünschiefer-Chloritschieferfazies — unter Aufspaltung der Ca-Mg-AI-Hornblendein Klinochlor, Epidot, Strahlstein und Quarz, hervorgegangen (F. ANGEL[383]), wobei nebenher gemeine grüne Hornblende unter Na-Aufnahme
aus Albit in die blaugrüne barroisitische Hornblende umschlägt. Für den
metamorphen Gesteinskreis der Balkanperidotite sind Prasinite nicht
kennzeichnend, trotz reichUcher Entfaltung von Amphibolit, was vielleicht
als Hinweis gelten kann, wie selten hier zweitstufiger Amphibolit vorgelegenhat.
Die gesteinsfazielle Stellung der G l a u k o p h a n g e s t e i n e im Bannkreis
der Balkanperidotite, die allgemeine Abhängigkeit dieser regional verbreiteten Glaukophan-Vorkommen ist noch ungeklärt. Haben die SerpentinHüllgesteine nur günstigen Boden für die metamorphe Glaukophanbildung
abgegeben, oder ist, welche Möglichkeit bereits in Abschnitt V angedeutet
wurde, eine Na-metasomatose von Seite der Serpentinintrusionen ausgegangen ? Die Aufnahmsgesteine der balkanischen Vorkommen an
Glaukophanhornblenden sind, soweit bekannt, vorzüglich erst- bis zweitstufige Paragesteine; eine Abhängigkeit von Eklogiten ist nicht zu erblicken.

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Im Glaukophan führenden Schiefergestein von Orasje bei Raduscha ist die
blaue Hornblende instabil, randlich in Aktinolith umgewandelt.
Anders in den Alpen, wo Glaukophan-Eklogite verbreitet sind; hier hat
sich die Na-Hornblende vornehmlich auf Kosten des Na-Pyroxens Omphazit
gebildet.
Aber auch außerhalb metamorpher eklogitischer und gabbroider Gesteine tritt in
den Alpen Glaukophan auf. M. STABK [441] beschreibt Glaukophan aus Grünschiefern
der Grauwackenzone im G r o ß a r l t a l , Salzburg. — Siehe auch A M P F E R E R [370 a],
HARTMANN [847] u. a. Vereinzelt findet sich Glaukophan in den Ophicalciten(H. P . CORNELIUS [401]).
F. ANGEL schließt die alpine Glaukophanbildung in die Epidot-Amphibolitfazies
ein, wo neben Omphazit sich auch Albit als Na-Quelle erweist, damit der Prasinitbildung
verwandt. P . ESKOLA spricht hinsichtlich weltweiter Vorkommen an Glaukophan voneiner eigenen „Glaukophanschieferfazies" und weist auf die noch bestehende Problematik
genereller Bildungsbedingungen für Glaukophan hin.

Chloritfelse, Karbonat-Talkfelse und reine Talkfelse, auf der Balkanhalbinsel verhältnismäßig rar, fallen unter die Bedingungen der Grünschieferfazies, für welche die Auflösung der gemeinen Hornblende in Chlorit(Epidot, Aktinolith), Karbonat und Quarz bezeichnend ist. Interferenz
von Streßmetamorphose mit jüngerer Intrusivmetamorphose trifft für
Bildungen dieser Art in Ostbulgarien zu. F. ANGELs Hinweis für alpine
Vorkommen, daß echter Grünschieferbildung nicht nur Diabase verfallen,sondern auch Amphibolite unter Diaphthoresebedingungen zu Grünschiefern werden, ist auch für Balkanverhältnisse zu beachten.
F l o i t i t i s c h e A m p h i b o l i t f a z i e s , unter Kalimetasomatose entstandene
Biotitisierung von Amphiboliten auf Kosten der Hornblende unter den
Bedingungen der Tauernkristallisation, in den Alpen häufig, ist vom Balkan
bisher unbekannt. Ebensowenig wird echte H o r n f e l s f a z i e s aus Serpentinbereichen unter jüngerer plutonischer Einwirkung von dort her genannt.
Beides mag z. T. davon herrühren, daß auf der Balkanhalbinsel mehr die
oberen Kuppeln der jüngeren sauren Plutone einzusehen sind, die Erosion
noch wenig in deren tiefverlagerte Gesteinsleiber hinabgestiegen ist.
Glimmer führende Grünschiefer hat F . BECKE [254] von der Chalkidike, östlich Saloniki,beschrieben.

Die A u f l ö s u n g u n d A l t e r s z u r e i h u n g sich ü b e r d e c k e n d e r
G e s t e i n s f a z i e s dürften am Balkan geringere Schwierigkeiten bereiten als
jeweils in den Alpen. Ein ziemlich scharfer Hiatus in der Metamorphosetrennt das vermutlich jungpaläozoische Peridotitzeitalter von den älteren
Metamorphosen, die z. T. frühpaläozoisch, in der Hauptsache und für diehochkristallinen Serien allgemein gültig, vorpaläozoisch sind. Die alpidischdinarische Metamorphose der Schuppen- und Deckenbildungen spielt sichauf der Balkanhalbinsel fast nur in den obersten Streßzonen ab.
C h r o m i t in der M e t a m o r p h o s e .
Die M e t a m o r p h o s e des C h r o m i t s ist keine sinnfällige Erscheinung,deren Beobachtung sich etwa schon im Handstück aufdrängt, sondern
wird in der Regel erst bei genauer Beobachtung im Dünnschliff und insbesondere im Anschliff wahrgenommen.
Nur Kataklase, Breceienstruktur, Erzmylonit kann oft schon am Erz
im Aufschluß und Handstück mit aller Deutlichkeit erkannt werden.

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Chromerzmylonit hebt sich oft als mattglänzendes feinkörnig-dichtes
Chromerz vom angrenzenden, verschont und unzerbrochen gebliebenen
glänzenden grobkörnigen Chromit ab; dabei konnte das mylonitischeErz durchaus seinen Zusammenhalt und seine Härte bewahren.
Rekristallisationserscheinungen an Chromit oder Chromitmylonit
werden nicht wahrgenommen.
Von Guleman in Ostanatolien führt A. HELKE [321] einen schiefrig
blättrigen Chromit als „Erzgneis" an; die einzelnen fingernagelgroßen
Chromitkörner seien breitgequetscht und erreichen ein schiefriges Aussehen. Dieses grobblättrige Chromerz konnte ich ebenfalls in seinem
Gesteinsverband beobachten, hier zeigt sich aber, daß das umgebende
Erz durchaus frei von besonderen Quetscherscheinungen ist. (Siehe erster
Teil, S. 220.) In gleicher Art bildete grobblättriges Chromerz, derb, grobkristallin, mit ungefährer Parallelschlichtung des plattigen Korns die
zentrale Masse des heute schon weitgehend ausgebauten Derberzstockes
Or as je in Mazedonien, der in einem von Dynamometamorphose fast
unversehrten Peridotitmassiv liegt. Es muß sich bei dieser Art Erzstruktur
um ein blättriges P r i m ä r gefüge eines grobkörnig ausgeschiedenen Chromits
handeln. Einer ins Gefüge greifenden Dynamometamorphose würde
Chromit mit Mylonitisierung antworten.
Eine „mechanische Reinigung" von Chromitmassen durch Dynamometamorphose, wie sie A. HELKE für den vermeintlichen Erzgneis vonGuleman mutmaßt, widerspricht Erfahrungen auf der Balkanhalbinsel.
Über s e k u n d ä r e C h r o m i t b i l d u n g liegen keine oder fast keine
Beobachtungen vor. (Siehe auch Abschnitt III, S. 385.) Bereits
M. DONATH [36] hat die Anschauung von B. BAUMGÄRTEL [27] übersekundäre Chromitbildung auf der Chromlagerstätte D u b o s t i c a in
Bosnien widerlegt (Abschnitt III, S. 386). Grundsätzlich wäre ja sekundäre
Chromitbildung denkbar, da bei Metamorphosevorgängen Chrom in
Wanderung geht, in den Aufbau neugebildeter Silikate eintritt und ebensogut wie für Magnetit, der reichlich sekundär gebildet erscheinen kann,das gleiche auch für Chromit gelten sollte. Die Unterscheidbarkeit vonwinzig gebildeten Oktaederchen Magnetit oder Chromit stößt freilich
mitunter im Dünnschliff auch auf Schwierigkeit, wenn Chromit seine Transluzidität verliert. Immer aber erweisen sich die größeren neugebildeten
Erzoktaederchen als Magnetit. Eine l a g e r s t ä t t e n m ä ß i g e Anhäufung
von sekundär gebildetem Chromit ist bisher jedenfalls völlig unbekannt,oder in seiner Bildungsweise verkannt.
W I J K E R S L O O T H s Einzelfall von angeblich hydrothermaler Chromitneubildung in
dichtem Magnesit [364 b] wurde bereits Abschn. I l l , S. 386 erwähnt. Dieser Chromitvon (laut Abbildung) nicht sehr deutlicher Idiomorphie ließe sich m. E . auch als Primär chromit-Relikt auffassen, bei der Serpentinaufzehrung durch Magnesit zurückgeblieben.
Ein Dolomit in Nachbarschaft zu dem Serpentin von O u t o k u m p u , Finnland, enthält neben Tremolit bis zu 1 cm große oktaedrische Chromitkristalle, für die P. ESKOLA[489] hydrothermalen Ursprung, an die Seite gereiht einer Anzahl sonstiger Cr-Silikate
dieses Serpentinbereiches, wahrscheinlich hält. — Siehe auch Abschn. V, S. 446, 546.
L. F I S H E R [727] hat ungebrochene Chromitkörner im zerbrochenen Olivingesteinder hydrothermalen Bildungsphase zugeschrieben.
J . H A R R O Y [737] setzt in seiner Weltübersicht der Chromitvorkommen nach seiner
Erfahrung jeglicher Angabe von hydrothermaler Chromitentstehung Zweifel entgegen.

Als erste Beobachtung, die sich häufig in D ü n n s c h l i f f e n v o n C h r o m i t
in mehr minder durchbewegter Grundmasse zeigt, ist der Übergang von©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at536
in b r a u n e r Farbe durchscheinendem Inneren des Chromitkorns in eineno p a k e n A u ß e n r a n d . Ursache für diese Erscheinung ist in einem höheren
Fe-Gehalt des Außenrandes zu suchen — Chromit wandelt sich randlichin eisenreichen Chromit um, wobei zuweilen im Zuge der allgemeinen
Metamorphose auch ein Verschleifen der ursprünglich eckigen Kornform
eintritt.
Beobachtungen dieser Art über Chromit u. d. M. wurden 1913 von J . D R E S S E R[646] am Chromitkorn von Q u e b e c in K a n a d a zum ersten Mal angestellt, später von
T H . D E N I S [640] am gleichen Material bestätigt.

Für Balkanchromerz hat zuerst M. DONATH [36] an C h r o m i t a n schliff aus Proben des Ljuboten-Gebietes bei R a d u s c h a wahrgenommen,
daß K o r n g r e n z e n b e s s e r e R e f l e x i o n zeigen als das Chromitinnere
und hebt dies als Umsetzungserscheinung hervor. Diese Beobachtung
ist häufig zu wiederholen. Von Chromit aus L o j a n e ist im Dünnschliff
noch bemerkenswert, daß Strähne kleiner Magnetitoktaederchen und-körnchen anscheinend von den ausgefransten Rändern tektonisch angehobelter Chromitkörner ausgehen (Photoabb. 36) oder orientiert am
Chromitkorn weiterwachsen.
Die gegenteilige Erklärung wäre: orientiertes Anwachsen an Chromit von Magnetit
aus der Serpentinisierung, Eindringen dieses Magnetits in den Außensaum des Chromitkorns; dieser Vorgang aber läge im Gegenstrom zu den aus Chromit austretenden Cr-Mgund AI-Lösungen, die aus fallweisem Aufbau von Chlorit- und Chromchlorithüllen um
Chromit bezeugt sind. — Nachtrag: siehe auch J . C. MAXWELL [919].

A. TORNQUIST hat 1931 an Chromit-Magnetit-Erz von P e t k o v i c hb e i O r a h o v a c im westlichen Mazedonien die V e r d r ä n g u n g v o n C h r o m i t
d u r c h M a g n e t i t erstmalig an Balkanerzen dargetan ([159], im ersten
Teil dieser Arbeit, S. 68 vollinhaltlich gebracht); der TORNQUISTsche
Befund stellt fest, daß der magmatischen Chromitphase eine magmatische
Magnetitphase gefolgt ist, wobei Magnetit den Chromit oft bis auf Resteaufzuzehren vermag (Photoabb. 37). Mit der Magnetitausscheidung verbunden ist das Auftreten von hochtemperiertem lamellarem Kupferglanz
und von Kupferkies. Die in Magnetit nach Oktaeder-Kristallzonen auftretenden Eisenglanzzonen besitzen nach TORNQUIST keine Anzeichen
einer posthumen Entmischung aus Magnetit.
Am Chromit des Banats hat M. PETRULIAN [190] 1935 chalkographische Untersuchungen vorgenommen und ebenfalls einen eisenreichen
Chromit I I von einem eisenärmeren Chromit I unterschieden:
Chromit I I ist mehr opak, eine mit der Gangart verwachsene Randbildung und wird
als zum Teil gelöster Chromit I betrachtet (nähere Angaben, erster Teil, S. 204). Doch ist
nach P E T R U L I A N nicht ganz gesichert, ob Chromit I I seine Entstehung noch dermagmatischen Phase verdankt, oder etwa erst beim Start der Serpentinisierung gebildet
worden wäre. Bemerkenswert ist, daß die gleichzeitig vorhandenen Minerale Nickelin,
Kobaltin und Cubanit noch als magmatische Absonderung erkannt werden.

Im Lehrbuch der Lagerstättenkunde von H. SCHNEIDERHÖHN[791] findet sich ein von DILLER, WESTGATE und PARDEE herrührendes Schliffbild Chromit von C a s t l e Crag Mines, Kalifornien, mit
randlich als neugebildet aufgefaßtem, löcherigem Chromit.
Ähnliche Bilder geben nach meiner Beobachtung Schliffe von der Chromerzlagerstätte
K a z a n d e r e bei Marmaris an der a n a t o l i s c h e n S - K ü s t e und sind deshalb bemerkenswert, weil das beherbergende Peridotitmassiv dort außerhalb auffälliger dynamometamorpher Beeinflussung steht.

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P. RAMDOHR [771] hat 1940 aufmerksam gemacht, daß sich die
Magnetitausscheidung bei der Serpentinisierung im Anschliff besonders
gut verfolgen läßt.
Auch RAMDOHR beschreibt Magnetitränder um Chromit oder zumindest weichereFe-reiche Ränder u m den härteren Spinellkern. Bin besonderer Fall von I l m e n i t e n t m i s c h u n g i n C h r o m i t wird aus dem Olivin desNorits der B a s t e , Mitteldeutschland,beschrieben. I m allgemeinen gehören Entmischungserscheinungen von Chromit derbasischen Tiefengesteine nach RAMDOHR zu den Seltenheiten.

S. A. KASHIN [542] hat 1937 die „Metamorphose der Chromspinellide
auf den Lagerstätten der Verblynzki Gory (Kamelgebirge) im S ü d u r a l "eingehend untersucht:
Chromerz führende Harzburgite und Gabbrogesteine bilden inmitten metamorphen
Unterkarbons mächtige Lager. Die größeren, bis 15 m dicken Erzlmsen gehen mit den
Hauptumrissen des Muttergesteins parallel, sie besitzen scharfe Grenzen und sehließen
als Ergebnis metamorpher Einwirkung mit Chloritschalen an das Nebengestein, die,bis 1 m mächtig, nach außen von Jefferisit, einem veränderten Biotit, abgelöst werden.
Die peripheren Teile der Erzmassen sind metamorphosiert, die inneren unverändert.
Das FeO der Chromspinellide gehe durch Metamorphose über in F e 2 0 3 . Metamorphe
Chromspinellide werden im Anschliff opak. Auch AI tritt aus dem Chromspinell aus,
ebenso Mg; randlich kommt es dadurch zu Chloritbildung, auch korrodiere Chlorit
den Chromit. Die Chlorithülle wächst mit der steigenden Metamorphose. — Das Kristallgitter des Chromits wird durch die Metamorphose gestört. Das Röntgenbild deute auf
kolloide Eigenschaft des verbleibenden Chromits ( ?). I m Dünnschliff ist die opake N a t u r
der Mineralneubildung randlich und entlang von Rissen des nicht veränderten Chromits
zu beobachten. Der Anschliff im Immersionsöl zeigt das metamorphe Erz lichter, auch
Hämatit erscheint. Durch Abwandern von AI und Mg reichere sich der Gehalt an Cr um
einige Prozent an. Alle diese Erscheinungen, welche auch im Mittelural beobachtet
werden, brauchen nach K A S H I N nicht notwendigerweise mit dem Eindringen der jungensauren Eruptiva in Zusammenhang gebracht werden, sondern stellen nach seiner Auffassung einen Begleitvorgang der Serpentinisierung dar. — Nach Balkanerfahrung wäre
jedoch die Mitwirkung von Dynamometamorphose m. E. wahrscheinlicher.

Im allgemeinen scheint zuzutreffen, daß AI-, Mg- und Fe-reiche Chromspinellide in stärkerem Maße der Metamorphose unterliegen als die reinen
Chromite.
Auch A. BETEKHTIN [556] 1937 findet an den russischen Vorkommen,
daß Chromit bei Metamorphoseeinwirkung mit Umwandlung seines PeO
in F e 2 0 3 antwortet und hält dafür, daß die Serpentinisierung dies schon
auslöse.
Für Chromitvorkommen des Kaukasus, wo keine ersichtliche Durchbewegung vorlag,
hätten nach B E T E K H T I N die flüchtigen Bestandteile des Magmas als Mineralisatoren
gewirkt und die Paragenesis der Cr-Silikate Chromchlorit, Chromdiopsid und Uwarowit
hervorgebracht.

G. HORNINGER [507] 1940 geht ebenfalls der Entstehung jener
opaken Ränder um Chromit der Lagerstätte T a m p a d e l in S c h l e s i e nnach und erklärt dieselbe durch Abwandern von AI und Mg aus den Randzonen der Körner nach außen unter relativer Ee-Anreicherung der Chromitkornränder:
Die Chlorithülle, welche das Chromitkorn umschließt, verdanke dieser Stoffwanderung
ihre Entstehung. — (Auch die wasserbindende Kraft des Chromitkornes noch in dermagmatischen Phase, die submagmatisch sich in verstärkter Serpentinisierung um das
Chromitkorn äußert, würde — nach meiner Auffassung — diese Stoffwanderung ebenfalls
begünstigen.) — I m Anschliff zeigt sich nach H O R N I N G E R der Fe-angereicherte Chromit
als „grauer Magnetit", die Verdrängung von Chromit durch grauen Magnetit erfolgt vonden Kornrändern und Rissen aus. Der graue Magnetit wird als eine entmischungsähnliche
Verwachsung von Magnetit mit einem verhältnismäßig stark reflektierenden Chromit©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at538
in wechselnden Mengenverhältnissen aufgefaßt. Es bestehen Übergänge von grauem
Magnetit zu Chromit. Die Entstehung des grauen Magnetits könne entweder durch FeZufuhr aus dem Inneren des Chromitkornes oder durch Fe-Zufuhr von außen ermöglicht
sein. Die löcherige zerklüftete Außenzone um Chromit sei durch grauen Magnetit ersetzter
früherer Chromit.

K. SPANGENBERG [524] hat 1943 die Beobachtungen von HORNINGER in weitem Maße bestätigt.
P. de WIJKERSLOOTH 1942 [360] behandelt in eingehender Weisedie „Metamorphose des Chromspinells in den türkischen Lagerstätten".
Dieser Verfasser bedient sich auch des E x p e r i m e n t e s zum Vergleich: nicht metamorpher Chromit wird auf 1400 ° C durch mehrere Stunden erhitzt und danach werden
bereits weitgehende Umwandlungen festgestellt: das Fe des Chromites hat sich in Formvon Hämatit freigemacht, der Chromitstein ist durch die Ausscheidung des F e 2 0 3 stark
magnetisch geworden. E s wird jedoch k e i n e N e u b i l d u n g v o n M a g n e t i t beobachtet,
so daß ein Fe 3 0 4 -Gehalt des F e 2 0 3 in fester Lösung vermutet wird! Gemäß diesen
Versuchen wäre Chromit kaustischen Einflüssen gegenüber sehr empfindlich.

Als Ergebnis einer Reihe von Anschliffuntersuchungen an t ü r k i s c h e n
C h r o m i t e n wird von de WIJKERSLOOTH festgestellt, daß Kontaktmetamorphose und begleitende hydrothermale Prozesse eine steigende
Zerstörung des Chromitmoleküls bewirken können, wobei als extremer
Fall die Entstehung einer magnetisch werdenden Silikat-Eisenerz masse
vermutet wird, die nur noch selten Chromitreste erkennen lassen würde.
Die Eisenerzlagerstätte F i r a n l a r , stark geschieferte" Hämatitmassen mit Magnetitidioblasten innerhalb metamorpher Grüngesteine, wird von de W I J K E R S L O O T H alssolche C h r o m e r z r e l i k t l a g e r s t ä t t e aufgefaßt. Ein Zwischenglied stelle das als
anstehend allerdings nicht bekannte Chromerzvorkommen L ü t f i y a im EskischehirBezirk dar, wo neben Chromit- auch Hämatit- und Magnetit-Erzstücke aufgefunden
werden. Die Funde liegen innerhalb von G l a u k o p h a n s c h i e f e r n in Nähe einer
Granodioritmasse. I m Anschliff zeigt sich tafelig-nadeliges Eisenoxyd, aus Hämatit
und Magnetit zusammengesetzt, den Chromit von Rissen aus verdrängend. Chromsilikat ist als Chromchlorit und Chromglimmer zugegen. — Nach dem gleichen Verfasser
zeigt die Chromitlagerstätte G u l e m a n nur geringfügige Metamorphose, doch auchhier wird Hämatit und Magnetit, den Chromit verdrängend, beobachtet.

Die erzpetrographischen Beobachtungen an Chromiten des Balkans
liegen noch unvollständig vor. Eine Sichtung der bisherigen Ergebnisse
mündet vor allem in der Feststellung, daß es Chromit gibt, dessen Korn
im Dünnschliff am Rande opak, im Innern braun durchscheinend ist,
der Rand ist zudem öfters löcherig, gefranst und mit Nebengesteinsteilchen
durchsetzt. Diese Beobachtungen liegen besonders dort vor, wo stärker
metamorph beeinflußte Chromite untersucht werden, fehlen aber auchin solchen nicht gänzlich, wo die Gesamtmetamorphose geringen Grad hat.
Der opake Rand im Dünnschliff entspricht einer von Chromit abweichenden, dem Magnetit näherliegenden Reflexionsfarbe im Anschliff.
Diese Randzone ist als Fe-reicherer Chromit zu deuten gegenüber dem
Fe-ärmeren Chromit des Kerns. Die Randzone des Chromitkornes hat
ihren höheren Fe-Gehalt bei der Metamorphose aus dem dadurch Feverarmenden inneren Kern oder von außen bezogen.
Diese Schlußfolgerungen sind aber m. E. in jedem einzelnen
Falle neu zu überprüfen. Das Beispiel des Chromit-Magnetitvorkommens
von P e t k o v i c h hat dargetan, daß auch in der magmatischen Phase sichbildender Magnetit den Chromit zu verdrängen vermag und daraus Magnetitkornaggregate mit Chromitresten hervorgehen.

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Es scheint mir darum nicht gerade erwiesen, daß die Dynamometamorphose oder Tiefenzonenumprägung einen reinen Magnetitlagerstättentyp als metamorphe Umwandlung einer Chromitanhäufung erzeugt, wiedies de WIJKERSLOOTH für das türkische Magnetit-Hämatit-vorkommen
Firanlar vermuten möchte; noch dazu liegt dieses Vorkommen in metamorphen Grüngesteinen von fraglicher peridotitischer Abkunft. Eher
ist wohl auch in solchen Fällen die Möglichkeit eines ursprünglichen
Chromit-Magnetit-Gemenges in die genetischen Vorstellungen einzubeziehen.
Am Balkan sind mir solche, nach Chromit metamorphe Magnetitvorkommen bisnun nicht bekannt geworden; die spärlichen, in Peridotitgesteinen da und dort sich findenden Magnetitanhäufungen sind magmatischen Ursprungs.
Auch die Beobachter an skandinavischen Vorkommen von Serpentin,
der dort ja in höchstem Grade einer metamorphen Umprägung verfallen
war, bringen keine solchen Beispiele; wo immer hier die Chromitführung
bestand, ist dieselbe auch noch in Resten erhalten.
Das „Wohin" aller ausgezogenen Chromsubstanz ist im Fall destürkischen Beispiels nicht leicht zu beantworten. Die Chromwanderung
bei Chromitkornzerfall hat, nach mazedonischer Erfahrung an Metamorphose, nur beschränkten Aktionsradius; die Chromlösung findet sichalsbald, unweit der Ausgangsstätte, in irgendein sekundäres Chromsilikat
eingebaut. Es wäre demnach anzunehmen, daß solche Magnetitlagerstätten in einer ausgedehnten Chromsilikathülle stecken müßten. Paragenesen chromhaltiger Silikate sind zwar von dem betreffenden türkischen
Vorkommen gemeldet, ihre quantitative Bedeutung jedoch nicht hervorgehoben.
Da randlich opaker Chromit auch an Chromerz auf mindermetamorpher
oder nicht metamorpher Lagerstätte beobachtet werden kann, bleibt
im Einzelfall zu untersuchen, wieviel von Chromit II (PETRULIAN)
oder Grauem Magnetit (HORNINGER) in solchen Fällen nicht auch
auf primärmagmatische Wirkungen zurückzuführen oder mit dem
Serpentinisierungsvorgang verknüpft ist.
Von der größeren L a b i l i t ä t k o m p l e x g e b a u t e r C h r o m i t m o l e k ü l e
mit reicherem Anteil an AI, Mg, Fe, ist allerdings eher zu erwarten, daßdie Metamorphoseeinflüsse in Richtung einfach gebauter Cr-Fe-Spinellearbeiten werden. Nun ist beachtlich, daß der an dreiwertigen Elementen
und an Mg-reiche Chromit der Balkanhalbinsel, einen beträchtlichen Ausschnitt dieser Vorkommen einnehmend, in der Regel auch von einem,
an den gleichen Elementen reicheren Muttergestein, einem Pyroxenperidotit,
und nicht wie die sonstige Masse der balkanischen Chromitvorkommen
von reinen Olivingesteinen beherbergt wird. Das heißt, daß für die durch
Metamorphose erfolgte Bildung der Chlorithülle solcher Chromitkörper
auch im Muttergestein selbst begünstigende geochemische Voraussetzungengeherrscht haben können, ohne daß sämtliches AI, Mg und Fe dem Chromit
entzogen zu werden brauchte. Die Abgrenzung des Chromitkörpers zum
Nebengestein wird aber in jedem Falle als für die Umsetzung wichtige
Lösungspassage gedient haben.
In Lojane, wo sowohl granitische als auch vorhergehende Dynamometamorphose verstärkt wirksam waren, besteht keine Chlorithülle um
die Chromerzkörper. Dabei ist das Chromerzkorn etwas komplexer zu-

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sammengesetzt als sonstige mazedonische Derberze, steckt aber in dunitischem
Begleitgestein.
Im großen Überblick scheint eher allgemein zu gelten: C h r o m i t s e n d e t
bei der M e t a m o r p h o s e e t w a s F e u n d z. T. a u c h Cr aus, h ä l t
a b e r im ü b r i g e n w e i t g e h e n d d u r c h .

VII. Oberflächennahe jüngere bis rezente Mineralum- und-neubildungen in Chromerz führenden Serpentinmassiven.
Nachdem Kontaktmetamorphose, Frühmetamorphose und vorgranitischebis granitische Regionalmetamorphosen als richtige regionale Tiefenmetamorphosen, denen Peridotitgesteine und ihr Erzinhalt von Beginn
ihrer Platznahme und Kristallisationsbereitschaft an verfallen können,
in den Abschnitten V und VI herausgestellt wurden, tritt die Kennzeichnung
weiterer Metamorphosen an Peridotit-Serpentingesteinen in die Reihe,
es sind solche Metamorphosen, die mehr weniger oberflächennahe vor sichgingen oder ausschließlich an fossile oder rezente Serpentinoberflächen
gebunden sind. Teils sind diese Metamorphosen ihrer Natur nach mit
rein aufsteigenden Lösungsvorgängen verknüpft, oberflächennah wie
die junge, l o k a l b e d i n g t e g r a n i t i s c h e u n d die a n d e s i t i s c h e K o n t a k t m e t a m o r p h o s e an Serpentin. Teils handelt es sich um noch jüngere
und jüngste Mineralum- und -neubildungen in unmittelbarer Abhängigkeit
von Serpentinoberflächen, rezenten oder Altflächen, wobei aufsteigender
als auch absteigender Lösungsvorgang und -transport, jeder für sich oderauch zusammenwirkend, zur Geltung kommen kann; hieher gehören die
Bildung von d i c h t e m M a g n e s i t und seiner Paragenese, die S i l i c i o p h i t und Sepiolithbildungen, Auftreten von H y d r o m a g n e s i t und A r t i n i t ,G y m n i t - und Pyroaurit-Paragenesen u. a.
In Abhängigkeit von V e r w i t t e r u n g s v o r g ä n g e n , " welche die fossile
Serpentinoberfläche betrafen, stehen die alten L a n d v e r w i t t e r u n g s k r u s t e n über Serpentin, damit zusammenhängend die Bildung von Ni- u n d
F e - E r z a n s a m m l u n g e n , teils gewachsen und verdichtet auf Serpentin,
teils abgeschwemmt von Serpentin und verdichtet wieder abgelagert.
Aus der Wirkung junger Serpentinzerstörung gehen T r ü m m e r - u n d
S e i f e n l a g e r s t ä t t e n v o n C h r o m e r z u n d P l a t i n hervor, schließlich
die Entstehung der rezenten S e r p e n t i n b ö d e n .
Die von granitischer und andesitischer Seite her bewirkten Lokalmetamorphosen sind in ihrem Hofbereich noch verhältnismäßig klar zuübersehen. Von der postandesitischen Epoche beginnend tritt jedochein gewisses Verfließen der Wirkungsursachen an Serpentinumwandlungenin Erscheinung, was nicht verwundern kann, sind doch die Balkanserpentine
im besonderen mit der kretazisch-tertiären Wende einem gewaltigen
vulkanischen und tektonischen Kraftfeld ausgesetzt gewesen, das mit
Thermenaufstiegen und Erdbebenlinien bis in die Gegenwart ausstrahlt.
Tropisch-subtropische semiaride Klimabedingungen in kretazisch-tertiärer
Zeit haben von der Oberfläche her dazu beigetragen, Umwandlung und
Zerstörung der basischen Gesteine zu intensivieren.

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Die lokale granitische Metamorphose an Serpentin und ihr Ausklang.
Die Beeinfiußung eines Serpentinmassivs und seiner Chromitlagerstätten, herrührend von unmittelbaren Wirkungen und Nachwirkungeneines granitischen Einbruches (und nachfolgender andesitischer Intrusion)habe ich 1934 an den Chromerzlagerstätten L o j a n e bei Kumanovo, Mazedonien, dargestellt (HIESSLEITNER [64]). — Oberflächenschürfung
und Grubenbau haben weitere Aufschlüsse geschaffen und die Kenntnis
vom Paragenesenumfang dieser Mineralisation, die zu der schönsten ihrer
Art gehört, ist seither um einige Mineralspezies erweitert worden.
Mit Recht darf Lojane als führendes Beispiel für Metamorphose gelten,
die Granitdurchdringung auf Serpentinminerale und Chromit ausübt.
Daß hier zugleich eine o b e r f l ä c h e n n a h e , druckentlastete Kontaktmineralisation vorliegt, ist aus den allgemeinen geologischen Verhältnissen,
aus dem Aufbau der neu geschaffenen Mineralparagenese, auch aus derAbwesenheit von Magnesiakontaktmineralen höherer P-T-Bedingungen, wie(z. T.) Cordierit (Mg2Al4Si5018), etwa auch Periklas (MgO) u. a., zu erschließen.
D i e G r a n i t - S e r p e n t i n - K o n t a k t p a r a g e n e s e von L o j a n e in ihrer ersten Ausbeute geschildert, umfaßt: Biotit ( P h l o g o p i t ) , roten G r a n a t (vereinzelt), Z i r k o n ,T u r m a l i n , D i o p s i d (z. T. in Drusen, Photoabb. 21), U w a r o w i t , K ä m m e r e r i t ,S m a r a g d i t , T r e m o l i t , langfaseriger K l u f t a s b e s t (ganz vereinzelt), T a l k , C a l c i t ,A r a g o n i t , Q u a r z und selten S c h w e f e l k i e s . Für H y d r o m a g n e s i t wurde seinerzeit
Hervorgehen aus noch jüngerer, nachandesitischer Metamorphose vermutet, doch sind
sowohl dieses Mineral wie die nachher gefundenen und bestimmten Minerale A r t i n i t(Bestimmung H. M E I X N E R [107]) und N e m a l i t h (W. F . de JONG [73], M. T A J D E R[155]) der granitischen-nachgranitischen Umsetzung anzuschließen.
Nemalith(Photoabb. 22), der langfaserige, asbestähnliche Brucit Mg(OH) 2 , irrtümlich von mir
zuerst für Asbest gehalten, hebt sich doch von diesem durch seinen silbrigen Seidenglanz auffällig ab, sein reichliches Vorkommen ist ausschließlich auf den engeren Kontakthof der Granitdurchdringung beschränkt. Aus Granit bzw. Syenit des Serpentinkontaktesh a t F . TUÖAN [165] P r e h n i t , W o U a s t o n i t und N a t r o l i t h als sekundäre Bildungenerkannt.

Ein strahlig büscheliges Mineral violetter Farbe auf Klüften starkveränderter Aplitgänge in Serpentin hat A. MALACHOFP aufgefunden
und wurde von H. MEIXNER als nadelig ausgebildeter chromfreier, wahrscheinlich Mn-gefärbter V e s u v i a n bestimmt. — Ein weiteres Kluftmineral dieser syenitaplitischen Gänge bildet ein dicktafeliger A p o p h y l l i t ,in Paragenese mit jüngerem faserigem Aragonit, ebenfalls von H. MEIXNER[107 b] bestimmt.
Bemerkenswert: N e m a l i t h wurde von A. FERSMANN (cit. N. BESBORODKO[555]) aus Chromit führenden, metamorphen Serpentinen des N o r d - K a u k a s u s angezeigt,
die Silikathornfelse bergen (Granitkontakt ?).

Der G r a n i t ist auch in das Innere des Chromitstockes Zentrale Lojane,
eingebrochen, umschließt, Erzbreccien hervorrufend, eckige Bruchstücke
von derbem C h r o m i t (Photoabb. 20). In den Kornzwickeln des Chromits
verwandelt sich die Serpentinsubstanz in Kämmererit und in Uwarowit.
Zackige B e r s t u n g s r i s s e durch derben Chromit hindurch, die vom Aufdrängen des Granits herrühren, sind von neugebildetem Uwarowit ohne
Schaden für die Ganzheit der Erzmasse verheilt worden.
Die U w a r o w i t i s i e r u n g und K ä m m e r e r i t i s i e r u n g des Zwischenkorn-Serpentins von Chromit haben auf der Lagerstätte Zentrale Lojaneeine über lokales mineralogisches Maß hinausgehende Verbreitung. Dieser

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aus Kontaktmetamorphose hervorgegangene Uwarowit bildet winzig
kleine doch meist allseitig scharf ausgebildete tiefsmaragdgrün glänzende
Kriställchen, z. T. den Schuppen des Chromchlorits aufsitzend. Uwarowit
folgt der Diopsidbildung nach und sitzt auch als Kristallstreuung auf —chromfreiem — gelbem und weißem Diopsid der Drusen, die sich als Seltenheit in zu Diopsidfelsen übergehenden Aplitgängen finden. Der Eintritt
des aus Chromit mobilisierten Chroms in die Silikatneubildung hat hieralso die Diopsidphase übersprungen.
Der Chromgranat U w a r o w i t (Kalk-Ton-Chromgranat), in Lojane
zweifellos als Produkt hochhydrothermaler bis gasförmiger granitischer
bis nachgranitischer Einwirkung auf Serpentin entstanden, scheint bei
anderen Vorkommen kühleren Bildungsbedingungen entsprungen zu sein.
B e i P e t k o v i c h nächst Orahovac nordwestlich Prizren in Mazedonien bildet Uwarowit
halbseitig entwickelt, narbige, mattgrüne Kriställchen neben Kalkspat (Doppelspat) auf
Klüften; weder Nähe zu magmatischen Gängen noch sonderlich intensive Tektonik
sind hier zu beobachten.
Das Vorkommen prächtiger, tiefsmaragdgrüner Kristallrasen Uwarowit auf Kluftflächen von Chromerz und Serpentin der Lagerstätte Milanodika bei G o m a t i , Ostchalkidike, liegt zwar nicht allzu abseits granitischer Intrusionen, näher gelegen sindjedoch bedeutende jüngere Störungen, so die Erdbebenlinie von Jerissos.
Uwarowit in Chromserpentin des Urals wird von russischen Geologen z. T. nochin autopneumatolytische Paragenesen des Peridotitmagmas gestellt, mit Diopsid,
Smaragdit und anderen Mineralen. Hiefür sind am Balkan — Smaragdit ausgenommen —wenig Anhaltspunkte.

Das örtlich beschränkte Auftreten von Chromgranat „Uwarowit"
in Zonen sonst gleicher Reaktionsbedingungen, die einwandfreie Häufung
der Chromgranatbildung in Nachbarschaft zu granitischer Durchdringung,auch die fallweise Paragenese desselben mit Diopsid, machen für die Chromgranatbildung auf der Balkanhalbinsel ziemlich sicher, daß sie bevorzugt
hochhydrothermal bis hydrothermal ausgelöst wird. Vermutlich gilt diesauch für die erdig grünen Aggregate, als Uwarowit bezeichnet, die gerne
in Gesellschaft von Smaragdit meist in Nähe von Störungen, mitunterauch an Gabbropegmatitgänge angeschlossen, in Erscheinung treten.
Die tektonisch zerschollte Chromerzlagerstätte Nada bei R a d u s c h a , welcher entlangeine Schar bedeutender Verwerfungen in die Tiefe setzt, führt solch erdigen Uwarowit,z. T. zusammen mit zu Smaragdit und Talk zersetztem Pyroxen als Zwischenkorn des
Chromits der Randhülle um massive Erzkörper.

Es ist bemerkenswert, daß vielfach ein grüner spiegelnder Harnischan Bewegungsflächen, erdig bis feinkristallinen Uwarowit durchschneidend,ganz allgemein die B i l d u n g s z e i t von Uwarowit vor die letzten tektonischen
Bewegungen ansetzen läßt.
Auch auf u r a l i s c h e n Lagerstätten werden diese erdigen apfelgrünen
Aggregate als Uwarowit bezeichnet.
Es ist für einzelne mazedonische Vorkommen wohl erst nachzuweisen,
ob da und dann nicht auch Chromockerbildung darunter begriffen ist.
An sich ist C h r o m o c k e r , in seiner Zusammensetzung als Chromoxydhaltiger R a z u m o f s k i n (Al 2 Si 3 0 9 +3 H 2 0) bezeichnet und diesem auchähnlich, auf Balkanserpentin und dessen Lagerstätten selten anzutreffen.
Beispielsweise habe ich Chromocker nachbarlich zu den Gängen von J a n j e v o ,Mazedonien [65], die Serpentin durchbrechen, gefunden.
Auf die Ähnlichkeit von feinkörnigem, muscheligbrechendem Uwarowit vom
B u s h v e l d in Transvaal mit dem dort ebenso ausgebildeten Kalktongranat Grossular
weist P . RAMDOHR [772] hin.

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Die Bildung des violetten C h r o m c h l o r i t s „Kämmererit" auf Kosten
der Serpentinsubstanz ist in Lojane sinnfällig durch den Graniteinbruch
begünstigt worden, wobei der Lösungsangriff auf Chromit den Cr 2 0 3 Gehalt einbringt, vielleicht auch etwas AI des hier tonerdereichen Chromits
mitverwendet wird, im übrigen ist A1 2 0 3 vom Granit zugebracht.
Der Chromchlorit bedarf zu seiner Bildung nicht immer der Bedingungen von Granitmetamorphose, sondern wird auch inmitten von fast unverändertem und ungestörtem
Peridotit angetroffen, mit Vorliebe an Chromitschlieren gebunden. Ursprüngliche
Wasserverdichtung u m Chromitaggregate noch vor Verfestigung derselben scheint dieser
Mineralbildung wie auch der ihr vorausgehenden Smaragditbildung fallweise Vorschub
geleistet zu haben.
Auch nach Auffassung russischer Geologen ist Chromchloritbildung fallweise nochin die autopneumatolytische Serpentinparagenese einzureihen.
Mangels Analysenmaterial von Kämmererit aus Balkanvorkommen sei eine andere
Vollanalyse dieses Minerals aus nicht bekannter Herkunft, in ROSENBUSCH-OSANN[779] S. 739 gebracht, hier angeführt: 34-49 S i 0 2 , 12-40 A1 2 0 3 , 13.46 C r 2 0 3 , 3-14
F e 2 0 3 , 3-28 FeO, 21-83 MgO, 11-85 H a O .
Eine neuere Kämmereritanalyse — Cr 2 0 3 -Gehalt 7-49% — (Vorkommen Kraubath)von I. KOPETZKY-WUNSCH [420 c].

Vielleicht ist das Vorkommen von S t i c h t i t in Lojane bisher nur wegenleichter Verwechselbarkeit mit Kämmererit der Bestimmung entgangen;dieses glimmerähnliche Mineral der Zusammensetzung 7 MgO.Cr 2 0 3 .2 C 0 2 .
12 H 2 0 , lila bis blaßviolett, in die Reihe der basischen Mg-Karbonate
Hydromagnesit, Artinit, Brugnatellit gehörig, findet sich beispielsweiseals Zersetzungsprodukt von Chromit führendem Serpentin in Transvaal.
Außer Chromgranat wird in Lojane vereinzelt gewöhnlicher r o s a r o t e r
G r a n a t (Hessonit?) im phlogopitisierten Serpentin gefunden.
Für G r a n a t s k a r n b i l d u n g der granitischen Tiefenmetamorphosewirkung auf Serpentin, in Kalkrahmen gestellt, mesozonal, fehlen in Lojane
bei oberflächennaher Mineralumsetzung die Voraussetzungen; der solcher
Art gebildete Granat ist bekanntlich meist Kalkeisengranat Andradit.
Die Bildung von T a l k und A s b e s t wurde schon in der regionalen,z. T. granitisch beeinflußten Metamorphose besprochen. Auch die lokal begrenzte, oberflächennahe granitische Metamorphoseeinwirkung auf Serpentin
bringt Talk und Asbest hervor: T a l k verhältnismäßig spärlich und im
e n g e r e n Kontakthof von Lojane, Asbestbildung verstärkt eher etwas
e n t f e r n t e r vom Hauptkontakt, nach den Asbestvorkommen von
P r e s e v o bei Lojane zu schließen. Talkbildung ist jünger als die Chloritbildung im Serpentin, das gilt wohl auch gegenüber Chromchlorit.
Das Auftreten von P r e h n i t H 2 Ca 2 Al 2 (Si0 4 ) 3 im endogenen Kontakthof des Lojane-Granits bringt, gleich wie die nachfolgende Kalkspatausscheidung, im besonderen die Ca-Aufnahme aus den von Granit im Aufstiegswege durchbrochenen Kalkschichten zum Ausdruck.
Die „Prehnitisierung", in Lojane von ganz untergeordneter Bedeutung, ist als breiterentwickelte sekundäre Mineralisation auf basischen Massiven keine seltene Erscheinung,teils mit jüngerer hydrothermaler Metasomatose, teils mit solcher dem Magmenaufstiege
unmittelbar nachfolgend in Verbindung zu bringen. Prehnit zählt auch zu den Kluftmineralen basischer Gesteine, in dieser Form wies ihii Eugenia GORSKY [49] auf Spalten
des granitfernen Peridotits von Casak bei R a d u s c h a nach. P r e h n i t in sphärolithischen
Aggregaten beschrieb L. MARIO [103] aus dem Gatobro von J a b l a n i c a in Bosnien.
Prehnitisierten Gabbro habe ich eingangs von dem Chromerzrevier G u L e m a n i n O s t a n a t o l i e n angeführt, in Südanatolien fand ihn K. METZ [336]. G. H O R N I N G E R[507] erwähnt prehnitisierten Gabbropegmatit von Tampadel in Schlesien.

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S k a p o l i t h , das Gemenge von Marialith Na 4 Al 3 .Si 9 0 24 Cl und Mejonit
Ca 4 Al 6 Si 6 0 24 .C0 3 fehlt bislang unter den Mineralien der Kontaktparagenesevon Lojane, den Mangel an leichtflüchtigen Bestandteilen dieses Granits
in Oberflächennähe beleuchtend, wie ja auch T u r m a l i n in Lojane nur
vereinzelt zu bemerken ist.
Skapolith ohne Zusammenhang mit granitischer Metamorphose, entstanden aus
vermutlich magmaeigenen, posthumen stofflichen Umsetzungen nach Plagioklas, aberauch aus solchen späterer metamorpher Vorgänge, in Gabbro und Amphiboliten sonstverbreitet, ist bisher vom Balkan spärlich namhaft gemacht; auf Einzelfunde wurde
im Abschnitt VI hingewiesen.

Die geringe Beteiligung leichtflüchtiger Bestandteile am Intrusionsakt
des Granitmagmas von L o j a n e , allerdings in seinem Gesteinsbilde hier
nur im obersten Stockwerk erschlossen, kommt auch darin zum Ausdruck,
daß die p e g m a t i t i s c h e P h a s e f e h l t , es stehen sich Granit und Aplit
unmittelbar gegenüber. Daher kann auch etwa in Lojane der Cr-haltige,
darob smaragdgrüne Spodumen (LiAlSi206) H i d d e n i t , ein Pegmatitmineral, kaum erwartet werden.
Das vorzügliche Kontaktmineral V e s u v i a n Ca10Al4(Mg, Fe) 2 .(OH) 4
Si 9 0 34 (Formel nach RAMDOHR [772]), in dessen Molekularaufbau fallweise ebenfalls Cr eingeht, ist, aus nicht ganz sicherer Erinnerung heraus,
von A. MALACHOFF im Lojane-Kontakthof angesprochen worden, derexakte Nachweis als nadeliger violetter, chromfreier Vesuvian wurde vonH. MEIXNER [107 a] geführt. Siehe auch 1. Teil, S. 114.
W o l l a s t o n i t , das Kalkmetasilikat CaSi0 3 meist hoehtemperierter
Kontaktparagenesen, tritt in L o j a n e , dort von F. TUCAN [165] im Granit
nachgewiesen, aus der endogenen Kontaktmetamorphose des Granits
nicht heraus.
Die B i o t i t i s i e r u n g , P h l o g o p i t i s i e r u n g des Serpentins ist not'gedrungen von Stoffzufuhr insbesondere K- und AI-Zufuhr abhängig undsteht nach allen Feldbefunden mit jüngerer Granitdurchdringung derbasischen Massive in Zusammenhang. Ausgedehntere, mitunter felsbildende Phlogopitisierung von Serpentin, die auch die Kornzwickelfüllungender sprenkeligen und derben Chromiterze ergreift, habe ich [64] seinerzeit
von L o j a n e mitgeteilt.
Der P h l o g o p i t b e s t i m m u n g von L o j a n e lag für meine Arbeit 1931 optische Diagnose
zugrunde. Nach späterer mündlicher Mitteilung von Prof. TUÖAN wurde in chemischer
Nachprüfung des Zagreber Labors auch der K-Nachweis geführt, ob dort auch ein solcher
des F-Gehaltes erfolgte, ist mir nicht mehr erinnerlich.
Der Phlogopitisierung des Serpentins steht an anderen Örtlichkeiten mit von Granit
beeinflußten Serpentinmassen die lokale B i o t i t i s i e r u n g zur Seite, am Balkan anscheinend weniger verbreitet, vielleicht auch mehr in ein tieferes Stockwerk des Granitkontakthofes gehörig.
I m Bereich der Chromerzlagerstätte T a m p a d e l in Schlesien sind dicke Biotitschwarten am Kontakt des zu „Weißstein" veränderten Aplits, Serpentin durchsetzend,
bezeichnend.
Finnische Serpentine, randlich zu Tremolit-Karbonat-Chloritfels verändert, grenzen
nach HAAPALA [492] mit Biotitlagen an Glimmerschiefer; Einwirkung granitischer
Lösungen ist nachweisbar.
Das Hervorgehen von sekundärem Phlogopit aus Pyroxenit, wobei auf pneumatolytischem Wege Riesentafeln dieses Mg-Glimmers (3-5 X 1-2 m) entstehen, beschreibt
F . GLOECKNEB [596] aus S ü d a i a d a g a s k a r . Die Pyroxenite selbst werden vondiesem Autor als besonderer Fall einer Mg-Metasomatose, Einwirken von Granit auf
Mergelgesteine, angesehen. Begleitminerale des Phlogopits sind Titanit, Apatit, Allanit
und Vermiculit.

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Für die Bildung der basischen Magnesiakarbonate A r t i n i t und H y d r o m a g n e s i t auf den Lagerstätten Lojane, auch auf den Chromlagerstätten
des Raduschabezirkes (Nada, Raduscha reka) in vorzüglichen Kristallstufen vertreten, ist ähnlich wie für Üwarowit Nachklang, bzw. Ausklanghydrothermaler Einflüsse wahrscheinlicher als Entstehen unter Bedingungendes vadosen Wasserkreislaufes.
I n L o j a n e bestehen Hydromagnesit und Artinit als jüngste Kluftbelage nebeneinander, der beibrechende sekundäre Calcit ist älter. E s sind radialstrahlig büschelige,rosettenartige bis kugelige Gebilde, der Hydromagnesit mehr blättrig, der Artinit mehr
nadelig. Ausnahmsweise kommen, wie von einem Vorkommen aus dem G o r a n c e t a l
bei Raduscha beschrieben [64], auch scheinbar dichte bis feinkristalline Gebilde vonHydromagnesit vor, in Form von Gängen oder Gangnetzwerk, tektonische Breccienverheilend. Die Chromvorkommen N a d a und R a d u s c h a r e k a , wo Hydromagnesit
in Tagnähe gefunden wird, liegen nachbarlich zu bedeutenden Störungen, reichliches
Mitvorkommen von Chalzedon könnte ebenfalls aszendente Bildung andeuten; hierwie für Hydromagnesit auf Chromerzstufen von S i n i k l i in Thrazien sind aus dem
geologischen Auftreten allerdings keine sicheren Schlüsse auf granit- oder etwa auchandesitabhängige Entstehungsbedingungen zu ziehen.
H . M E I X N E R [107] hat sich der Mineraltopographie und Bildung von Hydromagnesit und Artinit in einer besonderen Studie angenommen und hiebei auch das vonmir aus Südserbien mitgebrachte Material verarbeitet. — F ü r das rezente Vorkommenvon Hydromagnesit auf der Halde des Steinbruches G u l s e n , sonnseitig gelegen, bei
K r a u b a t h in Steiermark h a t M E I X N E R , wie bereits S. 348 erwähnt, die Bildungsbedingung als „sonnenhydrothermal" bezeichnet.

Ob die Neubildung von Z e o l i t h e n in Serpentinbereichen nach Art
der Entstehung alpiner Kluftminerale, oder in unmittelbarem Gefolge
von Vulkanit- oder Plutonitdurchbrüchen sich ereignet, ist jeweils ausden örtlichen Feststellungen her zu untersuchen.
I n Lojane, wo F . TU CAN [165] Natrolith nachwies, verfließen granitische und andesitische Einwirkungen; ähnliches gilt für die Serpentine des Ibartales, aus denen L. MARIO[104] Thomsonit beschrieb. Der Apophyllit von Lojane (H. M E I X N E R [107 b]) ist
Kluftmineral in Aplitgranit.

Chromhaltige Zeolithe sind jedenfalls nicht bekannt. Die Wanderungsfähigkeit von Cr in Lösungen war — mit Ausnahme etwa bei der Bildungsbedingung von Stichtit — längst eingebüßt, das wenige in Lösung vorhandene Cr in den frühzeitigen Silikatparagenesen der Granit- und eventuellauch Andesitmetamorphosen untergebracht, als die Bildung der basischen
Magnesiakarbonate und auch der Zeolithe einsetzte.
Für türkische Serpentin- und Chromitvorkommen hat P. de WIJKERSLOOTH [362] den Granitkontaktparagenesen in bezug auf Serpentin
und Chromerz näheres Augenmerk gewidmet.
W I J K E R S L O O T H findet aus dem Gebiete des H a t a y s in Ostanatolien typische
Granitkontaktgesteine mit C r - h a l t i g e n M i n e r a l e n d e r G l i m m e r - H o r n b l e n d e u n d E p i d o t g r u p p e ; Chrom wird hiebei aus Chromit ausgeführt und es würden schließlich Cr-freie bis Cr-arme Fe-Erze zurückbleiben. Wie ich im vorhergehenden Abschnitte
bemerkte, können solche extreme Fälle auf Vorkommen der Balkanhalbinsel nicht nachgewiesen werden, ja eher seheint es hier, als wäre der Cr-arme Magnetit, der sich auf Kosten
des Chromits bei der Metamorphose bildet und das Chromitkorn in dünner Schale umhüllt,sehr bald befähigt, weitere Chromausfuhr zu verhindern.

Zweifellos gehört die Einwirkung saurer Plutone auf Serpentin und
Chromit der Balkanhalbinsel und Kleinasiens zu einer regionalen undsinnfälligen Erscheinung. Mit Recht hat W. HENCKMANN [4] für dieseBereiche — aber auch in erdumspannender Weise gültig — die G r a n i t m e t a m o r p h o s e der Serpentine als eine der wesentlichsten jüngeren
Jahrbuch G. B. A., Sonderband 1, 2. Teil

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Metamorphosen der basischen Gesteinskomplexe herausgestellt. Ihre
Abgrenzung ist allerdings weder nach Richtung der regionalen Dynamometamorphose noch weniger nach der andesitischen Metamorphose auf
Serpentin immer mit Schärfe zu ziehen, besonders nicht wo auf enggedrängtem Raum die Metamorphosen sich überdecken und auch in mancher
Zielrichtung der Umprägung sich nähern. Mitunter haben nur regional
gespannte Vergleiche Aussicht, hier Entwirrung in die Vielfalt der Erscheinungen zu bringen.
Die zu Eingang in andere Minerale, vor allem in Silikate (Antigorit,
Chlorit, Diopsid, Zoisit, Epidot, Glimmer, Granat, Hornblende, Turmalin,
Vesuvian u. a.) befähigte Cr-Menge jenes Chromitanteiles, welcher der Zerstörung anheim fällt, wird jedenfalls durch granitische Einwirkung auf
Chromit in stärkerem Maße herausgeholt als vulkanitische Wirkung es vermag.
Die Z a h l der s e k u n d ä r g e b i l d e t e n C h r o m m i n e r a l e , die meisten
allerdings als seltene Vorkommen, wird von J. HARROY [737] mit 55
angegeben. Auch Erze spielen unter diesen Mineralen eine gewisse Rolle.
I n B a r e s o w s k a im Ural kommt es unter p o s t g r a n i t i s c h e r Nachwirkung, welchen
Vorgängen dort auch die berühmten Goldquarzgänge ihre Entstehung verdanken, bei
Durchsetzen der Gangspalten durch Chromit führenden Serpentin zur Chromentnahme
aus letzterem vermittels aufsteigender Metallösungen, wobei als Pb-Chromat das Rotbleierz, der K r o k o i t sich ausscheidet. — Auf ähnliehe Art entstehen a. a. O. C r - W u l f e n i t ,ferner Pb- und die Cu-Pb-Chrornate M e l a n o c h r o i t (Phönizit) und V a u q u e l i n i t , das
Pb-Cr-Arsenat B e l l i t u. a.
Auch auf der Balkanhalbinsel wäre das Durchsetzen sulfidischer Metallerzgänge,allerdings hier A n d e s i t - a b h ä n g i g , durch Serpentin zu beobachten: Beispiele hiefür sinddie Gänge von J a n j e v o in Mazedonien [65] mit PbS, ZnS, FeS 2 , auch einzelne Gängeähnlicher Zusammensetzung im K o p a o n i k . Krokoitneubildung fehlt, trotz Chromerzführung des durchschnittenen Serpentins. Die Chrommobihsation durch Andesit ist eben
geringfügig, erschöpft sich dort in ganz vereinzelte Bildung von sekundärem Chromocker.
Am A v a l a südlich Belgrad, wo eine Zinnobermineralisation im Andesitgefolge, mehr
minder granitfern, in Serpentin Platz nimmt, gibt bei den Mineralumsetzungen Chrom
zur Bildung des Cr-haltigen Glimmers A v a l i t (Fuchsit) Anlaß, ohne sonstiger CrSilikatneubildung.

Wie sehr die genetische Bindung neugebildeter Chromsilikate verborgen bleiben kann, ob Zusammenhang mit magmatischen oder regionalmetamorphen Vorgängen besteht oder aus diesen gemischte Wirkungenin Erscheinung treten, ist aus der eingehenden Darstellung der seltsamen
Verbreitung von C h r o m m i n e r a l e n im Lagerstättenbereich des sulfidischen Kupfervorkommens O u t u k u m p u in Finnland (siehe auch S. 446,
535, 548) durch P. ESKOLA [489] zu entnehmen:
Der Serpentin von Outukumpu ist nahezu frei von Chromit, enthält ihn nur in Erzpigmenten. Ein Teil der Chromminerale, u. zw. der Cr-haltige Glimmer Fuchsit, CrDiopsid und Cr-Tremolit neben Uwarowit treten verstreut in dem Serpentin benachbarten
Quarziten auf; daneben finden sich die gleichen Minerale, mit Ausnahme Fuchsit, skarnbildend an Dolomit gekettet. Dieser Dolomit, enthält überdies unregelmäßig eingestreut
scharfe, bis 1 cm große Oktaederchen Chromit, der v o r Tremolit gebildet erscheint.
Ferner besteht einPickotit-Chromchlorit-Antophyllit-Cordieritfels mit Sulfiden zusammen
am Rande zu Chromit führendem Dolomit. Uwarowit in Kristallenen von 1 bis 1-8 cm
Größe! und etwas veränderter C r - E p i d o t T a w m a w i t erscheinen ausnahmsweise als
Aggregate innerhalb der Magnetkies-Kupferkies-Masse der Hauptlagerstätte. Außerhalb
der Lagerstätte bilden Uwarowit — Tremolit — frischer Tawmawit und Magnetkies zusammen mit Cr-Diopsid und Chromit richtige Gänge inQuarzit. — P. ESKOLA sieht in derGesellschaft der Chromminerale eine wahrscheinlich hydrothermale Paragenese, deren
Bindung einschließlich der Sulfidmassen eher an Serpentin als etwa an die postkarelischen
Granite heranreiche, obwohl zwischen Bildung von Sulfid und Chrommineralen einerseits,©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at547
dem Intrusionsvorgang des ultrabasisehen Magmas anderseits beträchtliche Zeiträume
gelegen haben müssen. Die Frage nach Entstehung des Dolomite, ob sedimentär oderkarbonatisiert nach Serpentin, wird offen gelassen.
Hier handelt es sich wohl u m eine komplizierte Genesis, für deren Zerlegung auchregionale Vergleiche nicht leicht heranzuholen sind. Anscheinend sind Kontaktmetamorphosen, von Erzausscheidungen begleitet, durch jüngere Metamorphose, teils Metasomatose überdeckt. Wäre also hier bezüglich Chromit wirklich s e k u n d ä r e C h r o m i t b i l d u n g z u erblicken ? Oder liegt etwa im Chromit führenden Dolomit ein karbonatisierter
Pyroxenit vor, dessen primäre Chromite, wie häufig bei Pyroxeniten, in ausgezeichneter
Idiomorphie, unverändert über die Karbonatisierung des Muttergesteins hinweggekommen
wären ?
A. G. B E T E K H T I N [556] führt von kaukasischen Chromvorkommen an, daß bei
intensiver Serpentinisierung Wiederabsatz von Chromit, Sekundärchromit, in Fragekäme, der aber niemals lagerstättenbildend in Erscheinung trete.
H . J . K O A R K [420 a] berichtet über Spektrogramme, gewonnen an abgefunkten
nadelkopfgroßen, als sekundäre Bildung betrachteten Erzanreicherungen im Ochsner
Serpentin (Zillertal) und in dessen randlicher Strahlstein-Chlorit-Zone; hiebei wurde u. a.
auch Cr-Nachweis geführt, was den Autor veranlaßt, m e t a m o r p h esekundäre
C h r o m i t b i l d u n g neben Magnetitbildung anzunehmen.

Der Cr-haltige Chrysoberyll A l e x a n d r i t , Al 2 Be0 4 , vom Balkan zwar
nicht, doch neben anderen Fundorten vom U r a l bekannt, hat genetischkeine unmittelbare Beziehung zu Chromgehalt basischer Gesteine, sondern
ist vorzüglich primäres Mineral gewisser Granitpegmatite und von solchen
vermutlich beeinflußter metamorpher Gesteine. Ein kleiner primärer
Cr-Gehalt wird ja auch den sauren plutonischen Magmen zugeschrieben,
er reicht nach VOGT (Econ. Geol. 1926) an 0,0005% im Durchschnitt
heran.
Andesitische Metamorphose und noch jüngere bis rezente Umwandlungserscheinungen im Innern und in Oberflächennähe der Chromerz führenden
Serpentinmassen.
Einwirkung von Andesit, Dazit und Trachyt — neben jüngerem Basalt
die hauptsächlichsten älteren, kretazisch-tertiären Vulkanite der Balkanhalbinsel — auf Serpentin, kurz als a n d e s i t i s c h e M e t a m o r p h o s e an
Serpentin zusammengefaßt, weist bereits eine wesentlich geringere
Differenzierung in Richtung auf Mineralum- und -neubildungen auf wie
die granitische Metamorphose. V e r k i e s e l u n g s e r s c h e i n u n g e n , zu einem
dichten dunklen splitterigen Hornfels umgewandelte Serpentinmassen,sind beispielsweise das hervorstechendste Merkmal des Andesitkontaktes
zu Serpentin im Suha-reka-Tal und bei Antoinette nächst L o j a n e .
Unter den vielen Kontaktgrenzen des Andesits im L o j a n e b e r e i c h , die alle keine
ersichtliche Beeinflussung des Serpentins durch Andesit aufweisen, bildet die Zone desSuha-reka-Tales und anschließend Antoinette eine Ausnahme. I n Zusammenhang mit derAusbildung einer brecciösen Spaltenfüllung in Serpentin am Andesitköntakt, wohl vom
Gewölbedruck des Andesitaufstieges herrührend, ist nachfolgend eine breite Silifizierung
erfolgt, die vor allem entlang der Spalte auch eine reiche R e a l g a r v e r e r z u n g m i t dolomitspätiger Gangart — nebst etwas Antimonit — nach sich zog. Einige Einzelheiten dieses
Vorkommens habe ich 1934 [64] angezeigt. Seither ist, gewissermaßen unbeabsichtigt,
nur aus den Aufschlußbedürfnissen des benachbarten Chromerzbergbaues heraus, überAusdehnung dieser Arsenerzlagerstätte in Serpentin ein genaueres Bild gewonnen worden:über 150TOLängserstreckung können als erschlossen gelten, bei Mächtigkeiten mit reichlichderbem Realgaranteil bis zu 3 m, Gesamtmächtigkeit bis 6 m, einer Fallerstreckung vonmindest 40 m und günstiger Sohlfortsetzung. (Siehe auch die Angaben im Ersten Teil,
Pkt. 7, S. 113.) Damit rückt dieses Vorkommen zur gegenwärtig wohl bedeutendsten
Realgarlagerstätte der Balkanhalbinsel auf, das seinerzeitig ausgebeutete, in ähnlicher©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at548
genetischer Position befindliche, doch nicht in Serpentin, sondern in kalkigem undschiefrigem Nebengestein, ausgeschiedene Realgarvorkommen von Alchar bei Mrezicko
im S Mazedoniens in der Größenordnung hinter sich lassend.

Die vornehmlich silifizierende Wirkung von Seite des Andesitmagmas
k o m m t auch in anderen Serpentingebieten zum Ausdruck, sie begleitet
in kennzeichnendem A u s m a ß auch die P h ä n o m e n e der Gangbildungenvon dichtem Magnesit in Serpentin, die zeitlich, u n d in weitem Abstände
wohl auch noch genetisch, z u m Andesitvulkanismus in Beziehung stehen.
Ein weiteres Beispiel unmittelbarer Verquarzung von Serpentin durch
einbrechende Vulkanite, in diesem Falle Biotittrachyt, bietet die Geologie
der schon früher erwähnten Hg-Lagerstätten vom A v a l a b e r g südlich
Belgrad dar.
Quarz und Hornstein im Gefolge von Trachyt bilden am Avala nach der ersten Beschreibung von M. F I S C H E R [42] mitten im Serpentin metasomatisch schlotartige
Massen, die, von Adern eisenreichen Dolomits durchzogen, noch Reste von Bronzit
und Chromit erkennen lassen. Eine geringfügige Cr-Mobilisation ermöglicht die Bildung
des Cr-haltigen Kaliglimmers A v a l i t (-Fuchsit). Ni aus dem Peridotitgestein wird zur
Bildung von Millerit verwendet. Die Ausbreitung von Zinnober u n d gediegen H g in
Begleitung von Schwefelkies folgt der Silifizierung nach.

Eine Neubildung von Chromit, s e k u n d ä r e C h r o m i t b i l d u n g , ist
u n t e r den Umwandlungserscheinungen der andesitischen bzw. postandesitischen Metamorphose ebensowenig anzutreffen wie unter jenen dergranitischen. Die Resistenz des Chromits gegenüber Lösungsattacken ist
groß; die konservierte Chromitführung des Dolomit-Hornfelses vom Avala
bringt dies zum Ausdruck u n d l ä ß t einen Vergleich zu den Chromitkriställchen unter den Chrommineralien des Dolomitfelses vom O u t u k u m p u ,Finnland, offen, über welches Vorkommen Angaben von P . E S K O L A [489]vorhin hervorgehoben wurden.
Hinsichtlich Deutung eines Chromitkorns in dichtem Magnesit( W I J K E R S L O O T H [364 b]) siehe Bemerkung S. 535.

als

sekundärN i , mobilisiert aus Peridotit (dort dem Olivin eigen oder in primären
Sulfiden enthalten) durch thermale Wässer im Gefolge der Vulkanite —seltener anscheinend der P l u t o n i t e — ist mit ähnlicher Wanderungsfähigkeit
begabt wie Cr u n d t r i t t überdies bei Mineralneubildung auch außerhalb der
Peridotitkörper in Lagerstättenparagenesen ein.
Ni-führende Sulfidgänge sind aus der Umhüllung der Ibar-Serpentinmassen in Westserbien bekannt. Innerhalb von verändertem Serpentin ausgeschieden, wurde der Nickelkies von A v a l a bereits vorhin erwähnt. Haarförmige Kriställchen von Nickelkies Millerittreten auch im Serpentingrenzfels von R u d n j a k bei Gokcanica, Ibartal, auf.
Ni geht bei seiner jungen Wanderung auch neuerlich in Magnesiasilikate ein, diesmal
jedoch in wasserhaltige Magnesiasilikate der Gymnitgruppe. F R . SANDBERGER [191]beschreibt Ni-Gymnit vom Serpentin bei O r s o v a an der Donau.
Aber auch dichter Magnesit nimmt Ni auf, wie F . TUÖAN [160] vom k r o a t i s c h e n
Vorkommen berichtet; dies erhellt von dieser Seite die Ni-Beweglichkeit aus Peridotit,
während der tertiären Magnesitbildung. — Ähnlich tritt Nickel bei F r a n k e n s t e i n
in Schlesien fallweise in die älteren der neugebildeten Quarzmassen ein und bildet dort
C h r y s o p r a s (H. v. BRAUNMÜHL [705]).

Wie weit das chromhaltige Tonerdesilikat der Allophanreihe, der blaue
u n d grüne M i l o s c h i n , sowie das wasserhaltige, grüne Cr-Silikat W o l c h o n s k o i t H 2 Cr 2 Si 4 0 1 2 + H 2 0 , beides Gelminerale, aus dem tertiären
vulkanischen Zersetzungskreis der Serpentine oder aus jüngeren vadosen
Umbildungen hervorgehen, scheint mir noch offen zu sein.

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Die Verhältnisse in Rudnjak im Ibartal, von wo frühzeitig v. H E R D E R u n d
E . T I E T Z E [156] das Vorkommen von Miloschin beschreiben, sprechen eher dafür, daßMiloschin wie auch ein blaßgrünes Wolchonskoit-ähnliches, doch an der Zunge klebendes
Mineral postvulkanischer Neubildung zuzusprechen sind. I n Rudnjak rinden sich dieseMinerale, ohne anscheinend mit Tagverwitterungsvorgängen verknüpft zu sein, in einem
brecciösen Quarzhornfels am K o n t a k t von Serpentin zu einem hochzersetzten hellen
Eruptiv. Anderseits hält STR. DIMITROW [203] dafür, beide Minerale in ihrem Auftreten im Serpentin des Rhodopekristallin bei N e v r o k o p in Westbulgarien für rezente
Bildungen anzusehen.
Wie in manchen Fällen dem Serpentin eine spezifisch ausfällende Eigenschaft gegenüber dem Lösungsinhalt durchströmender Thermen zukommt, ist als Beispiel das Auftreten von S c h w e f e l im Serpentin von K a l a m a k i , Griechenland (A. B R E S I N A [828]),
anzuführen, das durch Solfatoren bewirkt wird.
Einer ähnlichen Erscheinungsweise einzureihen sind auch noch andere, seltenere
Mineralisationen in Serpentin, wahrscheinlich auch die schon früher genannte Ausscheidung
von Uranmineralen in Serpentin. Au u n d P t können so auch in Serpentin zusammentreten.

M a g n e s i t (frz. Giobertite). Ein bedeutsamer Ausschnitt der Serpentinumbildung, in die Epoche des kretazisch-tertiären Andesitvulkanismus
fallend, liegt in der Bildung von dichtem M a g n e s i t nach Typus „Kraubath"(K. A. REDLICH [773]) und seiner Begleitmineralisationen vor. In der
festländischen Zersetzungshaut der tropisch bis subtropisch verwitterten
Serpentine findet sich häufig knapp über der unzerstörten Gesteinsmassez. T. auch noch in diese hineinreichend, eine K a r b o n a t z o n e m i t M a g n e s i t ,D o l o m i t u n d A r a g o n i t , a u c h m i t K i e s e l a u s s c h e i d u n g e n in Gesellschaft. Es wäre nahehegend, alle Karbonatvorkommen dieser Art in
Serpentinen, sofern sie eben oberflächennahe in bezug auf eine Altfiäche
entwickelt sind, als Lösungs- und Wiederausscheidungsprodukt der Landverwitterung zu betrachten. Immer wieder wird das Problem der Bildung
dichten Magnesits auch nach dieser Richtung hin erörtert. Eine Reihe
Beobachtungen lassen aber, zumindest für den Hauptanteil der Magnesitbildung, Mitwirkung hydrothermaler Faktoren — von Jungvulkaniten
abzuleiten — vor allem hinsichtlich C0 2 -Bringung aus der Tiefe für wahrscheinlicher gelten. Immer aber sind im Bereich der Magnesitlagerstätten
Eolgen stärkerer Umwandlungsvorgänge am Peridotitgestein zu verzeichnen, seltener bis zu weicher lettiger Zersetzung des Serpentins sichsteigernd.
Lösungsvorgänge aufsteigender heißer, C0 2 -beladener Quellen setzen
den Serpentinmassen im Inneren zu und bringen oberflächennah Lösungsprodukte aus Serpentin wieder in Serpentin zur Abscheidung. Da auch vonder Oberfläche her gleichzeitig heißes und feuchtes Klima eine tiefreichende
Zersetzung des Serpentins bewirkt mit chemisch ähnlicher Zielrichtung,ähnlichem Paragenesenumfang wie die hydrothermalen Vorgänge hinsichtlich
des C0 2 -Umsatzes und damit verbundener MgC03-Ausscheidung und
Si0 2 -Wanderung, nur mit geringerer Intensität, so arbeiten beide Phänomene
Hand in Hand, können sich übergreifen und es wäre vornehmlich die
Morphologie der neugebildeten Mineralabsätze, welche die beiderseitigen
Wirkungen gegeneinander ungefähr und oft nur versuchsweise und recht
unsicher abgrenzen läßt.
Die Gangbildungen und vielleicht schon nicht mehr in vollem Umfange
die G a n g n e t z w e r k s b i l d u n g e n des dichten Magnesits, sind in erster
Linie als Formenschatz der t h e r m a l e n MgC03-Bildung in Serpentin zu©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

550
betrachten. Als ein besonderer Fall ist auch dichter Magnesit als „Schuttwerksfällung" hinzuzuzählen.
J. SCHADLER [144] hat im Vorkommen Biele Klanei bei Maglaj in B o s n i e n einealte, vermutlich tertiäre Serpentinschutthalde über Serpentin von dichtem Magnesit
verkittet vorgefunden; von feinen Gelkugeln Magnesit über größere plattige Fällungsmassen bis zu konglomeratischer Verkittung durch Magnesit bestehen alle Übergänge. —Die Auffassung von hydrothermaler Bildung, bei welcher ein Überquellen der Thermeaus gewachsenem Serpentin in die Schuttkappe stattfinden mußte, wird durch das reichliche Mitvorkommen von Epsomit (MgS0 4 . 7 H 2 0 ) in Form weißer faseriger Salzausblühungen unterstützt.

Für Magnesit in n e s t a r t i g e r Verteilung, aber z. T. auch noch für die
Form von Gangnetzgeäder-Magnesit in hochzersetzten, ersichtlich von derfossilen Oberflächenverwitterung her beeinflußten Serpentinmassen, gleichzeitig die Gesellschaft solcher Art gebildeter Ni-Erze usw. rücken Verdacht
auf Absatzbedingungen der v a d o s e n H 2 0-C0 2 -Zirkulation nahe.
Es ist hier nicht der Platz, die Bildungsfragen des d i c h t e n Magnesits,
als eines Teilausschnittes der Magnesitgeologie im allgemeinen, erschöpfend
darzustellen.
Eine verhältnismäßig neuere, umfassende Zusammenstellung des Fragenkomplexes,
die neben Genesis des dichten Magnesits auch jene der nicht geringen Zahl von Typenanderer Magnesitvorkommen behandelt, ist in der Übersicht von A. H I M M E L B A Ü E R[852] in S t u t z e r s Handbuch der wichtigeren Lagerstätten von Nichterzen (1933) zu
erblicken, worin bei reichhaltigem Literaturverzeichnis die verdienstvollen früheren
Bearbeiter des Serpentin-Magnesit-Problems F I N K H , KRUSCH,LEITMEIER,R E D L I C H , ROSZA, W. PETRASCHECK, SCHRAUF, auch v. BRAUNMÜHL,CLAR, K R A F T , SCHORNSTEIN u. a. mit ihren Beobachtungen und Ansichten ausgiebige Würdigung finden.

Für die L a g e r s t ä t t e n g e o l o g i e d e r b a l k a n i s c h e n M a g n e s i t e imbesonderen habe ich 1934 [66] nach Schilderung einer Reihe von Einzelvorkommen aus Griechenland, Mazedonien und Serbien einige allgemeine
Schlüsse, vor allem aus der vergleichenden geologischen Betrachtungsweise
hervorgegangen, für die Verhältnisse auf der Balkanhalbinsel zusammengefaßt :„Die Magnesitbildung ist tertiären, vermutlich miozänen oder altpliozänen Alters,
regional in Abhängigkeit von einem tertiären Altrelief, das auf warme, den Serpentin
durchsetzende und mit Serpentin-Magnesia beladene Kohlensäuerlinge — aus Spätfolgen
des Andesitvulkanismus herrührend — abkühlend und ausfällend gewirkt hat. Magnesitgerölle im Jungtertiär, Überdeckung fertiger, in Abtrag befindlicher Magnesitgänge
durch jungvulkanische — doch postandesitische — Gesteine, Abhängigkeit von einem
jungtertiären morphologischen Phänomen, jugendliche Tektonik der Magnesitspalten
selbst, Feststellung mäßiger Einwirkung von Tektonik auf die fertige Magnesitlagerstätte,führen zur Altersbestimmung.
Die Lagerstätten dichten Magnesits weisen regional die Sukzession MgCO a — CaC0 3 .
MgC0 3 — Si0 2 auf und stellen sich damit in bemerkenswerte Parallele zur Sukzession
auf kristallinen Magnesitlagerstätten.
Die Tiefenerstreckung der Lagerstätten dichten Magnesits ist eine Funktion desAltreliefs und erscheint mit 150—200 m unter diesem Altniveau gewöhnlich erschöpft.
E s gewinnt also auch für die wirtschaftliche Beurteilung der Lagerstätten die Abhängigkeit von einem Tertiärrelief Bedeutung."

Diese Feststellungen wollen nicht verneinen, daß auch mit der festländischen Verwitterung der Serpentine unter Einfluß tropischer bis
subtropischer Temperaturen und Durchfeuchtungen im Gefolge der sie
begleitenden Lösungsumsätze — unter Entnahme von C0 2 aus der Luft —Magnesitbildung einhergehen könne. Doch ist nach Deutung gewisser

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Feldbeobachtungen anzunehmen, daß es sich hiebei mehr um diffuse
Vorgänge vorzüglich metasomatischer Wirkung gehandelt haben müsse,um Lösungstransport geringer Reichweiten und mäßiger Intensität, wobei
eine Zonenentwicklung mit allgemein verteilter mehr oder minder spärlicher
Knollen- oder Nesterführung von Magnesit oder — schon hydrothermalen
Typen genähert — unregelmäßiges dünnes Gangnetzwerk von Magnesit
sich am Ende ergebe. Die erstaunlich regelmäßige, gleich Zebrastreifung

W cm
i

.

„i

1

Abb. 143. Paralleles Ganggeäder von dichtem Magnesit, intern durch Lösungsdruck 1„gefaltet". Ausschnitt aus Stollenulm m 96 ab Mundloch. Aghios-Dimitros-Stollen,
Ormiglia, Chalkidike.
8 = brauner, sandiger Serpentin; Ek = Eisenkieselbänder parallel der magmatischen
Schichtung; Mg = paralleles Ganggeäder Magnesit mit Quellfalten-ähnlichen Texturen.

dem Auge wirkende Bänderung von Magnesit quer durch verkieselten
Serpentin im Aghios Dimitros-Stollen von Ormiglia, Chalkidike, diegewaltigen bis über 30 m mächtigen magnesiterfüllten Gangspalten von
E u b ö a und eine Reihe anderer Erscheinungen, die vorstehend und in[66] angeführt werden, sind aber Phänomene, die sich von dem üblichen
Erscheinungsbild der Bodenverwitterung wesentlich unterscheiden.
Bekanntlich erweist sich d i c h t e r M a g n e s i t nicht, oder nicht mehrals Kolloid, sondern als f e i n k r i s t a l l i n , optisch bei starker Vergrößerung
auflösbar, doppelbrechend.
Ob je G e l n a t u r des dichten Magnesits vorgelegen hat, ist eine umstrittene Frage.
Dichter Magnesit in den Tagbrüchen auf Magnesitgangnetzwerk von O r m i g l i a
auf der Chalkidike zeigt in nicht seltenen Aufschlüssen s t e n g e l i g e A b s o n d e r u n g
s e n k r e c h t z u m S a l b a n d . Dies könnte ebenfalls als Gelrelikt gewertet werden und©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at552
stimmt gut zu den Vorstellungen (ST; F O S L I E [495], G. F I S C H E R [503] u. a.) mit welchen
neuerdings die Bildungsweise spaltenfüllender faseriger oder stengelig-säuliger Minerale
mit Längsachse senkrecht zu den Spaltenwänden (Asbest, Gips, Graphit, Karbonateusw.) als aus'Gelen entstanden zu erklären versucht wird.
E. CLAR [394] steht für K r a u b a t h auf dem Standpunkt, daß nicht Magnesitgel
zum Absatz gelangt, sondern als Vorstufe der Magnesitbildung ein basisches Mg-Karbonat,
dessen radialstrahlige Kristallisation nierig-traubige Formen hervorrufen kann, Gelmorphologie vortäuschend; dabei wird auf das von H . L E I T M E I E R in der Kraubathparagenese erkannte Mineral N e s q u e h o n i t M g C 0 3 . 3 H 2 0 verwiesen.
Am Beispiel des Vorkommens b a s i s c h e r M g - K a r b o n a t e auf der Balkanhalbinsel
scheint es aber doch, als würden diese von der dichten MgC0 3 -Bildung unbeeinflußt
Zustandekommen. Einige dieser Vorkommen, wie Artinit und Hydromagnesit von
L o j a n e , dürften sogar unter dem Dach postgranitischer Paragenesen stehen, andere
wieder, wie das von mir beschriebene Gangnetzwerkvorkommen Hydromagnesit im
G o r a n c e t a l bei Raduscha [64] recht jugendlichen Alters sein.

Aber gerade die Hydromagnesitvorkommen, auch dort, wo sie derbkristallin u n d bis zu Lagerstättengröße gedeihen, lassen nichts erkennen,
das auf spätere Blumenkohlstruktur hindeuten würde.
Nach G W I L L I N (cit. B R A U N M Ü H L [705] S. 79) erfolgen bei A t l i n
in Britisch-Kolumbia Ausscheidungen von Hydromagnesit aus rezenten
Thermen.
B r u g n a t e l l i t , das kompliziert gebaute basische Magnesiakarbonat, im Serpentingebiet des Malencotales, italienische Nordalpen, zuerst aufgefunden, fleischrot in hexagonalen Blättchen, bleibt von der Balkanhalbinsel bisher noch unbekannt. Auch das
Cr-haltige basische Magnesiakarbonat, der violette S t i c h t i t (Cr-Brugnatellit), dem
Kämmererit äußerlich ähnlich, bedürfte erst des Nachweises.

Sollte eine beschränkte deszendente Magnesitbildung — wofür fallweiseErscheinungen der Landverwitterung sprechen, auch A. H I M M E L B A U E R
hält zweifache Bildungsweise von Magnesit nicht für ausgeschlossen u n dvergleicht mit K a o l i n , der hydrothermal, als auch aus L a n d v e r w i t t e r u n g
des Feldspats zu entstehen vermag — tatsächlich neben der aszendenten,
durch C 0 2 - T h e r m e n bewirkten Magnesitbildung bestehen, k ö n n t e m a nversucht sein, aus gelähnlichen S t r u k t u r e n den Magnesitanteil des vadosen
Bildungsvorganges zu vermuten. Dies wäre irrtümlich. Beispielsweise
schließt ein Magnesitgang aus der Gruppe der tiefgreifende tektonische
Spalten füllenden, für aszendent zu haltenden Magnesitgänge von V o u v a r i
auf Mytilene, nach oben u n v e r m i t t e l t mit einer blumenkohlartigen Magnesitbildung ab, überdeckt u n d zu Serpentin abgegrenzt von einer d ü n n e n

.

3D cm

Abb. 144. Blumenkohl-ähnlicher dichter Magnesit Mg mit Hornsteinkalotte H imschiefrigen Serpentin S. — Abschluß einer Magnesitgangspalte nach oben; Vouvarital,
Mytilene (Abb. 4 [66]).

Kieselschale (Abb. 144, bereits enthalten in [66]). Die eigentümlichen,scheinbar mit Bildungsformen quellender Gele verwandten, aber auch a n
Gekrösestein, Alabastergips, erinnernden, gestauchten u n d gefältelten©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at553
Eindruck erweckenden Magnesitgänge im Aghios Dimitros-Stollen von
O r m i g l i a , Chalkidike (Abb. 143), gehören zweifellos einer aszendenten
Magnesitphase an; sie bilden daselbst Strukturausschnitte im kleinen
innerhalb dem streng parallel ausgerichteten Ganggeäder im großen.
Diese seheingefältelten Magnesitgängehen erinnern in manchem an die Stauchfaltenähnlichen Nephritgänge vom ligurischen Apennin, die E. K A L K O W S K Y [477] abbildet.
Während aber dort immerhin denkbar wäre, daß die Amphibolitisierung eines Pyroxenitganges zugleich auch die ursprüngliche magmatisch gewundene Gangstruktur des Pyroxenits übernommen haben könnte, fehlt einer ähnlichen Erklärungsweise für die gewundenen Magnesitgängehen in Ormiglia die genetische Grundlage.

Auch in L o j a n e , wo entgegen meiner früheren Darstellung 1934 nun
doch auch spärliche Magnesitführungen, an stark zurückgewitterte Altflachen gebunden, bekannt geworden sind, treten scheinbare Gelstrukturen,

Abb. 145. Magnesitgang mit einseitiger Quellungstextur. Grube Suha reka bei Lojane,
Mazedonien.
M! = dichter, weißer Magnesit, getrennt durch serpentinische Zwischensubstanz von-M2 = gelblich-weißer Magnesit, S1 = schmutzigfarbener schiefriger Serpentin, durchdrungen von dünnen Magnesitlagen, ähnlich S2 mit ganz feinen Magnesitlagen; S3 =grüner schiefriger Serpentin. — Bl = Störungsblatt.

einseitig ausgebildet (Abb. 145) an kleinen lagenhaften Magnesitgängen inschiefrigem Serpentin auf. — Für alle diese sonderbaren Strukturen sind die
Erklärungsweisen noch wenig befriedigend, solange über Art des Aggregatzustandes bei der Ausscheidung von dichtem Magnesit noch keine Sicherheit
besteht.
F ü r F r a n k e n s t e i n in Schlesien h a t A. K E I M E R S [519] den Zusammenhang zwischen
Morphologie der Magnesitvorkommen und Zerstörungsgrad des Nebengesteins hervorgehoben: traubig-nierige Absonderung des Magnesits, aber teilweise auch Gangnetzwerk
sind für das stärker zersetzte Gebirge bezeichnend, Gänge für den weniger zersetzten
Serpentin, lettige Beschaffenheit des Serpentins würde von Magnesit gemieden. Mit

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Ausnahmen trifft dies auch am Balkan zu; ein schönes Beispiel liefert R a z a n j in Westserbien mit einem Geflecht von Gängchen und Linsen Magnesit im hochzersetzten Serpentin
der Altoberfläche; demgegenüber weist benachbart der massige Serpentin des Zlatibor
meist ruhige Gangformen der Magnesitlagerstätten auf.
I m Gangnetzwerk Magnesit von Frankenstein sieht R E I M E R S nicht eine Füllung
tektonischer Klüfte, sondern und sicher oft allgemein zutreffend G a n g m e t a s o m a t o s evon Haarklüften aus. Anderseits können beispielsweise in den Magnesittagbrüchen desGjumanitales, O r m i g l i a , Chalkidike, deutlich Altersunterschiede unter den Gängchen
des Gangnetzwerkes — hier häufig mit s t e n g e l i g e r A b s o n d e r u n g d e s M a g n e s i t ssenkrecht zum Salband (gleiches erwähnt von K r a u b a t h E . CLAR [394], von V r u t c i
in Westserbien R. S T A P P E N B E C K [153] —• wahrgenommen werden.

Die Absätze dichten Magnesits stehen in der Regel mit stärker serpentinisiertem, mitunter auch mit weichem bis lettig zersetztem, in seiner Serpentinmineralstruktur schon weitgehend zerstörtem Gestein in unmittelbarer
Berührung, nur die Wurzeln der Magnesitgänge ragen häufig noch in relativ
frischeres Peridotitgestein hinein. Es muß also in der Frühphase der C0 2 ThermenWirksamkeit auch die Serpentinumwandlung des Olivingesteins,sofern nicht schon autometamorphe Umwandlung vorlag, vorangebracht
werden, der Magnesitabsatz in den Anfängen wahrscheinlich über die
Serpentinzwischenphase erfolgt sein. Auf Ähnliches war bei der Bildung
von Querfaserasbest aufmerksam zu machen, dem auch von den Klüften
weg eine Serpentinisierung voraneilt.
Während dem dichten Magnesit eine feinkristalline Ausbildung eigen ist,sind andere, mit ihm gleichzeitig auf Serpentinmuttergestein vorkommende
Karbonate, zu größerem Teil dem Magnesit als jünger und unter Verdrängung
nachfolgend, mittelkristallin bis grobkristallin oder gar in gut ausgebildeten
Kristallen entwickelt; zumeist handelt es sich hiebei um D o l o m i t , A r a g o n i t
und Calcit. Auf die Häufigkeit solcher jüngerer Karbonatbildungenbalkanischer Magnesitvorkommen habe ich bereits 1934 [66] hingewiesen.
Von K r a u b a t h in Steiermark hat auf die Magnesit-verdrängende Wirkung dieser
jüngeren Karbonatabsätze H . L E I T M E I E R [cit. 394] und nach ihm E . CLAR [394] u. a.
aufmerksam gemacht. H. M E I X N E R [428] betont das Fehlen von dichten Breunneriten,bzw. von Mischkarbonaten überhaupt in der Paragenese der Magnesitlagerstätten vonKraubath.
Den O p p e n b e r g e r Serpentin in Steiermark, allerdings in Hochgebirgslage außerhalb
tertiärer Verebnungen und damit in Beziehung stehenden Lagerstätten von dichtem
Magnesit wie in Kraubath, durchsetzen grobkristalline, dolomitisch-magnesitische
Karbonatgänge, von Talk begleitet, welch letzterer den Vorkommen von dichtem Magnesit
in der Regel fehlt.

Aus dem I b a r t a l i n Serbien, zunächst Sipacina und im Graben Dzepska
reka am rechtseitigen Ibarufer, hat W. HAMMER [54] ein Vorkommen
von B r e u n n e r i t in P e r i d o t i t beschrieben.
Ich selbst habe 1940, noch in Unkenntnis der HAMMERschen Studie, dieses Vorkommen ebenfalls beobachtet und daraus aufgesammelt. Mitten innerhalb der dunklen
Peridotitmassen fallen dort hellgebleichte Gesteinsausschnitte auf, ohne geradezu an
Störungen oder Klüfte gebunden zu sein, ähnlich wie Propylitzonen vom Andesit eingeschlossen sein können. Das helle Gestein ist von einer gelblichen bis ziegelroten Verwitterungsfarbe bedeckt und weist, wie bereits HAMMER beschreibt, im Bruch spangrüne Flecken auf, sonst rötlichgrau und feinkristallin erscheinend, teils auch gelblichund dicht. U. d. M. und durch Analyse hat W. HAMMER diese spangrünen Flecken als
Umwandlung von Pyroxen der Peridotite in ein breunneritisches Karbonat nachgewiesen.
E s handelt sich um Umwandlungserscheinungen, die auf CO 2 -haltige Wässer der nachbarlich durchbrechenden Andesite und Trachyte zurückzuführen sind.

Die M a g n e s i t b i l d u n g e n der B a l k a n h a l b i n s e l h a b e n k e i n e
u r s ä c h l i c h e n B e z i e h u n g e n zu N i c k e l e r z - u n d E i s e n e r z a n s a m m -©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at555
l u n g e n der L a n d v e r w i t t e r u n g s k r u s t e n ü b e r S e r p e n t i n , können
aber örtlich mit diesen ebensogut zusammentreffen, wie dies von anderenähnlichen Lagerstätten, beispielsweise Frankenstein in Schlesien, bekannt
ist. Dann ist auch die Möglichkeit gegeben, daß Bildungen dichten
M a g n e s i t s von sicher a s z e n d e n t e r Natur und solche an Menge allerdings
weit zurückstehenden, in ihrer Natur auch noch umstrittenen Magnesitausscheidungen d e s z e n d e n t e r Herkunft n e b e n e i n a n d e r bestehen.
I n Serpentinabschnitten des Morawatales bei C a c a k in Westserbien, z. B. im Velucetal, wären Beispiele dieser Art zu finden: limonitische Eisenerzanreicherungen der Landverwitterung von Serpentin, gangartige und nesterweise Magnesitzonen, Bruchtektonik,
Andesitdurchbrüche nebst Anzeichen starker Thermaldurchtränkuhg.

Die Vorgänge der tropischen bis subtropischen Landverwitterung
wirken auf Serpentin mineralzerstörend und mineralabsetzend im engen
Raum gleichzeitig, bei geringen Transportweiten kieseliger und magnesitischer Absätze. Die aszendente Serpentinzersetzung hingegen zieht Lösung
und Absatz in der Regel auseinander und bringt es zu echter Phasenfolge,
dadurch, und befähigt, vorhandene tektonische Klüftung auszunützen,
kommen bei ihr großzügigere Lagerstätten Magnesiakarbonat zur Entwicklung als je bei der Landverwitterung. Das gilt nicht nur für Magnesit,
sondern erstreckt sich z. T. auch auf die V e r k i e s e l u n g s m a s s e n .
Der Serpentinzug von Kran Mahal bei S a l o n i k i , mit einer tertiären Altfläche zum
Meer absteigend, ist in seinem Oberflächenbereich zu einer mächtigen Kieseldecke umgewandelt, die auch morphologisch hervortritt und kleine Chromerzvorkommen unversehrt
einschließt. Verbindung mit Magnesitvorkommen, Thermenaufstiege und seismische
Unruhe des Gebietes machen für Magnesitvorkommen und Kieseldecke die Beteiligung
von Tiefenwässern an der Gesteinsumwandlung wahrscheinlich. Ähnliches gilt für die
verkieselte Serpentinzone im Profil des Aghios Dimitros-Stollen von O r m i g l i a , Chalkidike: hier folgt die Verkieselung des Serpentins in Lagen, Linsen und Bändern dem
primärmagmatischen Schichtenbau. Die rotbraunen Kieselserpentinbänder werden
unter steilem Winkel von jüngerem Magnesitgeäder verquert, letztere eine erstaunliche
regelmäßig weiße Parallelstreifung hervorrufend. Auch hier ist dieses Phänomen aus
Landverwitterung allein nicht zu erklären.
Verkieselte Serpentindecken im Bereich von Altflächen ähnlich wie ich sie 1934 [66]bei Saloniki sah, sind W. B . PETBASCHECK [214] bei M o m c i l g r a d in Ostbulgarien aufgefallen.

K i e s e l a n r e i c h e r u n g e n , Kieseldecken oder Kieselriffe („Siliciophite"
im Sinne von A. SCHRAUP, „cherts" im englischen Sprachgebrauch), an
der Oberfläche von Serpentinmassen bringt allerdings auch die vorgeschrittene
l a t e r i t i s c h e Bodenverwitterung, auf die später noch zurückgekommen
wird, in regionalem Ausmaße hervor. Unter solchen Bedingungen zersetzte
Serpentinzönen sind insbesondere aus Gegenden bekannt, die auch heutenoch tropischem Klima ausgesetzt sind (z. B. Indien, Belutschistan, dersogenannte „Birbirit" in Abessinien usw.).
Die e x t r e m e n V o r g ä n g e der K i e s e l a n r e i c h e r u n g e n auf Serpentin,
welche in Begleitung von Magnesitvorkommen, aber auch ohne diese in
Erscheinung treten und zu Flächenelementen älterer oder jüngerer Erdoberflächengestaltung zuordenbar sind, umfassen die Bildung von H o r n s t e i n ,Opal, C h a l z e d o n und Q u a r z , also teils gelartige, teils kryptokristalline
und auch kristallisierte Mineralbildungen. Bei Vollständigkeit der metasomatischen Einwirkung kieselreicher Lösungen auf Serpentin bzw. bei
vollständiger Abfuhr der Magnesia aus Serpentin, kommt es zur Ausbildung©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at556
von Hornsteinfelsen, löcherig, porösschlackig, aber auch dicht-massig, rot,
grün, gelb, im Aussehen den Jaspis- und Feuersteinbildungen vergleichbar.
Übergänge bestehen zu dichter und lockerer Si0 2 -Durchaderung, zu Drusenfüllung und Überkrustung mit Chalzedon, Opal oder Quarz.
Es müssen mitunter ins Große gesehene Gesichtspunkte der Beobachtung
ins Treffen geführt werden, um ähnlich wie bei den Magnesitvorkommen
zu entscheiden, wie weit jeweils in Serpentingebieten Verkieselungsphänomene aszendenter oder deszendenter Natur sind, oder beide Fälle sichmiteinander verquicken. Si0 2 - Quelle gibt in allen Fällen stets der Serpentin
selbst ab.
Der Verkieselungsvorgang ist gegenüber der Magnesitbildung gewöhnlichder größere Zeiträume umspannende, kann, wo überhaupt Magnesit vorhanden ist, vor der Magnesitbildung bereits eingesetzt haben, mit ihr
zusammengehen oder — u. zw. meistens als Hauptphase — der Magnesitbildung nachfolgen. Nur zu oft setzt reichliche nachmagnesitische Verkieselung den technischen Wert des Magnesits herab.
A. SCHBAUF [522] hat den Verkieselungserscheinungen an Serpentingesteinskörpern,
der S i l i c i o p h i t b i l d u n g bereits 1882 genauere Beachtung geschenkt; er unterscheidet
Siliciophit als Restbildungen, durch Entlaugung des Serpentins von Magnesia zurückgeblieben, und Neuabsatz von Si0 2 . E . CLAR [394] versuchte an K r a u b a t h - M a t e r i a l
im Dünnschliff beide Entstehungsarten auseinander zu halten, wobei als kieselreicher
Neuabsatz auch die Gymnite einbezogen werden.
Die Beobachtungen am zebrastreifigen Magnesitganggeäder von O r m i g l i a , Chalkidike, offenbaren, wie pseudoschichtige verkieselte Serpentinstreifen durch Magnesit
verschnitten werden — also oberflächennahe Verkieselung auch prämagnesitisch einsetzend, hier aber wohl aszendenter Abkunft.

Bei der S e r p e n t i n z e r s e t z u n g wird der Hauptanteil der Magnesia
durch Lösungsabfuhr dem Gesteinskörper endgültig entzogen und dem
Meere zugeführt, ein Teil unterliegt ohne weite Wanderung noch im Serpentin
Ausfällungsbedingungen und geht in Magnesiakarbonate — und -hydroxyde
ein, und meist in dieser Begleitung baut ein kleiner Anteil der in Lösung
gebrachten Serpentinmagnesia auch neue Mg-Silikate auf. Wieder ist es
der thermale Angriff auf Serpentin, welcher in erster Linie — neben
Magnesit — auch die Neubildung solcher wasserhaltiger, meist gelartiger
Magnesiasilikate nach sich zieht. Zu den Magnesiasilikatparagenesen desMagnesits gehören Minerale der Sepiolithgruppe (Meerschaum, Gymnite)
und der Palygorskitgruppe (Parasepiolith). Doch sind letztere und auchGymnite ebenso mit Paragenesen der lateritischen Verwitterung vonSerpentin verbunden.
Das Mg-hydrosilikat T a l k , ein getreuer Begleiter der kristallinen Magnesitparagenesen scheint auf den Serpentin-Magnesitlagerstätten ganz zu fehlen. Von V r u t c i inWestserbien hat zwar R. STAPPENBECK [153] talkähnliche Substanzen am Magnesitgangkontakt gefunden, doch nachdrücklich Identifizierung mit Talk abgelehnt. — Ebenso
ist der schuppige chloritähnliche R u m p fit (H 6 Mg Al 4 Si 1 2 0 1 4 ), welcher öfters auf
kristallinen Magnesitlagerstätten der Alpen zu finden ist, der Paragenese des dichten
Magnesits anscheinend fremd. Talk und Rumpfit bekennen sich im allgemeinen eher zu
einer metamorphen Fazies.

M e e r s c h a u m , der eigentlicheSepiolith, kryptokristallin, leicht,feinporös
und auf Wasser schwimmend, an der Zunge stark haftend, ist nach NIGGLI
ein Mg-Silikathydrogel, als Metakolloid in kristallinen Zustand übergehend;in trockenem Zustand der Zusammensetzung 2 M g 0 . 3 S i 0 2 . 2 H 2 0 oder©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at557
H 4 Mg 2 Si 3 O 10 .n H 2 0 *) entsprechend. Nach den Untersuchungen vom
FERSMAN und VERNADSKY (cit. ANGEL — SCHARIZER [691] S. 79)
liegt im Meerschaum ein Gemenge von kolloider und kristalloider Substanzvor, letztere Parasepiolith genannt. Auf der Balkanhalbinsel und in Kleinasien ist das Vorkommen von Meerschaum auf gewachsener Lagerstätte
nicht gerade häufig, bekannter sind seine Vorkommen mit SerpentinDeditrus zusammen auf sekundärer Lagerstätte innerhalb tertiärer oderdiluvialer Sedimente.
Aus Serpentingebieten B o s n i e n s haben V. RADIMSKY [142] und später F . K A T Z E R[77] die Meerschaumvorkommen beschrieben. F . K A T Z E R unterscheidet primäre und
Schwemmlagerstätten von Meerschaum. Auf primären Vorkommen geht Meerschaum,
Salband bildend, teils mit Magnesit zusammen, teils bildet er gangähnlich selbständige
Nester und Butzen innerhalb von hochzersetztem Serpentin im Bereiche des Magnesitgangnetzwerks. — Noch aus türkischer Zeit Bosniens h a t M. v. H A N T K E N [56] erste
Kunde von bosnischem Meerschaum gebracht.
Als dünnes Salband von Magnesitgängen der Zlatibormasse, Westserbien, beschreibt
und abbildet R. S T A P P E N B E C K [153] den Meerschaum von V r u t c i .
Vereinzelte Lesestücke von Meerschaum, Magnesit benachbart, fand ich auf den
Serpentinhochflächen der Inseln M y t i l e n e und E u b ö a .
Das Meerschaumvorkommen von T h e b e n in Mittelgriechenland, in einem Konglomerat auftretend, ist seit langem bekannt und schon ab 1842 beschrieben (v. K O B E L L[279], DELESSE [263], TSCHERMAK [313]).
Das bekannteste und wirtschaftlich bedeutende Vorkommen von Meerschaum ist
jenes von E s k i - S c h e h i r in Mittel-Kleinasien, auf sekundärer Lagerstätte. K. E . WEISS[357] schildert die Lagerstätte als milde brecciöse Tonlage, 5—10 m mächtig, innerhalb
jüngerer Tertiärschichten; der Meerschaum ist darin in Knollen, apfel- bis kopfgroß,verstreut, neben Serpentin- und Kalksteinbrocken. Hangend und Liegend enthalten
reichlich Serpentinbruchstücke, das Liegend auch Magnesit und Hornstein.

G y m n i t (Deweylith), meist hell, weißgelblich oder auch gefärbt, ziegelrot
durch Fe (soweit nicht Fe-gefärbter Magnesit!), grün durch Ni-Lösungen,gelartig, Härte unter 3, etwas schwerer als Meerschaum, dicht magnesitähnlich aber auch fettglänzend durchscheinend, gummiähnlich. —[Mg4Si8O10.10 H 2 0 ] , nach älterer Formel Mg4Si3O10.6 H 2 0 , oder nachFeinbauformel von STRUNZ [810] Mg 5 , 5 [H 2 0(OH) 5 Si 4 O u ] 4 H 2 0 . Verwandt zu den Nickelhydrosilikaten der Garnieritgruppe und mit diesen wieüberhaupt der vadosen Lösungszirkulation lateritischer Peridotitzersetzung
genetisch mehr verbunden als anscheinend thermaler Absatz Wirkung.
Immerhin gerade im Bereich der Magnesitlagerstätten eine nicht seltene
Verbreitungsdichte habend.
Der ähnliche K e r o l i t h [ M g 2 S i 2 0 9 . H 2 0 ] als weißes, fettglänzendes Mineral jünger
als Magnesit, von Frankenstein in Schlesien, durch P. K R U S C H [510] beschrieben.

Im sogenannten M a g n e s i a o p a l dürfte entweder Gymnit oder ein
Zwischenglied von Gymnit und reinem Kieselabsatz zu verstehen sein;tektonische Klüfte füllend, sind solche Vorkommen auf mazedonischen
Serpentingebieten nicht selten.
F ü r gewisse Sonderfälle des Vorkommens von Meerschaum und Gymnit ist bezeichnend, daß ihre Bildung auf primärer Lagerstätte nicht immer Serpentinmuttergesteinhaben m u ß , sondern diese Minerale finden ausnahmsweise auch außerhalb der Serpentinmassive und mit serpentinfremder Magnesia ihre Entstehungsbedingungen (z. B . primär
gebildeter Meerschaum im Tertiär von M a d r i d ; Gymnit im Kalk von P r e d a z z o ;*) Ältere Schreibweise, die in dieser g e o l o g i s c h orientierten Arbeit
verwendet wind.

bevorzugt©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at558
faseriger Sepiolith als sekundäres Mineral auf den Phlogopitlagerstätten Madagaskars,
F . GLÖCKNER [596], darin cit. LONGCHAMBON).

Gymnit oder gymnitartige Magnesiasilikatbildung ist auch noch unterden jüngsten, ja wahrscheinlich noch rezent fortwirkenden Paragenesender oberflächennahen Serpentinumbildung anzuführen.
P a r a s e p i o l i t h , chemisch dem Sepiolith*) gleichend — über dieses
Mineral hat H. MEIXNER in seiner Studie über Parasepiolith (Bergleder) auf Magnesitlagerstätten vom Typus Veitsch, Min. Petr. Mitt.
Bd. 43, 1932, gearbeitet und auch neuere Literatur angeführt — wurdevon H. MICHEL, Koll. Ztschrft. 1913, Bd. 12, als faseriger Anteil kleinasiatischen und bosnischen Meerschaums bestimmt. Ansonsten ist Bergleder, Bergkork auf Serpentinvorkommen der Balkanhalbinsel sehr selten.
Wo die basischen Magnesiakarbonate H y d r o m a g n e s i t und A r t i n i t
in hydrothermalen Paragenesen im Serpentingestein auftreten, dann immer
zu den jüngsten Ausscheidungen gehörend, kann es mitunter zweifelhaftsein, sie von postgranitischen oder postandesitischen Thermaleinflüssen
herzuleiten. Einige Bemerkungen und Balkanbeispiele zu diesen Mineralbildungen wurden schon bei Erörterung der granitischen Metamorphosedes Serpentins gemacht. Auch unter den jüngsten bis rezenten Umbildungenan Serpentin finden diese Minerale noch ihren Hinweis.
Noch w e i t e r e M i n e r a l p a r a g e n e s e n j u n g e r u n d j ü n g s t e r E n t w i c k l u n g , über die bisher aufgezeigten Mineralgesellschaften hinaus,
haben fallweise auf Serpentingestein oberflächennahe Verbreitung.
Aus dem Mineralbestand des Kraubather Serpentinmassivs in Steiermark,insonderheit vom Gulsensteinbruch in K r a u b a t h hat H. MEIXNER[428] eine besondere jüngere Paragenese erkannt und daraus hervorgehoben:
P y r o a u r i t Pe 2 0 3 .6 MgO.15 H 2 0 — B r u c i t Mg(OH)2 — A r a g o n i t —C a l c i t — H y d r o m a g n e s i t — A r t i n i t [Mg.OH] 2 C0 3 .3 H 2 0 . — Diese
Paragenese wird als hydrothermale Mineralgesellschaft beschrieben, die
Bildung fände bei fallender Temperatur ab ungefähr 200° statt; sie ist
jünger wie dichter Magnesit.
Auch die b a l k a n i s c h e n Serpentin vorkommen sind reich an solchenähnlichen jüngeren Paragenesen auf Klüften, aber auch manchmal ganze
Gesteinskörper von Haarrissen aus durchsetzend. Hier aber läßt sich nicht
immer Klarheit gewinnen, ob es sich bei diesen jungen Mineralbildungentatsächlich überall um Abkömmlinge einer ausklingenden Thermaltätigkeit
handle, oder nicht doch um Bildungen, die aus langandauernder vadoser
Wasserzirkulation als Fortsetzung von Oberflächenverwitterung unterkontinental-heißem, aber auch nicht niederschlagsarmem Klima herrühren.
Es zeigt sich in den heute schon weitgestreckten unterirdischen Grubenräumen gewisser Reviere des balkanischen Chromerzbergbaues, daß ausgedehnte Anteile des Serpentins, 30—50 m und mehr feste Gesteinsdecke
unter alten Hochflächen oder heutigem Relief über sich, eine intensive
Mineralum- und -neubildung erfahren, die anscheinend bis in die Gegenwart
vor sich geht. Zwar stehen solche Teilausschnitte, wie im Ravniste-Revier
bei Raduscha, noch scheinbar in Beziehung zu einer jungtertiären Altfläche,aber auch der gegenwärtige muldenartige Charakter mit seiner dadurch
bedingten fast stagnierenden Bergwasserdurchfeuchtung drängt sich ebenfalls der Beobachtung auf.
*) Nach STRUNZ [810] Parasepiolith ident mit Sepiolith.

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Die Paragenese neu gebildeter Minerale bei dieser jugendlichen Serpentinzersetzung, am Beispiel R a v n i s t e bei Raduscha in klassischer Ausbildung
vor Augen gerückt, umfaßt G y m n i t — B r u c i t — M a g n e t i t — P y r o a u r i t— A r a g o n i t — H y d r o m a g n e s i t . In kurzer Ausdrucksweise ist sie nachdem in großer Verbreitung und, einmal erkannt, trotz Kleinheit recht
auffällig in Erscheinung tretenden Mineral Pyroaurit als b a l k a n i s c h e
P y r o a u r i t - P a r a g e n e s e zu nennen und wie folgt gekennzeichnet:
G y m n i t (Deweylith): dick- bis zähflüssige weißliche Massen, breiartige Guren, quellen
allenthalben, örtlich gehäuft, in den Stollenwänden aus Spalten und Klüften des stark
serpentinisierten Gesteins — meist dichter Dunitserpentin — heraus. Die Produktion
solcher Guren aus dem Gestein hält jahrelang an. Lufttrockenes Material dieser Guren,
dicht erdig, weißlich-grün, an der Zunge klebend, wurde im Labor von Dr. A. WACKER,
Gesellschaft für elektrochemische Industrie in München, analysiert, wofür ich bestenszu danken habe und ergab hiebei in Gewichts-Prozent:
1-33
H 2 0 (Feuchtigkeit bei 110° getrocknet)
13-22
H 2 0 gebunden
39-43
SiO a
38-25
MgO
0-05
CaO
1-81
A1 2 0 3
2-44
Fe203
3-26
FeO
139-79%; C r 2 0 3 und NiO nicht vorhanden.
E s war schon bei der Probenahme nicht möglich, die einheitliche Gelsubstanz vonmechanischen Beimengungen (Serpentinkörnchen, etwa auch Magnetitstaub) völlig frei
zu gewinnen. Eine stöchiometrische Formel ist daher aus den Analysenresultaten nicht
aufstellbar. Immerhin entspricht Menge und Verhältnis SiO 2 : MgO recht gut einer
Gymnitformel Mg 4 Si 3 O 10 .6 H 2 0 , doch die Hydrierung erscheint geringer. Der Tonerdegehalt der Gure, nicht allein auf etwaigen Diallag der spärlichen Serpentinreste rückführbar, ist bemerkenswert und käme einer relativen Anreicherung gleich, wie wir sie bei der
Serpentin- und Landverwitterung in situ sehen. — Guren anderer Herkunft, jedoch aus
demselben Serpentinmassiv hatten, nach qualitativer Prüfung, mitunter etwas karbonatischen Einschlag.
B r u c i t Mg(OH) 2 , in schillernden dünnen weißen Häuten für solchen gehalten, nochnachweisbedürftig. Jedenfalls keine Kristalltrachten, etwa tafelig bzw. rhomboedrischwie in Kraubath. (Der faserige Brucit, Nemalith in Serpentin, ist ausschließlich auf den
Bereich des Granitdurchbruches von Lojane beschränkt, er ist dort „Hochtemperatur Brucit", etwa mit blättr. Brucit in den Kontaktmarmoren von Predazzo vergleichbar.)M a g n e t i t , in weiter Verbreitung als winzige scharfe Oktaederchen zusammen mit
Brucit und Pyroaurit auf Kluftflächen des Serpentins.
P y r o a u r i t , F e 2 0 3 . 6 MgO. 15 H 2 0 , massenhaftes Auftreten, teils als lose Kristallsande auf den Serpentinklüften, teils dort auch als mehr minder festgewachsener Kluftbelag in Form der so charakteristischen, sechseckigen bzw. dreieckigen abgeschrägten
(rhomboedrischen) braunglänzenden, winzigen Kristalltäfelchen. Pyroaurit ist dasverbreitetste Mineral dieser Paragenese, ohne Beziehung zu Brucit als dessen Kern, wie
es das ähnliche Kraubather Vorkommen zeigt. H . M E I X N E R hat, wie das Kraubather,auch mein aus Südserbien mitgebrachtes Pyroauritmaterial näher untersucht und darüber
berichtet [107, 429].
A r a g o n i t auf Kluftflächen zu Büschel und Kristallgeflecht gehäuft oder in wirr
gelagerten Einzelstengeln; mitunter sind zwei Generationen (z. B. Casak bei Raduscha)gegenwärtig, die ältere dickstengelig mit gestörter Endflächenbildung, in der Kristallisation
unterbrochen, darüber dünnstengelig die jüngere in dichten Kristallbüscheln wuchernd.
H y d r o m a g n e s i t , in älterer Formel geschrieben: 3 MgC0 3 .Mg(OH) 2 .3 H 2 0 , kleine
weiße Kügelchen vereinzelt neben Pyroaurit, von H . M E I X N E R auf Serpentinstücken,
aus der Grube Medeni Kamen bei Ravniste stammend, als Hydromagnesit bestimmt;
nur selten hervortretender Mineralbestand dieser Paragenese.

Die Minerale dieser Gemeinschaft treten entweder alle zusammen oder
nur in Teilparagenesen, doch in engster Nachbarschaft zueinander im©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

560
gleichen zersetzten Gesteinskomplex auf. Was das Nebengestein betrifft,
handelt es sich, wie im Bereich des Belikamen-Querschlages unter die
Hochfläche Ravniste, in der Regel um Dunit; in diesem Querschlag, 30—50 m
unter Tagoberfläche, ist die geschilderte Gesteinsumsetzung im vollen
Umfange und in großartiger Weise entwickelt. Die Pyroaurit-Paragenese
ist aber auch in anderen Teilen des Raduschamassivs und nicht allein indiesem entfaltet; sie ist in reichlichem Maße in Lojane vorhanden und inden Stollenaufschlüssen einzelner Chromerzreviere Albaniens und Griechenlands zu beobachten, hat also einigermaßen regionale Verbreitung.
Die Pyroauritparagenese ist kaum tagoberflächenbeständig. Pyroaurit
wird bald weggelöst, ebenso Aragonit und Brucit. Die Guren, sofern sie
nicht erhärten, werden abgeschwemmt. Es bleiben, wie auf der Hochfläche Ravniste, weiche, zersetzte, in gewissem Sinne „faule" Serpentinmassen als Rückstand dieses Mineralumbildungsvorganges zurück, der als„Serpentinfäulnis" bezeichnet werden könnte. Wie weit innerhalb dieser
zurückbleibenden zersetzten, an MgO verarmten Serpentinmassen, diesich im gewachsenen Fels von der Tagoberfläche weg bergeinwärts entwickeln, auch noch neue Minerale sich gebildet haben, etwa Silikate aus der„Kaolingruppe" wie die Al-Hydrosilikate M o n t m o r i l l o n i t und B e i d e l l i t ,in beiden AI durch Mg ersetzbar, oder das Fe-Hydrosilikat N o n t r o n i t
H 4 Fe 2 Si 2 0 9 , bleibt für die Balkanserpentine noch zu untersuchen.
Die Q u e l l f ä h i g k e i t mancher derartiger veränderter Serpentine, die sich in den
Stollenbauten des balkanischen Chromerzbergbaues mitunter bemerkbar macht, könnte auf
die etwa von Diallagzerfall herrührende Neubildung des quellfähigen Minerals Montmorillonit hinweisen. Anderseits hat die häufige Erscheinung, daß in neu aufgefahrenen
Strecken und Schächten, welche weiche Serpentinmassen durchörtern, die erste Zimmerung
durch Druckwirkung, Hereinwachsen der Ulme, zerknickt wird, in der Regel nichts mit
Quellung zu tun, sondern ist Folgeerscheinung des sich entspannenden, vorher unterelastischer Zusammenpressung gestandenen Gebirges.
Ähnliche, doch intensiver in situ zersetzte Oberflächenzonen des Serpentins im
S ü d u r a l , bei Aidarbak nächst Orsk mit hydrosilikatischen Ni-Erzen zusammengehend —die Angaben der russischen Geologen hierüber wurden in meinem Reisebericht über den
Südural [540] wiedergegeben — weisen zu oberst eine n o n t r o n i t i s i e r t e S e r p e n t i n z o n e auf.

Die Aktivität der aus den Stollenulmen immer von neuem ausquillenden,hydrosilikatischen Magnesiaguren, das so frische Geriesel der Pyoauritkriställchen auf den Serpentinklüften, Anzeichen einstiger und auch nochandauernder starker Durchfeuchtung — im Beispiele R a v n i s t e besonders
hervortretend — ferner Unabhängigkeit dieser jungen Mineralisation vonirgendwelcher Tektonik sowie Beobachtungen an der Terraingestaltung,legen den Verdacht nahe, man habe es hier mit einem Vorgang der Gesteinszersetzung zu tun, der noch bis in die Gegenwart reiche.
Ähnlich wie beim Vorgang der Magnesitbildung und der noch späterzu besprechenden Serpentin-Landverwitterung bedeutet auch die Entfaltung der Pyroauritparagenese für den Serpentin Abwanderung vonMagnesia und von Kieselsäure; Cr 2 0 3 geht ab ohne fähig zu sein, in neue
Mineralbindungen einzugehen — ausnahmsweise wäre für Stichtit hierPlatz; ein Teil des Eisens bleibt dem Gestein, ähnlich wie beim Serpentinisierungsvorgang, als Eisenoxyduloxyd erhalten, doch nicht mehr innerhalb
der Serpentinminerale als Magnetitstaub, sondern auf Klüften mit denübrigen Mineralen der Paragenese in makroskopischen Kristallen neu
ausgeschieden.

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Die Pyroauritparagenese von K r a u b a t h in Steiermark, die H . M E I X N E R , derfruchtbare Erforscher ostalpiner Mineralvorkommen und -paragenesen, schildert [428],h a t doch etwas anderen Umfang, anderen Ablauf und damit etwas andere genetische
Voraussetzungen wie jene der Balkanhalbinsel. Die Kraubather Paragenese hat nachihrem Entdecker und Bearbeiter zu ältest Pyroaurit, dem Brucit, Aragonit, Calcit, Hydromagnesit und Artinit, in der Reihenfolge ihrer Bildung aufgezählt, nachfolgen. Derhydrothermale Bildungshergang dieser Paragenese wird gegenüber einem noch jüngeren,rezenten Auftreten von Hydromagnesit, Aragonit und Calcit betont, anderseits ist sie
jünger als die unmittelbar u m die Bildung dichten Magnesits gescharte Mineralabfolge.

Im Vergleich zu Kraubath ist in der balkanischen Pyroauritparageneseder Pyroaurit unabhängig von der Brucitbildung oder jünger als diese.
Der dürftigen und vielfach noch nachweisbedürftigen Brucitbildung steht
die ausgedehnte Gymnitbildung gegenüber, Aragonit ist gemein verbreitet
gegenüber Seltenheit von Hydromagnesit und Abwesenheit von Calcit,
Artinit ist bisher vielleicht der Beobachtung entgangen. In dem etwas
anders gearteten Paragenesenauf bau drücken sich eben geänderte Bildungsbedingungen aus, die in Mazedonien für vados und rezent oder zumindest
bis in rezente Zeit reichend gehalten werden. Klimawirkung, besonders imsüdlichen Teil der Balkanhalbinsel, wo das Auftreten der Pyroauritparagenesen sich als häufig erweist — im Sommer afrikaheiße Temperaturen,sehr starke Besonnung über der kahlen Serpentinlandschaft, stoßweisestarke Niederschläge — kann maßgeblich sein.
Daß Magnesiaentzug aus Serpentin tatsächlich laufend und sinnfällig
noch in die Gegenwart hinein fortdauert, beweisen die weißen Krusten
stark b a s i s c h e r M a g n e s i a k a r b o n a t e , die sich alljährlich auf dene i n t r o c k n e n d e n B a c h l ä u f e n , Serpentin durchschneidend, während derHitze und Trockenheit des balkanischen Sommers herausbilden; auf diese
Bildung wird noch zurückgekommen.
Fossile und rezente Verwitterung des Serpentins; Fe- und Ni-Erzansammlungin fossilen Verwitterungskrusten des Serpentins und deren Schwemmgebilde.
Alte bis rezente Trümmerlagerstätten und Seifen von Chromerz (und Platin).
Die Peridotitserpentine der Balkanhalbinsel und Kleinasiens haben,
wie in den vorhergehenden Abschnitten erörtert wurde, vermutlich injungpaläozoischer Zeit ihren magmatischen Aufstieg genommen und
Eingang in die starre Erdkruste gefunden, ohne jedoch zur Intrusionszeit
die Erdoberfläche selbst zu erreichen. Auch die ausklingende paläozoische
Tektonik, von denen die Serpentine noch ergriffen wurden, scheint sie nur
in unbedeutendem Ausmaß in Oberflächennähe gerückt zu haben. Es
wurde bei Behandlung der Altersfrage der Peridotitintrusionen dargetan,wie selten und nicht einmal immer gesichert Serpentin und dessen Begleitgestein in permisch-untertriadischen Konglomeraten zu finden seien. Voneiner regionalen permisch-untertriadischen Verwitterungskruste überSerpentin ist nichts bekannt.
Erst der vorkretazische, bzw. voroberjurassische Abschnitt der alpidischdinarischen Gebirgsbildung bringt erstmalig Peridotitserpentinmassen inbreiter Front an die Landoberfläche, der S e r p e n t i n e r b l i c k t also ind e r H a u p t s a c h e e r s t k n a p p vor O b e r j u r a als a u c h w ä h r e n d odera m E n d e der U n t e r k r e i d e , als einer vorausgehenden tektonischen
Großphase ein tiefreichender Abtrag folgte, d a s L i c h t der Welt.

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Die warmen, im Wechsel feuchten und trockenen klimatischen Bedingungen dieser Abtragsperiode, welche den Reigen ähnlicher, im Tertiär
nachfolgender Abtragsperioden eröffnete, erzeugen in regionaler Verbreitung, soweit eben diese Klimaeinflüsse reichen, besonders gekennzeichnete Verwitterungskrusten über Serpentin, mit Umwandlungserscheinungen noch tief in diesen hinein wirkend.
Daß fallweise Serpentin auch unter submarine Zersatzbedingungen geraten kann,der „Halmyrolyse" (K. HUMMEL [744, 745]) unterliegt, mag da und dort auch am
Balkan zutreffen; für Diabas wäre dies schon für die Zeit seiner Intrusion häufiger anzunehmen, für Serpentin sonderlich im Zuge der Kreidetransgression und in mäßiger Tiefe.
Auch diese Zersetzungsart, Fe-Anreicherungen hervorrufend, kennt Oolithbildung.

Auf die Möglichkeit der Interferenz dieser TJmbildungsvorgänge mit den
in gleichen Zeitraum fallenden, oberflächennah bedingten hydrothermalen
Umwandlungserscheinungen an Serpentin wurde bereits hingewiesen;sie ist in jedem Untersuchungsfalle, wo neben alter Landverwitterung
jungvulkanische Erscheinungen sich breit machen, vor Augen zu halten.
Aus keiner dieser Umbildungsrichtungen, welche nebenbei durch Zerfall
von etwas Chromit Cr und Fe in Lösung bringen, kommt es in der Absatzphase zu nennenswerter Regeneration von Chromit, regionale Neubildung vons e k u n d ä r e m C h r o m i t ist n i c h t mit Sicherheit bekannt geworden.
Die Gebilde der L a n d v e r w i t t e r u n g in s i t u ü b e r P e r i d o t i t gedeihen
im Laufe langer Zeitepochen im Wechselspiel der Wirkkräfte zu einer
mehr minder horizontalen, meist locker porösen Lage verschiedener
Mächtigkeit — nach H. HARRASSOWITZ [736] können die Mächtigkeiten.lateritischer Gesteinszersetzung ganz allgemein bis zu 60 m bemessensein!
Die Landverwitterung ist wie immer ein Schrumpfungsvorgang; wasals Landverwitterungskruste übrig bleibt, entspricht einem Vielfachen
an ihr zum Opfer gefallener gewachsener Gesteinsmächtigkeit.
Serpentingesteine sind für Landverwitterungsvorgänge besonders anfällig, in chemischen und physikalischen Umständen begründet. Der
Mineralbestand besitzt für Oberflächenbedingungen keine gute chemische
Gleichgewichtslage; mit der Zerstörung der Gesteinssubstanz gehen verschiedene Mineralumsetzungen und Mineralneubildungen, damit verbunden auch Metallanhäufungen, Hand in Hand. Auch die physikalischen
Faktoren der Landverwitterung haben selbstverständlich an der Zerstörung des primären Gesteins ihren Anteil: starke Insolation, welcher
die ohnedies vegetationsfeindlichen Serpentinoberflächen besonders ausgesetzt sind; damit verbunden das Wechselspiel der Wärmedehnungendurch größere Temperaturunterschiede von Tag und Nacht, stoßweises
Eindringen starker Niederschläge in Regen-, Kapillaraufstieg der Feuchtigkeit in Trockenzeit, Austrocknung, Quellungs- und Adsorptionserscheinungenusw.
Der g e o l o g i s c h e V o r g a n g der Land Verwitterung der Peridotitgesteine unter Einfluß von heißem feucht-trockenem Klima wird zwar
im allgemeinen gewisse e i n h e i t l i c h e Züge tragen, im einzelnen aberdoch Besonderheiten aufweisen, wie solche innerhalb der Wandlungsgrenzen der wirkenden Faktoren verständlich sind. Hydrothermale Beeinflussung kann den Gang der Landverwitterung intensivieren.

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Die LandVerwitterung bringt vor allem eine weitgehende A b w a n d e r u n g
d e s Mg-Gehaltes aus den zersetzten Peridotit- und Serpentingesteinen
mit sich. Es entsteht — im groben gesehen — eine Mg-verarmte Oberflächenzone, wobei ein Teil der in Lösung gegangenen Serpentin-Magnesia
noch in Mg-Karbonat und in hydroxydischen Mg-Silikatbildungen zurückgehalten sein kann. A1 2 0 3 — chemisch träge — bleibt ungefähr erhalten.
Reichlich S i 0 2 wird frei und siedelt sich in Form von Knollen oder Gängen
als Opal, Hornstein, Chalzedon, seltener als Quarz, neu an. Fallweise
entstehen, den Serpentin der Oberfläche ersetzend, weiträumige Kieseldecken, die bis 30 m und mehr an Mächtigkeit erreichen, doch ist für manche
dieser geschlossenen Kieselabsätze, wie unter der Magnesitbildung an
Beispielen gezeigt wurde, Mitwirkung oder alleinige Wirkung thermaler
Si0 2 -Transporte wahrscheinlicher. Der Fe-Gehalt der Peridotitserpentine
entrinnt der früheren Silikatbindung und sondert sich zu selbständigen,meist oxydischen oder hydroxydischen Aggregaten ab, hier — im Gegensatz zu dem in Lösung gehenden Cr 2 0 3 -Anteil des Chromitzerfalls — gelingt auch die Fügung zum Spinellmolekül, in diesem Falle Magnetit.
C h r o m i t wird wohl aus seinem Serpentinverband mechanisch herausgebracht, doch nur ein geringer Teil verschwindet gelöst und wird als
Lösung ins Meer verfrachtet, der Hauptanteil bleibt als Chromit entweder
an Ort und Stelle zurück, umgeben von autochthonen Verwitterungsprodukten des Serpentins, oder erfährt Abschwemmung und sekundäre
Anreicherung oder auch mechanischen Abtransport ins Meer. Das spärliche
Ni, im Olivinmolekül eingebaut, auch noch im Serpentingitter verbleibend ?
(Ni-Antigorit), oder sulfidisch an den Bestand akzessorisch ausgeschiedener
magmatischer Kiese gekettet, verliert bei der Gesteinszersetzung der
Landverwitterung in jedem Falle sein Muttermineral und geht in Lösung,unterliegt aber sehr bald, auch schon im Bereich der Zersetzungskruste
selbst, Ausfällungsbedingungen, die es in hydroxydische Mg-Silikatneubildungen hineindrängen. Co, im primären Silikat und Sulfid innig
gemein mit Ni, trennt sich, in den Lösungskreislauf gebracht, mit Vorliebe
etwas von Ni, schließt sich gelartigen oxydischen Mn-Ausfällungen an,
mit denen es zu Kobaltschwärze oder Asbolan zusammentritt.
Auch auf den b a l k a n i s c h e n fossilen V e r w i t t e r u n g s k r u s t e n
ü b e r S e r p e n t i n läßt sich wie anderwärts vielfach eine Z o n e n g l i e d e r u n g
feststellen:
Die k i e s e l r e i c h e , auch L i m o n i t f ü h r e n d e Zone erfüllt den eigentlichen Oberflächenbereich der in situ-LandVerwitterung. Darunter folgt
die K a r b o n a t z o n e , gekennzeichnet hauptsächlich durch Magnesit,
Aragonit und Dolomit nestartig in mäßig zersetztem, noch vollen Gesteinzusammenhalt bewahrenden Serpentin, Nach der Teufe schließt scharfoder allmählich die unverderbte Peridotitzone an. Fallweise — aber auf
der Balkanhalbinsel nur in seltenen Fällen angedeutet — hat auch schon
bei Bildung der autochthonen Verwitterungskruste ü b e r der Karbonatzone eine N i - A n r e i c h e r u n g zugleich mit Fe stattgefunden.
Auf ursprüngliche Landverwitterungskrusten, fossil, in v o l l s t ä n d i g e m
Profil einschließlich autochthoner Ni-Erzanreicherung, kann auf derBalkanhalbinsel m. W. nirgends hingewiesen werden. Unter Jura, Kreideoder Tertiär hervorkommende Altflächen oder bereits freiliegende, mäßig
zurückgewitterte alte Hochflächen der Serpentinlandschaft tragen zwar

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noch Anzeichen des einstigen Serpentin„zersatzes" unter Oberflächenwirkung, mitunter sind auch noch Magnesit- und Siliciophitbildungenin ihren Tiefenausstrahlungen erhalten geblieben, aber die autochthone
Ni- und Fe-Erzanreicherung Neukaledoniens oder Kubas fehlt, ist abgespült und erst als Schwemmlagerstätte in Ni-, Fe-Oolitherze wieder hineingebracht worden. Da aber letztere noch zum großen Teil über Serpentin,
ihrem Nährboden, gebreitet sind, ist anzunehmen, daß auch auf der Balkanhalbinsel die autochthone Zonenentfaltung der Landverwitterung inähnlicher Weise wie anderwärts den Metallkonzentrationen vorgearbeitet
haben muß.
NW

SO
SH 350Abb. 146. Querschnitt durch Serpentin m i t an Altfläche gebundener Magnesit- undLimonit-Hornstein-Zone südwestlich vom Kloster Veluce (Morawatal).
Hakenzeichen = Pyroxenserpentin, Mg = Magnesitganggeäder und -knollen, LH =Limonit-Hornstein-Zone: zersetzte Serpentinmasse (gelbbraun, eisenreich, lehmig) m i tgroßen Schollen von verkieseltem Serpentin, Chromitlagerstätten Cr in diesen als auch
im limonitischen Serpentin noch erhalten.
Um V e l u c e und C a c a k im westlichen Morawatal, Serbien, ist der Peridotitserpentin
im Oberflächenbereich des jungtertiären Reliefs, aber wohl auch unter zusätzlicher Wirkung
regionaler Thermendurchtränkung im Gefolge der zahlreich vertretenen Andesiteruptionen,zu einer Limonit-Hornsteindecke von 30 bis 50 m Mächtigkeit umgewandelt, im zertalten
Gelände die Bergrücken einnehmend. I n der zersetzten Gesteinsdecke ist der C h r o m i t
der kleinen Derberzkörper unversehrt geblieben, nur durch die Zerstörung des Serpentins
der Kornzwickel zu sandigem Zerfall neigend; L i m o n i t kömmt in Schollen vor, mitunter fast bis zu Lagerstättengrößen angewachsen, ähnlich auch die K i e s e l b i l d u n g e n .
Unter der Hornstein-Limonitzone folgt, hier nicht überall ausgeprägt, die M a g n e s i t z o n e z. T. in Form kurzer Gänge und kleiner Nester reinen Magnesits ausgebildet.
F ü r Nickelanreicherungen in Serpentin nach Art der in situ-Bildung bei der Landverwitterung scheint die Vererzung bei N i k u t s a k nächst Kumanovo, Südserbien,
verdächtig zu sein, doch ist die oberflächlich sehr beschränkte Ni-vererzte Zersetzungszone des Serpentins in unmittelbare Nähe zu Jungvulkanitauf brüchen gerückt.
I m R a d u s c h a m a s s i v Mazedoniens, das eine Reihe von Abtragsphasen, zuletzt
pliozäner (und jüngerer) Abtrag, unter Rücklassen von Hochtälern zu einer Altfläche
weitgehend verebnet haben, dürfte die Limonit-Hornsteinzone aus der jungtertiären undihr vorhergehenden Landverwitterung in der Hauptsache durch jugendliche Abspülung
entfernt worden sein, nur Magnesitgänge, mäßig tief reichend, sind da und dort im Bereichder Altflächen noch erhalten, rückständige zellige Hornsteinscherben auf den Hochflächen verbreitet anzutreffen.

Um den Entwicklungsgang der alten Landverwitterung von Serpentin
dort kennen zu lernen, wo er weniger beeinflußt durch Faktoren junger
vulkanischer Thermendurchströmung und innerhalb weniger durchstörter
Serpentinmassive vor sich ging, ist es gut, aus dem Beobachtungskreis©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at565
der Balkanhalbinsel herauszutreten. Weltweit, wo eben Serpentine auftreten und mit ihren Oberflächen in jungmesozoisch-tertiärer Zeit tropischheißem und feuchtem Klima ausgesetzt waren, und dies gilt für die heutetropische als auch noch für Teile der heute gemäßigten Zone, sind die Verwitterungsvorgänge an Serpentin den gleichen geochemischen Gesetzen
unterlegen gewesen und haben ungefähr ähnliche Produkte geschaffen:
darunter befinden sich sowohl Verwitterungslagerstätten von M und Fe,
den „residual ores" des englisch-amerikanischen Sprachgebrauches zuzureihen, als auch in bescheidenem Maße Magnesitbildung, nebst Hydromagnesitbildung. Wohl sind die Mehrzahl auch dieser Serpentinvorkommen
mit rein lateritischer Verwitterungskruste ebenso wie am Balkan von den
kretazisch-tertiären Gebirgsbildungsphasen erfaßt worden, gehören Gebirgsbögen dieser Orogenzeit an, aber doch ist für eine Reihe solcher Einzelfälle gegenüber Balkanverhältnissen die Annahme gerechtfertigt, daßdort der Einfluß von vorgebildeter Tektonik und von Vulkanismus, welcher
den Oberflächenumwandlungen z. T. zeitlich gleichlief, ein geringerersei, daß also die rein oberflächenhaften Wirkungen der Serpentinumbildung
sich klarer herausheben. Von vergleichender und vertiefter Erfahrung
dieser Art wäre zu erwarten, auch auf der Balkanhalbinsel die Umfangerein lateritischer und vulkanischer Phänomene, die sich im Altoberflächenbereich der Balkanserpentine des öfteren zu überlagern scheinen, schärfer
zu scheiden; vielleicht wird die eine oder andere Magnesitbildung, besonders jene nesterartig und zonar in hochzersetzten Serpentinkrusten
verteilte, dann aus der Auffassung hydrothermaler Bildungsweise in jenereiner Landverwitterung zu überstellen sein.
Auf Serpentinen des S ü d u r a l , nächst A i d a r b a k bei Orsk, h a t die präjurassischeLandverwitterung eine autochthone Verwitterungskruste geschaffen, die sich von unten
nach oben gliedert: über mäßig zersetztem Peridotitserpentin folgt die Karbonatzone
mit Magnesit, neben Dolomit und Aragonit, hierauf die etwas ausgelaugte kieselreiche
Zone mit schwacher Ni-Anreicherung in Gängchen von Ni-Silikaten, herabgeminderten
MgO-Gehalt (10—12%), mäßigem Fe 2 0 3 -Gehalt (6—10%); darüber die Ni-reiche nontronitische Zone 2—15 m stark. Der nontronitisierte Serpentin, hell und dunkel schräg
gebändert, ist Fe-reich, Mg-arm (3—4%), enthält Ni-Co-opal und Anhäufung von Ni-Erz
in Nestern; nach oben zur Oberfläche wird die Ni-Zone durch eine dünne Ni-freie „rote
Zone" abgeschlossen, Fe-angereichert, Alkali ausgelaugt. Eine Skizze, nach den Verhältnissen eines Tagbauaufschlusses an Ort und Stelle gezeichnet, mit chemischen Angabenseitens der russischen Exkursionsführung versehen, habe ich in meinen Ausführungenüber die Uralfahrt des Internationalen Geologenkongresses 1937 gebracht (Fig. 5 in [540]).
I n F r a n k e n s t e i n in Schlesien, auf ungefähr gleicher Breite wie Orsk gelegen,stammt die ungeschwemmte, autochthone Ni-reiche Verwitterungskruste über Serpentin, bis zu 50 m mächtig, aus der Zeit v o r dem Jungtertiär. BEYSGHLAG und
K R U S C H , BRAUNMÜHL, K R A F T , SCHORNSTEIN u. a. haben sich mit diesem
Lagerstättenproblem beschäftigt. Ein eigener Besuch, Herbst 1944, zeigte in den Wandfluehten der Etagen des Ni-Erzbergbaues anschaulich die schon lange bekannte zonare
Gliederung: zutiefst schließt das „graue E r z " mit 5—8% Fe, um 2 5 % MgO und über1 % Ni unmittelbar an den mäßig zersetzten Peridotit a n ; Magnesitgänge sind hier selten.
Darüber folgt das Ni-ärmere, ungleich mächtigere „rote Gebirge" mit rund 16% F e ,7 % MgO, und etwa 0-6% Ni. Eine junge Überlagerungsschieht mit Ortsteinbildung an
der Basis deckt das „rote Gebirge" nach oben ab. Der Primärgehalt des Serpentins an Ni
beträgt wenig über 0-2%.
Nachtrag: K. SPANGENBERG [524 a], SPANGENBERG und Martha M Ü L L E R[524 b ] : die Bildung des „braunen Gebirges" von Frankenstein, mit Magnesitbildung
verbunden, ist aszendent-hydrothermaler Wirkung auf Peridotit, jene des überlagernden„roten" rein lateritischer Zersetzung desselben zuzuschreiben.
Als autochthone Verwitterungskruste über Serpentin mit Ni-Silikatanreicherungenhaben — zufolge brieflicher Mitteilung von K. S P A N G E N B E R G — auch die erst seit©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at566
einigen Jahren entdeckten und bearbeiteten Vorkommen von K r e m s bei B u d w e i s in
Südböhmen zu gelten.
Von den sonstigen Vorkommen ähnlicher Art, Neukaledonien, in U. S. A. Oregon
und Nordkarolina, wie sie ja in allen Handbüchern der Lagerstättenkunde u. a. KRUSCHVOGT-BEYSCHLAG [698], L I N D G R E N [757]) abgehandelt werden, seien nur an N e u k a l e d o n i e n im australischen Archipel, der klassischen Heimstätte dieses Lagerstättentyps, einige Bemerkungen geknüpft. Auch heute noch ist der Bericht von
M. E . GLAESSER 1903 [578] für Vergleiche bedeutungsvoll. Seine Einteilung derdortigen Niekelsilikatbildungen in gangähnliche einschließlich Gangnetzwerksbildungen,in Serpentinbreccien verheilende, in imprägnative und solche erdiger Natur, die auchdas reiche dunkelbraune, stark Fe-haltige „Schokoladeerz" einschließen, läßt für die
erstgenannten Typen vermuten—ein Beispiel wird später angeführt — daß doch auch in der
Verwitterungskruste vorgebildete und vielleicht auch noch mitwirkende Tektonik, neben
der rein chemisch-physikalischen, mit Ni-Anreicherung verbundenen Bodenbildung fürdie Verteilung und weitere Verdichtung der Ni-Silikatabsätze leitend gewesen wäre.
Von keiner sonstigen lateritischen Bodenbildung, auch nicht von Bauxit, ist ja so Heterogenes an Formen der gleichen Mineralausscheidungen bekannt. Mithilfe nachträglicher
Verstellungen, also zumindest p o s t mineralischer Tektonik, wäre auch für die allgemeine
Verteilung der Erzzonen nachzuprüfen: küstennahe und nur bis zirka 130 m Sh. hochreichend
ist die 8—25 m mächtige nickelärmere rote Zone (69% F e 2 0 3 , 18% S i 0 2 , 0-45% NiO,
0-45% A1 2 0 3 ); darunter tauchend aber bis 400 m Sh. aufsteigend, ist die reichere
Ni-Zone von ähnlicher Mächtigkeit entwickelt (erdiges Erz derselben z. B. 10-—12%
F e 2 0 3 , 4 0 % Si0 2 , 2 5 % MgO, 5—7% NiO, 0-12% Co, 1-1% 0 r 2 O 3 , 1-5% A1 2 0 3 ). — A u c h
in Neukaledonien bestehen zwischen Ni-Silikat- und MgC0 3 -Bildung nach Ph. K R A F T[753] enge genetische Beziehungen.
N e u e r e U n t e r s u c h u n g e n über die chemischen Vorgänge bei der Verwitterung derPeridotitgesteine unter tropischen Bedingungen h a t M. H. CARON [709] für Vorkommen
auf C e l e b e s angestellt, wo auch der gleiche Nickellagerstättentyp wie auf Neukaledonien
entwickelt ist. Primäre Ni-Gehalte im Serpentin werden mit 0-09—0-24% bezeichnet.
Kieselsäureproduktion, Magnesitbildungen werden ähnlich wie auch in Nachbarschaft
der neukaledonischen Vorkommen vorgefunden. C 0 2 der atmosphärischen Wässer
h ä t t e n während der Verwitterungsvorgänge Ni als Ni(HC0 3 ) 2 in Lösung gebracht, Mg(und Si0 2 ) wieder Ni ausgefällt.
Martha MÜLLER [515] hat die Veränderungen untersucht, welche der Peridotit
von F r a n k e n s t e i n in Schlesien bei der dortigen Magnesitbildung erlitt.
Russische Geologen, N. KROTOW u. a. (Intern. Geol. Kongreß 1937) habensystematische chemiseh-petrographische Untersuchungen der Serpentinverwitterung
im S ü d u r a l durchgeführt.

Auch für die außerbalkanischen Vorkommen, welche das oberflächenhafte Zerstörungswerk an Serpentin und die damit verbundene Lagerstättenbildung dokumentieren, ist, wie die vorstehenden Beispiele zeigen
sollen, kaum noch endgültige Klarheit in allen Fragen der genetischen
Zergliederung der Landverwitterungskruste gewonnen. Zwar scheint
das heutige a l l g e m e i n e Lagerstättenbild der hydrosilikatischen Ni-Erzeausschließlieh die Wirkungen des vadosen Wasserkreislaufes und der klimatischexzessiven Verwitterungsbedingungen widerzuspiegeln. Ob aber fallweise
nicht auch hier, auf die besondere Lokalisierung und gesteigerte Konzentration einzelner Ni-Silikatvorkommen in Serpentin hinblickend, Einm i s c h u n g j u v e n i l e r W a s s e r b e w e g u n g auf die schon von der Landverwitterung geleistete, doch mehr diffus verteilte Metallverdichtung
in der oberflächlichen Zersetzungsschichte hinzugetreten ist ?
Aus den Schilderungen der Nickelsilikatvorkommen autochthonen Charakters ist
zwar meist herauszulesen, sie lägen in unzerstörter Zersetzungsschichte des Serpentins,
Einflüsse jüngerer Tektonik, durch diese Schichte noch hindurchtretend, seien kaum
wahrzunehmen. Aber es bestehen Ausnahmen. Von O r s k im Südural, welches Vorkommen ich gelegentlich des Internationalen Geologenkongresses 1937 besuchen konnte,habe ich Abbildungen gebracht [540], welche die Auffassungen seitens der russischen
Geologen über die Anreicherungszonen der Grube N o v o A k k e r m a n veranschaulichen
und sich bei der Grubenbefahrung bestätigt fanden: Erzfälle Nickelsilikat folgen jüngeren©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at567
Störungen, entlang welcher auch n a c h der Mineralisation Bewegungen stattfanden, u n dsind im zersetzten Serpentin auf beträchtliche Streicherstreckung entwickelt. Hiebei
sind Erzstreifen in Ausdehnungen nachgewiesen, welche jenen der Magnesitgänge anderer
Gebiete gleichkommen. Nebenbei sei bemerkt, daß diese Vorkommen am Abbruchranddes Südural zur Kirgisensteppe sich befinden. — Ähnliche „Gangbildungen" Nickelsilikat sind schon lange früher von M. E. GLAESSER [578] aus N e u k a l e d o n i e n geschildert worden, wo sich, allerdings in Ausnahmsfällen, innerhalb der allgemein nickelmineralisierten Zersetzungsschicht auch Nickelsilikatgänge auf 150 m Streichlänge u n d
100 TO Teufe erstrecken.

Thermendurchstrom entlang von Kluftbündeln der tertiären und
posttertiären Bruch- und sonstigen Störungssysteme braucht ja kaum
mehr mit makroskopisch nachweisbaren Verschiebungsbeträgen jüngstvergangener oder aktueller Tektonik in Zusammenhang zu stehen, seismische
Unruhe allein kann zu Begleitern zählen, so daß im allgemeinen die Zersetzungsschichten der Landverwitterung dabei wenig Störung zu erfahren
brauchten. Gerade das jungvulkanische Eruptivfeld der Balkanhalbinsel,
an junge Bruchsysteme angeschlossen, ist Lehrmeister, wie sehr es oft
notwendig ist, die „regionale Thermendurchtränkung" aus dieser Zeit
in den geologischen Vorstellungskreis miteinzubeziehen. Einer solchen
unterliegen die Peridotite, selektiv, vermöge leichterer chemischer Angreifbarkeit und guter Durchlässigkeit, in weitaus stärkerem Maße als die
Nachbargesteine, die sich aus solchen Vorgängen mitunter neutral herauszuhalten vermögen, ausgenommen die Spendegesteine der thermalen
Durchtränkung, die Jungeruptiva selbst, die zonenweise, meist tektonischgeleitet, der Zersetzung, Propylitisierung verfallen. Auf die Möglichkeit
des Überkreuzens, ja auch Vermischens vadoser und juveniler Zersatzeinflüsse auf Serpentin wird aber immer Bedacht zu nehmen sein, sobald
Altflächenbildungen und jungvulkanische Wirkungen zusammentreffen.
Auf die vielfach veränderten Peridotite und Jungvulkanite aus dem tektonischen
und vulkanischen Einbruchsfeld der M o r a w a s e n k e Westserbiens sei hiefür nochmals
als Beispiel hingewiesen. — I n den als „Birbirit" bezeichneten Abarten der tiefgründig
veränderten Peridotitgesteine W e s t a b e s s i n i e n s , den Berichten VON ZUR M Ü H L E N[611, 612] zu entnehmen, dürften ähnliche Zusatzwirkungen zu rein lateritischer Zersetzung zu sehen sein.

Die h y d r o x y d i s c h e n N i - S i l i k a t e aus dem Zyklus terrestrischer
Verwitterung des Serpentins sind in ihren mineralogischen Einzelheiten
Gegenstand neuerer Untersuchungen durch K. SPANGENBERG [802]geworden: für die hier in Betracht kommenden wasserhaltigen Ni-Silikate
der Pimelit-, Garnierit- und Schuchardtitgruppe sind feinkristalliner
Charakter, ihre optischen und z. T. kristallstrukturellen Eigenschaften ermittelt und röntgenographisch überprüft. Die k r i s t a l l i n e Beschaffenheit
in genetischer Beziehung ist bedeutsam: solche Ni-Silikate sind also nicht
schlechtweg Bodenkolloide der Serpentin Verwitterung!
P i m e l i t , Ni-Mg-Hydrosilikat, speeksteinartig dicht, hell bis dunkel apfelgrün; demähnlich gebauten Alumosilikat Montmorillonit, quellbar wie dieser, und dem Eisenhydrosilikat Nontronit verwandt, auch mit T a l k vergleichbar („Ni-Talk").
G a r n i e r i t (früher Noumeait), smaragdgrün bis blaugrün, oft nierig stalaktitisch,ähnlich zusammengesetzt wie Pimelit, doch im kristallographischen Aufbau — hauptsächlich den Angaben von K. SPANGENBERG folgend — analog mit Chrysotil; also als„Ni-Chrysotü" zu bezeichnen.
S c h u c h a r d t i t , apfelgrün, erdig-schuppig bis blättrig und weich; chemisch ein
Ni-Mg-Al-Hydrosilikat, zu den Chloriten gehörig, auch als „Ni-Antigorit" bezeichnet.
Andere Glieder aus der Reihe der Ni-Chlorite: Nepouit, Rewdinskit, Komarit (Konarit)u. a.

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Den hydroxydischen Ni-Mg-Silikatausscheidungen schließt sich auch der nickelreiche
Gymnit, G e n t h i t genannt, an. Von Balkanserpentinen wurde Nickelgymnit aus Orsova
a. d. Donau von SÄNDBEKGER [191] beschrieben.
Der „Nickelsmaragd" Z a r a t i t , ein hydroxydisches Ni-Karbonat, ist kein verbreitetes
Mineral der Ni-Erzzone aus der Serpentinzersetzungsschicht. Bekannt ist das Vorkommen
als smaragdgrüner kristallinischer Überzug auf Chromit von T e x a s , Pennsylvanien. —I n einem Einzelfall wurde Zaratit als Zersetzungsprodukt von Rotnickelkies, in Gabbropegmatit ausgeschieden, auf der Grube R a v n i s t e bei Raduscha, Mazedonien, gefunden [64],Wird der ursprüngliche Ni-Gehalt des Olivingesteins mit annähernd
0-1% als häufigerer Durchschnitt betrachtet, so bedeutet ein Lagerstättenmittel der Serpentinzersetzungsschicht von 1-0% Ni bei 10 m zonarer
Mächtigkeit eine 100 fache Verdichtung. *) Es erscheint sehr fraglich, ob
damit gleich der Rückschluß auf die einst überlagernde unzersetzte Peridotitserpentinmächtigkeit gemacht werden darf, aus welcher der Ni-Gehalt
herausgelöst und deszendent gesammelt sein soll; oder ob nicht in einzelnen
Fällen besondere Bedingungen zur Ni-Erzverdichtung, Grundwasserströme, ursprüngliche Muldenlage und damit auch seitliches Herbeiführen
der Ni-Erzlösungen und schließlich — wie voranstehend angedeutet — auchhydrothermale Sammlungsvorgänge mitgewirkt haben.
Häufiger und eher ein Regelprofil der tropischen Lateritverwitterung
von Serpentin begleitend, ist die Bildung der l a t e r i t i s c h e n E i s e n e r z e
in der o b e r s t e n , der H o r n s t e i n - L i m o n i t z o n e , der S e r p e n t i n zersetzung sschicht.
Die Serpentine der Balkanhalbinsel weisen mit Ausnahme eines wenig
umfangreichen Einzelvorkommens im westlichen Morawatal Serbiens meines
Wissen kein Beispiel auf, daß die Landverwitterung der Kreide-Tertiär zeit bis
zur Ausbildung größerer, a u t o c h t h o n e r limonitischer Eisenerzlagerstätten über Serpentin vorgekommen sei. Zwar lag die Balkanhalbinsel
in jenen Zeitabschnitten wohl nur unter subtropischen Klimabedingungen,aber doch müssen auch in diesen Gebieten limonitische und Ni-angereicherte,
oberflächenhafte in situ-Zersetzungszonen der Serpentine bestanden haben,
aus denen die hier verbreiteten zusammengeschwemmten Lagerstätten
dieser Art ihr Material schöpften.
In den Tropen, wo die Kontinuität des heißen, feuchten Wechselklimas
bis in die Jetztzeit reicht, gibt es eine Reihe auch wirtschaftlich bedeutender
Eisenerzvorkommen als autochthones Produkt der Landverwitterung ultrabasischer Gesteine. Die Eisenerze, hauptsächlich aus Limonit, wenig
Magnetit und Hämatit zusammengesetzt, sind durch kleine Chromgehalte(2—4% Cr 2 0 3 ) und Nickelgehalte (meist unter 1 %) gekennzeichnet. Bekanntsind die Eisenerzvorkommen auf Serpentin von K u b a , deren mulmiges
Erz mit Bagger abschöpfbar ist, auf der Antilleninsel D o m i n i k a ,K o l u m b i e n , im Staate M i n a s G e r a e s in Brasilien,Puerto Rico, Chile,in A l a s k a , W e s t a f r i k a , auf den P h i l i p p i n e n , Celebes, N e u k a l e d o n i e n und an anderen Orten.
Von den P h i l i p p i n e n beschreibt F . FRASCHE [577] ein Profil der an 20 m mächtigen
Eisenerzzone: über dem massigen Serpentin folgt bei mäßig scharfer Grenze eine poröse
ausgelaugte Serpentinzone, bedeckt von einer gelblich-grünen Zone weichen kompakten
Erzes mit Resten von Serpentin, darüber eine gelbe, Feuchtigkeit anziehende tonähnliche
Erzzone; der Abschluß nach oben wird von einer geringmächtigen roten Zone gebildet,
grobkörnig, mit Knollen von Hämatit und Magnetit. Der Gesamteisendurehschnitt beträgt etwa 4 7 % Fe-Metall.
*) Nach R. MÜLLER (874 a) h a t J a p a n bereits 1939 aus heimischem Serpentin
mit primär 0.33 % Ni durch H 2 SO r aufschluß ca 4000t Ni-metall jährlich erzeugt.

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569
I m Mayari-Eisenerzdistrikt auf K u b a igt, nach L E I T H und MEAD [668] die unterste
poröse Zone 1-5 m stark, mitunter fehlend, oder nach L I N D G R E N [757] kieselig ausgebildet, die Poren sind mit weichen Fe-Hydroxyd gefüllt; dann folgen die Eisenerze,
4—5 m mächtig, ebenfalls porös, gemischt mit Hornstein (chert), nach oben treten Bauxit
und Kaolin hinzu. Neben Limonit auch viel H ä m a t i t und Magnetit, die beiden letzteren
aus Enteisenung des ersteren entstanden. Der Ni-Gehalt ist oxydisch, nicht silikatisch.
Bemerkenswert, daß nach L I N D G R E N bereits im autochthonen Landverwitterungserz
Ansätze von Oolithbildung, konkretionäre Fe 2 0 3 -Kügelchenbildung („pellet"), ohne
daß hiezu Wasserwirbel notwendig waren, zu bemerken sind.
A n a l y s e n b e i s p i e l e solcher Verwitterungserze des Serpentins:
SiO,

A1 S 0 3

Cr,03 F e s 0 3

FeO

NiO

M?0

Kuba

4-26
2-90

9-00
10-24

2-90
1-66

64-48
72-35

1-18

1-69
0-84
(Ni + Co)

1-50

Surigao(Philippinen)

1-20

12-20

1-28

77-71

Dominika(Antillen)

8-60

8-80

48-0 /o Fe

MnP

so 2 , 3

H20
geb.

0-016
0-016

0-2
0-2

12-26
10-96

7-63

Co:Ni=y2
Ni:0-5

Totale100-02

2

Die Eisenerze dieses Typus haben für die Herstellung natürlich legierten Roheisens
ihre besondere Bedeutung.

Das geschlossene Profil einer fossilen in situ-Landverwitterung im
Oberflächenbereich peridotitischer Gesteine ist, wie erwähnt, auf der Balkanhalbinsel in reiner Ausbildung fast nirgends anzutreffen. Meerestransgressionen und die jüngeren Gebirgsbildungsphasen haben an bestehenden
Landverwitterungskrusten Zerstörungsarbeit getan. Ein intensiver Reliefabbau ist bis in die Jetztzeit in Gang. Daher übertreffen heute die auf
sekundärer Lagerstätte eingebettet befindlichen Schwemm- und Lösungsprodukte der autochthonen Lateritdecke, mit weiteren durch Aufbereitung
und Mineralumsatz hervorgerufenen Metallanreicherungen, den Umfang
der nicht umgelagerten Rückstandszonen und bilden Schwemmlagerstätten,
a l l o c h t h o n e L a g e r s t ä t t e n v o n Fe- u n d N i - E r z e n a u s d e r
l a t e r i t i s c h e n O b e r f l ä c h e n z e r s e t z u n g des Serpentins stammend.
Auf der Balkanhalbinsel ist es vornehmlich die Festlandsperiode vor
Oberkreidezeit, z. T. noch in den mittleren Jura reichend, die über Peridotitserpentin tiefgründige Verwitterungsmassen schuf, welche mit Beginn
der Meerestransgression der Oberkreide eine k u r z w e g i g e Z u s a m m e n s c h w e m m u n g , nachfolgend teilweise auch Lösung und Wiederausfällung
erfuhren. Dieser Abschwemmungsvorgang ist zugleich ein weiterer Sammelvorgang, wobei vor allem der Eisen-Nickel- und Chromgehalt der Lateritdecken beisammenblieb und eine gesteigerte Anreicherung erfuhr. Es
bildet sich ein Lagerstättentyp heraus, der T r ü m m e r e r z l a g e r s t ä t t e
u n d O o l i t h b i l d u n g verbindet. Meist sind diese Lagerstätten noch überdem serpentinischen Muttergestein selbst gebreitet (Veles in Mazedonien,
K u k e s und O ehr id in Albanien, zahlreiche Vorkommen in S e r b i e n ,K a r d i t s a nahe Larymna in Mittelgriechenland) überdeckt von den weiterausgreifenden Sedimenten des Jungmesozoikums. Vereinzelt findet ein
etwas weiterer Transport vom Serpentinuntergrund weg statt und es erfolgt
Einschaltung in basale Sedimente des Jungmesozoikums ( L a r y m n a©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at570
auf griechischem Pestland gegenüber Euböa, R a l j a in Mittelserbien u. a.).
Häufig vertritt der Fe-Oolith die an anderen Stellen ausgebildeten sterilen
Basiskonglomerate der Oberkreide.
Der C h a r a k t e r als T r ü m m e r l a g e r s t ä t t e tut sich kund, sowohl
in der Erzstruktur: Anhäufung von unregelmäßigen Trümmerchen undwechselnd großen Eisenerzgeröllchen, oft von spiegelglatter Oberfläche,zusammen mit Anteilen regelmäßiger oolithischer Ausbildung; als auchin der formalen Erscheinung: die balkanischen Eisenoolithlagerstätten
dieses Horizontes weisen nicht die regelmäßige Flötzform auf wie etwa
die syngenetischen marinen Oolithe der Minetteerze des lothringischen
Jura, sondern haben außerordentlich schwankende Mächtigkeit, zeigen
sackartiges Anschwellen und linsenförmiges Auskeilen, also Zuschütten
eines unebenen Reliefs; sie erinnern hiebei etwas an den Typus von Salzg i t t e r , der als Trümmerlagerstätte und Randfazies der norddeutschen
marinen Unterkreide einen wichtigen Eisenerzhorizont darstellt. Die
für Salzgitter geltenden Beobachtungen (SCHNEIDERHÖHN [792] S. 157):„In den schmalen ertrunkenen Tälern überwiegen die konglomeratischen
Trümmererze, wo die Verwitterungslösungen in größere Becken münden,sind mehr Oolithe", sind z. T. in ähnlicher Weise für die balkanischen
Vorkommen dieses dort ähnlichen Typs aus der Zeit vor Ober kreide festzustellen.
Nur dort, wo auf der Balkanhalbinsel der Abschwemmungsvorgang
der Verwitterungseisenerze die Serpentingrenze um ein weniges überschritt und Einpackung der sich wieder absetzenden Eisenerzpartikelchen
bereits i n n e r h a l b der Sedimente des Jungmesozoikums erfolgen konnte,
tritt ein etwas regelmäßigerer Elözcharakter zutage. Dies trifft für das
Erzflöz von L a r y m n a in Mittelgriechenland zu, das auch durch besonders
günstige Anreicherung im Ni-Gehalt bemerkenswert ist.
Die Bedingnisse der Oolithbildung, die Mitwirkung bewegten Wassers
als Sauerstoff-Zuwirbler — Sauerstoff fällt die Fe-Humate — Ablagerungin Flachsee usw. wurden erst kürzlich von H. SCHNEIDERHÖHN [792]in seiner zusammenfassenden Schau über die Entstehung der sedimentären
Erze meisterhaft knapp dargestellt. Von Interesse ist auch die darin
enthaltene Angabe über die Vorräte an Eisenerz in den wichtigsten
oolithischen Eisenerzlagerstätten der Welt, sie werden mit nahe an
30 Milliarden Tonnen sichtbarer und wahrscheinlicher Erze bezeichnet.
Die oolithischen Trümmererzlagerstätten als Übergangstypus nehmen
darin jedenfalls nur einen kleinen Ausschnitt ein, hiezu gehören auch die
Mehrzahl der balkanischen Vorkommen.
Die Frage der V o r r ä t e d i e s e r A r t B i s e n e r z t y p e n , mehr und häufiger minder Ni
f ü h r e n d , doch stets Cr 2 0 3 -haltig, für den Balkanraum aufgeworfen, möchte ich nach bisheriger, allerdings noch wenig vollständiger Kenntnis dieser Lagerstätten aus der Serpentinverwitterung, mit einer Vorstellungsgröße von mindestens 30—40 Millionen Tonnen
beantworten. Zusätzliche Angaben siehe Abschnitt: „Anhang"!
Den gesamten W e l t v o r r a t an Ni-Fe-Erzen dieser Entstehungsweise, nur einen
Ausschnitt der oolithischen Eisenerzvorkommen überhaupt darstellend, beziffert
W. G Ü N T H E R [733] mit 5 % Milliarden Tonnen.

Dem C h e m i s m u s nach sind die balkanischen Fe- und Fe-Ni-Oolithe
von Serpentinabkunft in der Hauptsache wohl Brauneisenoolithe, z. T.
ist auch Roteisen (Hämatit), seltener Magnetit, beteiligt. Die reichlich©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at571
magnetischen Eisenoolithe von D r e n i c a bei Pristina, Mazedonien, bergen
einen beachtlichen Anteil an Magnetit. Silikatische Eisenminerale sindin den Oolithen des Balkans anscheinend weniger vertreten. Der
mineralogische und petrographische Aufbau der balkanischen Fe-Oolithe
ist jedoch noch wenig untersucht. Der Ee-Gehalt bewegt sich zwischen
40 und 50%. Allgemein verbreitet ist ein geringer Ni-Gehalt und ein
auf 3—4% ansteigender Cr 2 0 3 -Gehalt.
A n a l y s e n b e i s p i e l eines solchen Erzes von G r e c a n e bei Raduscha, Mazedonien,cit. G. B E H A G H E L [695]: 48-99% Fe, 0-94% Mn, 2-5—3-6% C r 2 0 3 , 0-02% P , 10-12%
Si0 2 .

Auf einer Reihe von m a z e d o n i s c h e n und s e r b i s c h e n Vorkommen,
auch auf den a l b a n i s c h e n Vorkommen bei Kukes und in der Nähe desOchridsees, wo überall Versuchsbergbau auf diese Eisenerze bereits umgegangen ist, bleibt der durchschnittliche Ni-Gehalt in der Regel unter 1 %oder nähert sich 1% und weist nach meiner Kenntnis keine bevorzugte
Verteilung innerhalb eines bestimmten Schichthorizontes im Eisenerzlager
auf. Anders auf den griechischen Vorkommen von L a r y m n a , wo ein
Ni-reiches Eisenerz-Basisflöz mit 2-5—5% Ni von einem mächtigeren
Ni-ärmeren Eisenerzflöz mit rund 1% Ni überlagert wird [269].

Abb. 147. Verschwemmte erzangereicherte Serpentinverwitterungskruste:
tagbau Vlakopolos bei Larymna, Griechenland.
Ni=

Nickelerz-

1—2-0 m starke „reiche" Nickelerzschicht mit 2 — 5 % Ni.

Die griechische Nickelerzproduktion aus diesem Horizont erreichte 1939 an 60.000 t.
I n L a r y m n a besteht, etwas abseits von Serpentin, richtige flözartige Verbreitungdes Oolithhorizontes zwischen Kalken — alte Landoberfläche an Basis Oberkreide.
Unregelmäßige Schwankungen, sackartiges Anschwellen der Mächtigkeit sind zwar
•euch hier verbreitet. Jüngere Ni-Mobilisationen, zu vereinzelten Reicherzfällen führend,machen sich vereinzelt im Basisflöz bemerkbar. Die Anordnung innerhalb der Eisenerzsedimentation: „Ni-reieh unten, Ni-arm oben", bei ziemlich scharf abgegrenzter, auchpetrographisch und in Festigkeitsbesehaffenheit etwas Verschiedener Ausbildung der imübrigen zusammengewachsenen, einheitlichen Fe-Erzsedimentation, ist nicht der chronologischen Reihenfolge gemäß, wie sie aus Abschwemmung der autochthonen Gebilde
zu erwarten wäre. Gegen sekundäre Anreicherung — von örtlichen Fällen abgesehen —spricht die zu regelmäßige Scheide zwischen weicherem Ni-Flöz und etwas härterem©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at572
Hangendflöz. Wahrscheinlich liegt dieser Trennung ein Aufbereitungsergebnis bei der
TJmschwemmung zugrunde *).
E i n A n a l y s e n b e i s p i e l aus dem Liegendflöz (mäßig reiches Marmeiko-Erz, analyt.
Labor Frankenstein in Schlesien) besagt: Ni 1-72, Co 0-12, S i 0 2 27-60, As 0-0, F e 2 0 3 33-34,
A1 2 0 3 19-24, CaO 1-34, MgO 3-00, C r 2 0 3 1-40, MnO 0-56, Cu 0-04, Gl. V. 9-28.
Das Larymna benachbarte Eisenerzflöz von K a r d i t s a , noch unmittelbar am Serpentinmuttergestein haftend, hebt sich im Nickelgehalt nicht über die übrigen Oolitherze
dieses unmittelbar über Serpentin gelagerten Typus ab.

Nach B. SIMMERSBACH [797] bewegt sich die Zusammensetzung
dieser und anderer um den einstigen K o p a i s s e e auftretender Eisenerze
des gleichen Typs in Gehalten von Fe...46—52%, A1,0 5 .. .6—14%,
SiO, .5—11% C r 2 0 3 . . . 2 - -3% Ni und Co...0-1—0-2%, P . . . S p u r ,S . . .0-02 bis 0-05%, T i . . .Spur bis 0-3%.
Auch von der Ägäisinsel S k y r o s ist ein ähnlicher Eisenerztyp gemeldet.
I n D r e n i c a bei Pristina, Mazedonien, liegen die Eisenoolithmassen, mehr linsenartig
oder in Taschen zusammengedrängt denn flözartig, über Serpentin unter transgredierender
Oberkreide. Ein ähnliches Vorkommen besteht bei U r o s e v a c , ein weiteres das schon
genannte von G r e c a n e bei Raduscha, beide ebenfalls in Mazedonien.
Postgosauische Tektonik h a t in einem Vorkommen nächst V e l e s in Mazedonien
ein solches oolithisches Eisenerzflöz, 3—5 m und mehr mächtig, in inverse Lagerung
gebracht. Das Flöz, am rechten Vardarufer entblößt, liegt samt Serpentin ü b e r darunter
einschiebenden Oberkreidekaiken.
Analysen des oolithischen Eisenerzes (Labor Univ. Belgrad) von
Drenica

Si02 .
Fe203
Fe . . .
Cr2Os.
Cr
A1 2 0 3 .
CaO .
MgO
Ni+Co
P
S
H20 .

7-64
80-10
53-60
1-48
5-84
0-2
0-1
(0-1—0-8Ni)
0-03
0-04
4-42

Nord Veles

16—17
40—42
einige %Orizari südw. Veles(Dr. METZ)

2-9
72-35
50-56
1-66
10-24

<0-8

0-84
0-016

1-12—l-28Ni

10-96

Von Vorkommen gleicher Art in A l t s e r b i e n sind zu nennen: Topola, Guberevac.
Aus dem B a n a t h a t F . K U D E R N A T S C H [183] Bohnerzbildungen an der Basis derKreide über Serpentin oder in Serpentinnähe beschrieben und bereits 1857 auf die Mitwirkung fließenden Wassers bei der Bildung dieser Erzsedimente hingewiesen, die neben
limonitischem Erz auch FeS 2 und Magnetit reichlich beigemengt haben.
Auch der Serpentin von K r a u b a t h in Steiermark trägt am Liechtensteiner Bergeine Kappe solchen zusammengeschwemmten Eisenerzes, Cr-haltig, aus der subtropischen,hier frühtertiären Landverwitterung des' Serpentins stammend.
I m S ü d u r a l entspricht der Typus Khalilovo (Abb. 7 in [540]) diesem Eisenerzhorizont.

In geringem Maße findet Abwanderung und Absatz der aus der Serpentinverwitterung herausgeholten und teilweise angereicherten Erz- und Metall*) I n allerjüngster Zeit erfuhr Larymna nebst anderen Nickel- und Eisenerzvorkommen
Ostgriechenlands, Bereich Lokris, eine Darstellung durch W . E . PETRASCHECK, B . u.
H . Mon. H . Bd. 96, H . 4, Leoben-Wien 1951.

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mengen, mechanisch oder in Lösungen, auch über den engeren Serpentinbereich hinaus statt. Rasch sind dem Ferntransport von Nickel Schranken
gesetzt. Auch Platin und seine Mitminerale entfernen sich nicht viel aus
dem unmittelbaren Serpentindedritus. Anders Fe und Cr, die staubförmig
als Magnetit und Chromit weitab in serpentinferne Landsedimente der
gleichen Abtragsperiode eingeschwemmt oder unter ariden Bedingungenwohl auch äolisch vertragen werden können. Fe geht auch reichlich inverdünnten Lösungen von Serpentin ab und wird in Nachbargesteinen,
besonders Kalken und Mergeln als oxydische und hydroxydische Häuteniedergeschlagen; auch s e k u n d ä r e M a g n e t i t - B i l d u n g aus wäßriger
Lösung ist bei diesen Wanderungsvorgängen möglich. (Siehe auch SPIROFF[893].)
Die auffallende Rotfärbung der Eozänsedimente A l b a n i e n s führt E. NOWACK[236] auf Fe-Lösungen aus den Serpentingebieten zurück. — Rotfärbung besonders
kalkiger Gesteine, von junger bis rezenter Fe-Abwanderung aus Serpentin herrührend,
ist eine häufige Erscheinung an Serpentinkontakten der Balkanhalbinsel und Kleinasiens, sie wurde manchmal und irrtümlich auch als echte eruptive Kontaktwirkung,als „Rotbrennen" ausgelegt.
I n Bauxiten, Kalkbauxiten des k r o a t i s c h e n H o c h k a r s t s h a t F . TUÖAN [164]stete Cr 2 0 3 -Spuren, mitunter Gehalte bis 0 - 17°/ 0 C r 2 0 3 nachgewiesen, Chromgehalte,
die zweifellos aus den nicht allzu weit entfernten Serpentingebieten zugetragen und indie kretazisch-tertiären Landverwitterungsgebilde über Kalkhochflächen eingebaut wurden.
•— Chrom als „Spurenelement" ist wohl in allen Serpentin-nahen Bauxitbildungen zu
erwarten, in den Silikatbauxiten (wozu im weiteren Sinne auch die Landverwitterungsprodukte über Serpentin selbst gehören) ebensogut wie in den Kalkbauxiten.
Der smaragd- bis grasgrüne Chromglimmer F u c h s i t (Cr-haltiger Muskowit, gelegentlich auch Biotit) ist unter den Glimmern kristalliner oder halbkristalliner Hüllgesteine
der Balkanserpentine verhältnismäßig selten anzutreffen. Etwas häufiger fiel er in
Ostbulgarien auf, im Bereich starker granitischer Durchtränkungen, die Cr aus Serpentin
in Bewegung brachten.
Anaußerbalkanischen
Beispielen
eines Cr-Ferntransportes sei
dasvon
H . S C H N E I D E R H Ö H N [792] zitierte Vorkommen des grünen Cr-Glimmers M a r i p o s i t
in den ariden jurassischen Sandsteinen der Redbeds von C o l o r a d o u n d U t a h , Nordamerika, genannt; ferner, vom gleichen Autor angeführt, das genetisch ähnliche Auftreten von W o l c h o n s k o i t , dem Cr-haltigen Tonerdesilikat der AUophanreihe, impermischen Sandstein des U r a l .
Das natürliche Kaliumehromat K 2 Cr0 4 , der T a r a p a c a i t , findet sich (G. B E R G[697]) mit Natronsalpeter zusammen in den Wüsten der H o c h a n d e n Südamerikas,
die extrem scharfe Verdunstung aufweisen.

Die Phänomene der tertiären und posttertiären Landverwitterungüber Serpentin leiten über zu den Besonderheiten in der Erscheinungsweise seiner rezenten Land Verwitterung. In jenen tropischen Serpentingebieten, wo die Reliefgestaltung seit der Tertiärzeit keine tiefgreifende
Neubelebung erfuhr und altersreife Landschaften sich entwickeln konnten,
wird sich die Kontinuität der Verwitterungsabsätze kaum unterbrochen
erweisen. Die Morphologie der Balkanhalbinsel trägt im allgemeinennoch eine Fülle jugendlicher Züge, bedeutende Reliefenergien sind hiernoch am Werke. Zwar sind die Altflächensysteme tertiärer, ja zurückgewittert auch fallweise solcher kretazischer Abtragsperioden, noch gut
und zumeist in rekonstruierbaren Zusammenhängen kenntlich — in den
weitgespannten einsamen Hochflächen der Bälkanlandschaft liegt ja ein
besonderer Reiz — aber jugendliche Talbildung, von den Senkungsfeldern
unterstützt, arbeitet an der Zerstörung der alten Formen. Der vadose
Wasserkreislauf hat oft tiefliegende Erosionsbasen. Der Verwitterbarkeit©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at574

günstig zugänglich Serpentinuntergrund hat auch der Ausweitung vonHochflächen Vorschub geleistet. Weithin dehnen sich die Serpentinhochfiächen des Zlatibor, der Ibarmasse, des Raduschamassivs. Oft sind die
Hochflächen von den jungtertiären Sedimenten reingescheuert, die rezente
Verwitterung greift unmittelbar an nackten Fels.
Die B l e i c h u n g s e r s c h e i n u n g e n der P e r i d o t i t e , besonders derdichten Dunitserpentine, im Tagbereich sind rezenter Entstehung: die
Bruchstücke von dunkelgrünem Dunit umgeben sich an der Oberfläche
mit einer von außen nach innen wachsenden, gelb verfärbten Zone, bedingt
durch Umwandlung von Ferrosilikat in hydroxydische Fernverbindung;ähnliche Vorgänge münden in oberflächliche Braunverfärbung.
M. DONATH [36] hat an Material von Raduscha in den Fe-Mengen von gebleichtem
und ungebleichtem Serpentinanteil keine Unterschiede festgestellt. ST. PAVLOVIÖ[124] untersucht die gleichen Bleichungserscheinungen vom Serpentin des Zlatibor:der Saum ockeriger, amorpher Fe-Oxyde dringt 5—6 cm vom Rande weg in die Serpentinbruchstücke ein; bei voller Überwältigung des Serpentins entsteht gelbe Ockererde, auf
Hochflächen des Zlatibor anzutreffen; u. d. M. ist das Serpentinmineral der Rinde vonfarblos in braun gefärbt, bei steigender Doppelbrechung, auch braune Überkrustungkommt zustande, die Fe-reicher, H a O-ärmer ist als der Kern.
Nachtrag: J . C. MAXWELL [919] geht den Ursachen der Gelbfärbung des Serpentins
u m Chromitmassen Neukaledoniens nach und findet, daß dieser „bleached serpentine"
keinen feinverteilten Magnetitstaub aufweist, hingegen eingeschlossene Chromitkörner
von einer opaken Magnetithaut umkrustet seien, während der grüne Serpentin durchaus
Magnetit-bestäubt wäre.

Während die rezente Oberflächenverwitterung an Pyroxenperidotiten
narbige Oberflächen hervorruft, wobei sich die widerstandsfähigeren Enstatiteoder Bronzite, auch Diallage, länger erhalten und als Knöpfe auswittern,
ist doch auch wieder an frischen Pyroxenperidotiten gerade in Hochregionen eine der K a r r e n b i l d u n g ähnliche Verwitterungsform zu beobachten.
I m Gipfelaufbau des 2000 m hohen Ostrovica Vrh bei J e z e r i n a , oberes Lepenactal
in Mazedonien, der aus frischem Pyroxenperidotit besteht, sind solche Karrenformen
auffällig.

Der r e z e n t e v a d o s e W a s s e r k r e i s l a u f in Oberflächennähe derSerpentinmassen übt seine Wirkung an Serpentingestein in gleichem Sinne
aus wie in fossiler Zeit — Magnesia entziehend. Sinnfällig tritt diese Wirkung
in den sommerlich austrocknenden Bachläufen der Serpentinmassive
beispielsweise Mazedoniens in Erscheinung, wo sich Felsuntergrund oder
Schotterbrett der Rinnsale mit weißen pulvrigen Krusten stark basischer
Magnesiakarbonate beschlagen; nach einer qualitativen Prüfung desKrustenmaterials durch das Labor Raduscha (Dipl.-Ing. F. EBNER)
lassen sich .neben wasserhaltigen Mg-Karbonaten noch Ca, Fe und AI inSpuren nachweisen. Das Mg dieser Karbonate muß zwar nicht immer
unmittelbar aus dem Lösungsangriff auf Serpentin entstammen, sondern
könnte auch über den Weg der zwischenstuflich gebildeten, leichter löslichen
Minerale der Pyroaurit-Gymnit-Hydromagnesit-Paragenese entnommen
sein. Auf die Möglichkeit, daß die letztere mit ihrer Bildungszeit nochin die Gegenwart reiche, wurde schon vorhin Bedacht genommen. Rezente
Bildung von Hydromagnesit und Aragonit liegt auch unter den Beobachtungen von H. MEIXNER in Kraubath, ist auch für Balkanverhältnissein einer Reihe von Fällen anzunehmen.

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at575: Auch unter rezenten Bedingungen kann noch eine beträchtliche Wanderungsfähigkeit
von Si0 2 bestehen (A. FERSMANN [724]).

Die tiefen, manchmal schon Kilometerlänge überschreitenden Unterbaustollen der Chromerzbergbaue, besonders jene des Raduschagebietes
in Mazedonien, haben einigen Einblick in die unterirdische Wasserwirtschaft der Peridotitmassive gebracht, die unter Wirksamkeit tief liegender
Erosionsbasen stehen: Karst-ähnliche Durchlässigkeit, Wasserstau anden Schieferkontakten, Übergußquellen und karstähnliche Bachaustritte
nebst Kluftquellen, Wassersammlung in kluftreichen Bezirken bei weitgehender Trockenhaltung der übrigen Massivteile, langsame Wasserpassage
durch muldenförmige Massivteile usw. Dementsprechend wirken auchdie rezenten Lösungsvorgänge. Alte Kluftsysteme, mit Magnesit oderGymnit verheilt, sind in der Regel schon von der Wasserpassage verlassen,
außer Dienst gestellt, mit Magnesiaopal erfüllte Klüfte da und dort nochwasserführend, meist sind aber junge Kluftsysteme die wassertragenden
und stehen z. T. noch mit dem Absatz der Pyroaurit-Gymnit-Paragenese in Beziehung.
Ausbildung von G a n g n e t z w e r k c h a r a k t e r junger Mineralabsätze
in Serpentingestein könnte also, was die mechanische Leistungsfähigkeit
des v a d o s e n Wasserkreislaufes betrifft, auch diesem zugeschrieben
werden.
Hier ist der Hinweis bemerkenswert, daß bei der unbestritten terrestrischen,athermalen Bildungsweise der Bauxite in den tieferen Zonen der Bauxit-Lagerstätten
nach H. S C H N E I D E R H Ö H N [792] ebenso Imprägnationen und Durehaderungen desNebengesteins mit Bauxit nichts ungewöhnliches sind.

Zu den geologischen Vorgängen, welche mit der rezenten Serpentinverwitterung verbunden sind, gehört auch die Bildung der Serpentinschuttdecken, Serpentinschutthalden, schließlich der S e r p e n t i n b ö d e n .
Letztere, meist kiesel- und eisenreich, kalkarm, in Ton angereichert, haben
je nach dem Grad ihrer Aufschließung immer noch beträchtliche MgGehalte. Vielfach erscheinen sie in Form von mageren Rotböden. Ihre
Beziehung zum Pflanzenkleid fand im Abschnitt zur Petrographie derPeridotitgesteine einen kurzen Hinweis. Einzelheiten der Serpentinbodenbildung sind in dieser Arbeit nicht Gegenstand der Untersuchung.
Die r e z e n t e S c h u t t b i l d u n g über Serpentin der Balkanhalbinsel
ist über kahlem Gelände von besonderer Intensität und infolge derperiodisch wirksamen starken Abspülung immer von neuem belebt. Voraneilend den Nachbargesteinen werden dadurch im Serpentingelände früher
reife, gerundete Landschaftsformen erzielt, Verebnungen, Terassenbildungenbevorzugt entwickelt.
Der fortschreitende Abtrag der Serpentingebirge bringt auch C h r o m i t a n h ä u f u n g e n in diesen unter den Hammer der Abtrags Wirkungen.
Chromit bleibt hiebei in der Hauptsache Chromit und als solcher wandert
er zerstäubt, in Pulverform, durch Bäche und Flüsse ins Meer. So gesehen
ist die geochemische Laufbahn seines Chromgehaltes eher eine disperse alszyklische, wie letztere dem Chrom im allgemeinen durch W. VERNADSKY[616] beigelegt wird. Haben hydrothermale ZersatzVorgänge und tropischeLandverwitterung über Serpentinoberflächen an der Substanz der in ihrem
Wirkungsbereich vorhandenen Chromitvorkommen wenig zu rühren vermocht — bekanntlich haben in Neukaledonien Lagerstätten der reichsten

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Chromerze der Welt die Umwandlung des unmittelbar sie einhüllenden
Serpentingesteins zu rotem Lateritton unversehrt überstanden — so bringt
auch die rezente Verwitterung in der Hauptsache nur m e c h a n i s c h e
Z e r s t ö r u n g , Abtransport, Zerstreuung oder fallweise auch Wieder einsammlung von Chromit zustande, bevor er endgültig ins Meer abwandert.
Spektroskopischer Nachweis von Cr in Erdöl (und Meerwasser) von A. MAUCHEB.
in: Die Entstehung der Passauer Graphitlagerstätten, Chemie der Erde, 10. 1936.—
Ferner zur Frage der Fernwanderung von Cr: N E W H O U S E [762], Hegemann [847 a ] .

Wo der fortschreitende Abtrag der Serpentinmassive Chromitlagerstätten an die Oberfläche bringt, kann es, besonders in Gebirgsgegenden,zu Schutthaldenanhäufungen von C h r o m i t kommen, bedeutenden
Lagerstättenumfang darin verkörpernd.
Ein solches Beispiel h a t G u l e m a n im armenischen Taurus geliefert, wo an die felsig
auswitternden massiven Chromerzkörper ausgedehnte Schutthalden und Streufelder
von Chromit angeschlossen waren, die über 40.000 t reiche Chromerzausbeute einbrachten.
I n viel kleinerem Maße sind ähnliche Gebilde auch auf der Balkanhalbinsel angetroffen
und auch ausgebeutet worden.
Der seltene Fall einer B e r g s t u r z l a g e r s t ä t t e von Chromit wurde im ersten Teildieser Darstellung von K l o s in Mittelalbanien geschildert.

Chromitanhäufung
inSeifen,bauwürdige
Schwemmanreicherungen von Chromit treten auf der Balkanhalbinsel und in Kleinasien völlig zurück, sind aber in tropischen Chromerzgebieten nicht selten.
In den Chromerzseifen oder diesen benachbart, wäre auch bevorzugt die
sekundäre Konzentration etwa vorhandener P l a t i n g e h a l t e der Peridotitgesteine zu erwarten, nach dem Beispiel des U r a l , wo eine natürliche
Aufbereitung des Serpentindedritus im Zuge der Abschwemmvorgänge
zu bedeutenden Pt-Seifenlagerstätten führt; Chromit erscheint in diesem
z. T. sogar noch in Oktaederform.
Seltene und wenig bedeutende Fälle von Chromerzseifen werden von O r s o v a an
der Donau gemeldet. Vereinzelt fanden sich ausbeutbare Ansammlungen von Chromitgeröll in diluvialen Schottern des R a d u s c h a - M a s s i v s in Mazedonien.
Die P l a t i n f r a g e auf der Balkanhalbinsel wurde schon in den Abschnitten I I I und I V
einer Betrachtung unterzogen. Systematische Untersuchungen sind noch ausständig.
Die schwierige, Erfahrung fordernde Bestimmung kleiner Pt-Gehalte in Gesteinen u n d
Lockerprodukten, sei es durch Analysen oder Waschproben, wirkt hemmend auf die Ausführung verläßlicher Untersuchungsarbeit im Felde. Pt-Gehalte der diluvialen und aluvialen Goldseifen Serbiens, etwa des Timokgebietes Ostserbiens,. sind bisher unbekannt,
obwohl die ehemaligen Zubringerflüsse auch basische Massive durchkreuzten. Auch
die Serpentin-abhängigen Fe-Oolitherze mit ihren Fe-, Cr-, Ni-Konzentrationen könnten
unter Umständen als Pt-verdächtig angesprochen werden. Bekanntlich ist P t in Abessinien
in lateritischen Zersetzungsprodukten des Peridotits und nur in diesen angereichert.
(VON ZUR M Ü H L E N [612].)

VIII. Zusammenfassender Ausblick in einige Gesamtprobleme
der irdischen und kosmischen Peridotit- und Chromerzgeologie.
Es war seit je das Bemühen aller, die sich mit Fragen der Serpentingeologie eingehender befaßten, eigene Beobachtungen in Serpentingebieten
weltweit umschauend mit den andernorts erkannten geologischen Bedingnissen dieser Massengesteinsvorkommen in Vergleich zu setzen und daraus
allgemeingültige Erkenntnisse zu gewinnen. Die weitgehende Gleichartigkeit©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at577
gewisser geologischer als auch im besonderen petrographischer Erscheinungenan Peridotitserpentinvorkommen und an den von ihnen getragenen Chromitausscheidungen — in dieser Gleichartigkeit die Verhältnisse anderer
plutonischer Gesteins- und Erzvorkommen übertreffend — drängt zu
solchen Vergleichen:
Schon 1894 h a t A. LACROIX [467] für die Beurteilung der Kontaktverhältnisse
an den Pyrenäenserpentinen zu regionalem Betrachten dieser Phänomene ausgeholt,ähnliches zu gleicher Zeit E. W E I N S C H E N K [453] für die ostalpinen Serpentine desVenedigergebietes getan. E . SUESS [811] stellte im „Antlitz der E r d e " die Phänomene
der Grüngesteine bereits in weiter Schau unter einheitliche Betrachtung. Später haben,um nur zu den wichtigsten in diesem Rahmen zu beachtenden Arbeiten Stellung zu
nehmen, G. STEINMANN [805] für den Ophiolithgürtel des engeren Mediterrangebietes,
nach ihm F . KOSSMAT [751] für den erdumspannenden Ophiolithgürtel des mediterranen Systems die Betrachtungen weitergeführt.
I n Amerika h a t 1926 W. N. BENSON [696 a] in geologisch-tektonischer Zusammenschau einen Einteilungsversuch des weltweit in Erscheinung tretenden basischen Magmatismus unternommen (ausführlich referiert bei B U R R I - N I G G L I [907]).

Aus den Einsichten in die Balkanserpentingeologie heraus dünkt es michallerdings, als würde die bedingungslose Vermengung der Peridotit-SerpentinFragen mit jenen anderer häufig in ihrer Gesellschaft befindlicher, aber auchunabhängig von diesen in noch bedeutenderem Ausmaße in Erscheinung
tretender Grüngesteine („Ophite" im französischen Sprachgebrauch, imdeutschen Sprachgebrauch häufig ,,Ophiolithe" genannt), darunter auch
die Effusiva Diabase, Melaphyre, Spilite usw. begreifend, alles zusammen
unter den Dachbegriff eines „Ophiolithproblems" gestellt, die Kernfragenum das Serpentinproblem in den Hintergrund drängen. Diese Fragen
Hegen vor allem in der Ergründung der magmatischen Geschichte dieses
Massengesteins, seiner Rolle im Bildungsgang der Erdkruste und seinem
Anteil am Bau des Erdinnern. Auch die gerade in den letzten Jahrzehnten
mit Vorliebe geübte stratigraphisch-tektonische Betrachtungsweise derSerpentinprobleme hat vorzeitig zu Folgerungen, etwa des Serpentinalters,
geführt, welche diese Kernfragen nicht immer in das richtige Licht rücken.
Auch H. H. HESS hat sich gegen das unpassende Zusammenwerfen der Grüngesteinsfragen gewendet, ebenso sind andere Stimmen dagegen lautgeworden.
Mit Bedacht wurden in den vorhergehenden Abschnitten des zweiten
Teiles dieser Arbeit die Phänomene an Balkanserpentin und Balkanchromit
auch bereits fallweise im Spiegel weltweiter Erfahrung der Serpentingeologie zu betrachten versucht und entsprechende Beispiele gegenübergestellt. Unter den wesentlichsten Ergebnissen der Untersuchung balkanischanatolischer Serpentin- und Chromvorkommen wurde das Vorhandensein
innerer Zonengliederung der Peridotitkomplexe und ihr zugeordnet die Ausbildung bestimmter Typen von Chromerzlagerstätten besonders herausgehoben, ferner dargetan, daß in Beurteilung der Altersfrage dieser Peridotitvorkommen die eigenen Beobachtungen und Schlüsse ganz allgemein in
Richtung vormesozoischen, u. zw. paläozoischen Intrusionsalters hinzielen.
I n n e r e r Z o n e n b a u der P e r i d o t i t m a s s i v e , Entfaltung peridotitischpyroxenitisch-gabbroider Gesteinskomplexe in geordnetem Lagenbau, ist
nicht nur den Balkanvorkommen eigentümlich, sondern, wie im Abschnitt IV
ausführlicher dargelegt wurde, eine fast als Regel gültige Erscheinungsformder ultrabasischen Massive überhaupt. Auf die Häufigkeit synkliner Bauform
der Lagenstockwerke solcher Massive hat H. CLOOS [713] hingewiesen.
Jahrbuch G. B. A., Sonderband 1, 2. Teil

22

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Die M e t a l l a n h ä u f u n g e n , voran Chrom als Chromit —• auch das seltenere
P l a t i n und seine Mineralgesellschaft, letzteres am Balkan bislang nochvermißt — stehen mit der petrographischen und räumlichen Ausbildung
der Lagenstockwerke in unmittelbarer Beziehung.
Die A l t e r s f r a g e der P e r i d o t i t s e r p e n t i n e auf der Balkanhalbinsel
und Anatolien, aber auch anderer Serpentingebiete unterliegen widerspruchsvollerer Beurteilung. Die Ursachen wurden aufgezeigt. Der Schluß auf
vormesozoisches Alter der Balkanserpentine forderte bereits zu Vergleichen
mit den unmittelbar benachbarten Serpentingebieten der Alpen und
Karpathen heraus, in der Hauptsache bereits unter Abschnitt V erörtert.
Werden einige weitere Stellungnahmen zur Altersfrage der Alpen-KarpathenSerpentine angefügt und im Anschluß daran eine Reihe der wichtigstenübrigen Peridotitgebiete der Erde (hiezu Tafel X) auf das Intrusionsalterder Serpentine hin überblickt, kommt ziemlich klar zum Ausdruck, wie sehrdie p e r i d o t i t i s c h e n I n t r u s i o n e n w e l t w e i t im P a l ä o z o i k u m i h r e n
l e t z t e n H ö h e p u n k t und, fast allgemein, auch ihren Abschluß gefunden
haben, während der effusive Diabasvulkanismus noch weiter darüber hinaus
in jüngere Zeitepochen reichen und zur Gesteinsbildung der KieselschieferHornstein-Radiolaritformation in ursächliche Beziehung treten kann.
In den Ostalpen vertritt F. ANGEL [370] für die Gleinalmserpentine,
in deren Kranz auch Kraubath gehört, präkarbones bis karbones Alter.
Die Serpentine der H o h e n T a u e r n [372—377] werden von ihm, wenigstenszu großem Teil, den Altkristallinserien zugerechnet, sofern sich aus diesen
nicht noch metamorphe paläozoische Elemente herauslösen lassen werden.
Gabbroide Massengesteine haben in der paläozoischen G r a u w a c k e n z o n eeinige Verbreitung, eng verbunden mit den dort viel reichlicher auftretenden
Diabasen, im einzelnen von H. P. CORNELIUS [398, 402], A. HAUSER[412—415] und anderen untersucht. Diese Basite sind in der Hauptsachefür paläozoische Elemente zu halten.
Hornblendegabbro findet sich bereits als Geröll in der Werfener Breccie auf der
Kotsohlschneid bei Veitsch in Steiermark, unverformt, so daß H . P . CORNELIUS auf
noch variszische, vortriadische Gabbrointrusion schließt. Demgegenüber ist ein anderes
benachbartes Gabbrovorkommen im Werfener Schiefer, ob nicht doch tektonisch eingebracht (CORNELIUS, HAUSER), noch unklar. Der basische Effusivvulkanismus
reicht aber in den Ostalpen — analog dinarischen Verhältnissen — noch in das Mesozoikum
herein. H . Z A P F E [459] findet Diabas in Werfener Schiefer der Dachsteinsüdwand,H . P. CORNELIUS ([402] aus 1950) ein spilitisches Gestein mit der blauen Alkalihornblende Arfvedsonit aus Deditrus des Werfener Schiefers bei Puchberg am Schneeberg,
N Ö . ; A. H A U S E R [415] weist Diabasdurchbrüche im Gutensteiner Kalk nach,
M. R I C H T E R [434 b] in der Trias des Karwendel.
I m Absehn. V S. 476 (betr. Serpentinalter) sind bereits einige Bemerke über ostu n d westalpine Serpentine vorangesetzt. — R. S C H W I N N E R (Z. D. G. G., 81. Bd., 1929)
bindet die Koralmeklogite ursächlich an die algomanische Orogenese.

In den Westalpen steht das Problem des Serpentinalters seit langem unterdem Zeichen der großtektonischen Seriengliederung, an Einzelheiten der
Serpentinfrage wird fast ausschließlich von den Vorstellungen des Deckenbaues herangegangen. So fruchtbar diese Vorstellungen für die Erfassung
der räumlichen Gliederung und des Bildungsganges der Alpen und allerähnlichen Gebirge sich erweisen, für den Serpentin, welchem in diesen Vorstellungen nicht viel mehr als die Rolle eines passiven stratigraphischtektonischen Elementes zugewiesen erscheint, haben sie wenig neue Erkenntnis seines ursprünglichen Gesteinsschicksales, kaum eine unbefangene©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at579
Beurteilung seines magmatischen Intrusionsalters erbracht. Seine große
tektonische Willfährigkeit hat beigetragen, die Spuren seiner Frühzeit
zu verwischen. Serpentin ist in den Westalpen fast ausschließlich Glied derpenninischen Serien (ausgenommen die Zone von Ivrea usw.), mesozoisches
Alter ist für ihn dort sozusagen Postulat.
R. STAUB [442] versuchte zwar, dem Serpentinproblem neue Klarstellungen abzuringen, doch die Altersstellung mit mesozoisch, jurassisch, scheint für ihn entschieden.
Von den Westalpen h a t L. K O B E R [748, 862] die gleichen Vorstellungen in die Ostalpen
herübergebracht. Ihnen ordnet sich auch A. P I L G E R [432] unter und verfolgt von den
Dinariden her die drei Stammgeosynklinalzonen der Alpen als Ophiolithzonen. H . P .
CORNELIUS [401], der bei seinen Kartierungsarbeiten in der E r r - J u l i e r g r u p p esich um die Probleme der Engadinserpentine aufs eingehendste bemüht, spricht sichlange nicht mehr mit der raschen Sicherheit des Deokentektonikers zugunsten mesozoischen
Alters der Serpentine dieser penninischen Deckenglieder aus, sondern hebt die Tatsache
hervor, daß eine auffällig wiederkehrende Berührung der Serpentine mit Anteilen zweifellos
vormesozoischer Kristallinserien stattfinde. — H . B E A R T H [389] befindet für die Diabaseder S i l v r e t t a voralpidisches Alter. — Nach NOVARESE [431 c] gehört die Ivreazone
zum Seenmassiv, h a t voralpine Struktur, ist vormesozoisch, hercynisch.

In den Westkarpathen, wo die tektonischen Einheiten der Ostalpen
wiederzuerkennen sind, hat F. KORDIUK [421] für die slowakischen
Serpentine triadisches Alter annehmen zu müssen geglaubt; aber dieÖrtlichkeit um D o b s c h a u ist wenig geeignet für eine Beweisführung, daunter außerordentlich gestörten tektonischen Verhältnissen sowohl Trias
als Paläozoikum an den Serpentin herantreten.
Auch aus der Eigenart des Erscheinens von Serpentin in den Deckenund Schuppenzonen des Apennin ist kaum Gesichertes für seine Altersstellung herauszuholen. G. STEINMANN [805] war sich dessen bewußt,
immerhin glaubt er eine ältere vorpermische, z. T. altpaläozoische Serpentingesteinsserie von einem jüngeren, auch deckenhaft gesonderten mittelkretazischen Serpentinkomplex altersmäßig trennen zu können; in den
beiden Hauptdecken des Apennin, Toskaniden und Liguriden, sei die erstere
und tiefere, aus Perm, Trias, Neokom und Eozän bestehend, ophiolitharm,
während die überlagernde Decke der Liguriden Serpentin, Radiolarit und
Unterkreide enthalte. In den Pietri verdi von Piemont würden sich alte
und junge Serpentingesteine vermischen. — Leider steht mir wenig an
originaler italienischer Literatur zu Gebote. L. KOBER [748] sieht in den
Grüngesteinsserien von Kalabrien ein penninisches Fenster, hingegenbetont W. v. SEIDLITZ [796], wie sehr der Apennin mehr Schuppenland
als Deckenland sei, von Mylonitzonen, also Lockertektonik beherrscht.
I m Verband des Apennin-Serpentins mit Archaikum, Trias und Eozän spiegelt sichwahrscheinlich keine Altersfolge wieder, sondern nur sein tektonisches Schicksal. Gerade
in den jüngeren Formationen wird der Serpentin zum „Klippenserpentin"; er ist nachW. v. SEIDLITZ nicht autochthon, sondern bei häufig brecciöser Beschaffenheit lrnsenartig in die umgebenden Schiefer eingebettet und so zu langen Schollenzügen gereiW.
Die Flyschgestemsserie des Apennin, auch mit Radiolarit und verschiedenen Grüngesteinsvorkommen ausgestattet, ist vielfach ein tektonischer Mischkomplex, dessen
Analyse noch keineswegs nach allen Bestandteilen hin klargestellt ist; ähnlich wie auf
Cypern und Kreta scheinen auch hier paläozoische Anteile nicht ausgeschlossen zu sein.

Für die Serpentine von Elba ist ebenso hochgradige Tektonik einer
Altersbestimmung wenig günstig; die von M. LOTTI [478] als Kontaktmetamorphose gegenüber Eozängesteinen betrachtete Mineralsprossung
ist für „Reaktionsparagenese" verdächtig. K o r s i k a ist nach W. v. SEIDLITZ Deckenland, Serpentine erscheinen innerhalb metamorpher Gesteins-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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Serien verschiedener tektonischer Einheiten, denen auch Paläozoikum nicht
fehlt.
I m benachbarten S a r d i n i e n spielen zwar Serpentine keine Rolle, doch h a t von hier
T E I C H M Ü L L E R (cit. STILLE [807]) eine kräftige vorordovicische, postkambrische
Orogenese nachgewiesen!

Für die Serpentine der Pyrenäen hat es wohl den Anschein, als wäre
hier der Altersentscheid „liassisch" bereits ein endgültiger: seit den
klassischen Studien von A. LACROIX 1894 [467], welcher aus dem Kontaktbereich dieser Serpentine zu unterjurassischen Schichten eine ausgeprägte
metamorphe Gesteinsumprägung und Mineralisation der letzteren beschrieb,
wurde das liassische Alter der lherzolithischen Intrusionen als gesichert
hingenommen. Ich habe im Abschnitt V, S. 442, nachdem ich mich in die
LACROIXsche Originalarbeit vertieft hatte, zu zeigen versucht, daß auchfür diese Altersbestimmung keineswegs das letzte Wort schon gesprochen
sein dürfte, und neuere Erfahrung an Metamorphose und Tektonik in
Serpentinbereichen, für diesen Abschnitt der Pyrenäen angewendet, auchhier manche Grundlagen der älteren Schlußbildung überprüfenswert machen.
Skapolith und Turmalin — neben Amphibol, Biotit, Orthoklas, Albit usw. die auffallendsten „Kontaktminerale" der pyrenäischen Lherzolithe — an sich dem ultrabasischen
Magma fremd, fehlen nicht den Kontakten der Diabase und sonstiger Ophite, aber auchnicht den eng benachbarten, j a sich mit den der basischen Gesteinen oft überkreuzenden
Reaktionsräumen jüngerer postophiolithischer Granite. Tektonische Einwirkung an
Serpentinkontakten, schon A. LACROIX aufgefallen, müssen in das Licht neuerer
tektonischer Erforschung der Pyrenäen gestellt werden. Beispielsweise sind aus denProfilen der Nordpyrenäen von R. B U X T O R F [462] überhaupt n u r tektonische Kontakte
der Serpentine zu entnehmen. Phänomene möglicher tektonisch-metamorpher Reaktionsgesteinsbildungen an Serpentinkontakten, zu Zeiten von A. LACROIX' der petrographischen Auffassung noch fremd, müssen aus solchen echter Kontaktmetamorphoseherausgelöst werden. Orthit (Allanit), durch LACROIX im Kontakthornfels des PyrenäenLherzoliths nachgewiesen, spräche bei Führung pleoehroitischer Höfe im Sinne der
STARKschen Erfahrungen (Abschnitt V) zugunsten vormesozoischer Zeit — Permokarbon — der Intrusion. Die Tatsache, daß Gerolle von Lherzolith in der „Basalbreccie"
des Oberjura bereits enthalten sind, erinnert ja völlig an ähnliche Verhältnisse der Balkanhalbinsel. Die Gesteine unterhalb dieser Basalbreccie, für die Metamorphoseeinwirkung
seitens des Lherzoliths in Betracht kommend, für Lias gehalten, sind zu erheblichem Teil
kristalline Gesteine unsicheren Alters, Kalke und Glimmerschiefer. Daß vereinzelt
Skapolithisierung auch noch in fossilführenden Oberjura hinaufreicht, macht ebenfalls
hinsichtlich Herkunft und Zeit der Skapolithisierungsmetamorphose stutzig. — Denpostophiolitischen Graniten nachfolgend, kommt in gleichem Räume der Pyrenäen auchnoch jüngerer Basaltvulkanismus zum Durchbruch, mit alkalireichen Basalten u n dTescheniten.

Nach A. WURM [475] stecken Serpentinlinsen pfropfenartig im antiklinal gestauchten Keuper S p a n i e n s , also auch hier steht das tektonische
Moment im Vordergrund. Für das Serpentinalter bedeutsame Daten aus
den entsprechenden Gebieten des marokkanisch-algerischen A t l a s g e b i r g e s ,wo Ophiolithverbreitung bekannt ist, sind mir nicht an Hand.
Aus den übrigen Mediterrangebieten sei vorerst kurz noch einmal auf
K r e t a , R h o d o s und, dort beachtlich Cr-führend, C y p e r n aufmerksam
gemacht, deren Serpentine in tektonisch hochbeanspruchten Gebirgsausschnitten aufscheinen und vielfach, oft auch nur einseitig, an flyschartige
Gesteinsserien gekettet sind, aus denen gerade in letzter Zeit auch noch
Paläozoikumhinweise entdeckt wurden.
Auch in S y r i e n sind die Lagerungsverhältnisse der Serpentine nicht
eindeutig genug, um aus ihnen eine gefestigte Stellung in der Altersfrage©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at581
beziehen zu können. Ähnlich wie in den Pyrenäen erhebt sich auch hierausgedehnter basaltischer Vulkanismus über den Räumen des älteren
Peridotitzyklus.
I n den Gebirgsbausynthesen, die M. B L A N C K E N H O R N [594 u. a] von Syrien
entwickelt, bleibt der Serpentin eher ein tektonisch-stratigraphisches Attribut. Gefaltete
Radiolarite und Kieselschiefer fehlen den syrischen Grüngesteinsserien nicht. L. F I N C K H[560] tritt 1898 der Magmengeschichte der Peridotitgesteine etwas näher und kommt
zu dem auffälligen Schluß: der Gabbro sei im Mittelpliozän intrudiert, Schichten dieser
Epoche bereits überdeckend, während Serpentin sich in Gerollen bereits im Eozän findet.
Wenn nach F I N C K H die syrischen Serpentine jegliche Begleitung durch kristalline
Schiefer vermissen lassen, so zeigt die Neuaufnahme der Berührungszone des Libanon
mit dem Taurussüdrand durch L. D U B E R T R E T 1936 [558] auch vormesozoische Schichten
an Serpentin absetzen. Vertikalgliederung, also erkennbarer Lagenbau der Gesteinedes basischen Zyklus Peridotit-Pyroxenit-Diorit läßt unmittelbare Verwandtschaft mit
den Taurusserpentinen vermuten. Die Auffassung jungtertiärer Gabbromtrusion fandich bei D U B E R T R E T nicht mehr vertreten, doch wird von ihm aus beobachteten Überlagerungen des Mesozoikums bis in Kreide hinauf durch Serpentin, auch aus Serpentin„apophysen" in Kreide, auf endkretazisches Alter der Serpentinintrusionen geschlossen[558]. Sind aber nicht auch hier t e k t o n i s c h e Überlagerung, wie nicht selten auf
der Balkanhalbinsel, tektonische Apophysen, das Zutreffendere ? Die Häufigkeit tektonischer B r e c c i e n b ü d u n g im Bereich der Serpentingesteine des Libanon wird auch von
D U B E R T R E T im besonderen betont. — Von der Gegend um L a t t a k i a und D a m a s k u ssind aus den syrischen Serpentinen Chromerzvorkommen angezeigt.

Aus dem Mediterrangürtel Europas heraustretend, fällt der Blick zunächst
auf die Serpentine Mitteldeutschlands und der böhmischen Masse, in beiden
Gebieten sind sie C h r o m e r z führend. Die Serpentine Schlesiens mit der
Chromerzlagerstätte T a m p a d e l , kristallinen Gesteinsserien angeschlossen,sind paläozoisch und dem variszischen Bau eingegliedert; im H a r z folgennach ERDMANNSDÖRFER die Olivinnorite und Peridotite in ihrer
Anordnung dem variszischen Faltungsdruck und sind als jüngere Massengesteinsfolgen des variszischen Orogens zu betrachten. Der ausgedehnte
Diabasvulkanismus des mitteldeutschen Paläozoikums, im Lahn-DillGebiet jüngst durch E. LEHMANN [511] eingehend und in neuartiger
Auffassung studiert, hat nach S. v. BUBNOFF [706] die variszische Gebirgsbildung vorbereitet. — Die Serpentine der böhmischen Masse mit ihren
Vorkommen in B ö h m e n , M ä h r e n und N i e d e r ö s t e r r e i c h , sind zumeist
kleinere Knöpfe in hochkristallinen Serien, oft von Eklogit begleitet, vonhochmetamorphen Reaktionsrändern umgeben; sie sind Abkömmlinge
alter, vormesozoischer, wahrscheinlich vorpaläozoischer Intrusionen. Die
Serpentine des niederösterreichischen Waldviertels im besonderen sitzen
in einer stark durchbewegten Migmatitzone, deren granulitisches Magma
jünger ist als das der basischen Gesteine (L. WALDMANN [897]). — Auch
C h r o m i t l a g e r s t ä t t e n sind aus einzelnen mährischen Vorkommen bekanntgeworden. Hortonolith-Dunite aus Böhmen haben tschechische Forscher
namhaft gemacht (F. SLAVIK [523]), ferner sind Diamanten aus dem
Eklogit führenden Serpentin von Dlaschkowitz in Böhmen (ESKOLA[694], S. 365) bekanntgeworden; damit ist Annäherung an einen Anorogentypus dieser Peridotitintrusionen wahrscheinlich gemacht.
Über die Serpentine Skandinaviens, auf der Insel H e s t m a n d ö in den
L o f o t e n und bei R ö r o s im mittleren Norwegen niit*Chromerzanhäufungenversehen, äußert sich H. BACKLUND (cit. HAUSEN [493]), sie seien schon
vor den großen kaledonischen Schubbewegungen in recht tiefe Niveaus dergeosynklinalen Sedimentfolge eingedrungen. DU RIETZ [496] spricht
von unterordovizischem Alter der Serpentine Nordschwedens.

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Die Peridotite der S h e t l a n d I s l a n d s , im NO Schottlands, etwas
Chromit führend, sind nach FR. C. PHILLIPS [517] einem Gesteinsgrundgerüst von Paragneis mit Kalken und Quarziten angeschlossen.
Beziehung zum Magmatismus der Plateaubasalte (basaltähnliche Randfazies — porphyrischer Olivmbasalt als Bandfazies des Peridotits der Insel Skye — h a t J. N. BOWEJf[701] festgestellt) rücken die Peridotite der Inseln an der W e s t k ü s t e N o r d s c h o t t l a n d s( S k y e , R u m ) aus dem Bezirk rein orogenetischer Peridotitentwicklung heraus.
Hier handelt es sich bereits um die tertiäre, vorwiegend basaltische T h u l e p r o v i n z
des archaitischen Schildes, Nordirland, Hebriden, Faröer, Island, J a n Mayen und Grönland umschließend. Mehrfacher Umschlag basisch-sauer, Alkali-Einschlag, zeichnen dieses
riesenhaft ausgebreitete Vulkanareal aus. — Von Kaersut auf Grönland haben
K. D R E S C H E R und H . K R U E G E R [645] einen Peridotitgang beschrieben, Kreidesandstein durchbrechend, von alkalireichen Aplitapophysen begleitet.
Nachtrag: Die reiche englische Literatur über den britischen Anteil dieser Plateaubasaltprovinzist in dem Werke B U R R I - N I G G L I [407] ausführlich dargestellt und benützt,wobei die genetischen Fragen dieser Eruptivabfolge (Differentiation, „contaminatedrocks" oder beides) diskutiert werden.

Die G i r v a n - B a l l a n t r a e Serpentine an der W-Küste des m i t t l e r e n
S c h o t t l a n d s sind nach J. G. C. ANDERSON [499] während der Arenigzeit
in die kaledonische Geosynklinale eingedrungen, die dort unter ihren
Sedimenten auch Radiolarien-Kieselgesteine aufweist.
Die Intrusion der peridotitischen Gesteine des Glen Fyne Eruptivkomplexes in Schottland gehören dem Devon, old red, an (S. R. NOCKOLDS[515 a]).
Die perlschnurartige Aufreihung der großen und vielfach chromreichen
Serpentinmassen in der NS-Achse des Ural entspricht in ihrem Verlauf
der alten paläozoischen Anlage dieses Gebirges.
Gleich wie die großen Massen der Granite, Syenite, Alkaligesteinskomplexe usw.
gehören auch die Peridotite nach den Forschungen der russischen Geologen dem permokarbonen orogenen Magmazyklus des Ural an, ihr Alter unter- bis mittelkarbon. Die
alpidische Neubelebung des uralischen Orogens kam nur an die Flanken dieses Gebirges
heran, mit nach außen gerichteten Überschiebungstendenzen seines Mesozoikums, derGebirgskern blieb nur wenig hievon berührt. Hier zeigt sich also die alte, durch Sima
verheilte meridionale Naht noch ziemlich unzerstückelt erhalten.

Für die Peridotitserpentine des Kaukasus hegt A. G. BETEKHTIN[556] die Auffassung, ihre magmatische Intrusion habe Eozän durchbrochen, mit dessen Kalksteinen sie vermittels endomorpher Kontaktfelsbildungen in Berührung stünden.
Gerade die letzteren, Talk- und Listwänitfelse, Ophicalcit-ähnliche Bildungen, kennzeichnen aber in erster Linie dynamometamorphe Phänomene. Anzeichen echter Kontaktmetamorphose an den eozänen Kalksteinen scheinen zu fehlen, so daß auch dort der Verdacht auf rein tektonische Kontakte der Serpentine noch nicht entkräftet erscheint.

Die Einspannung der Serpentine in die intensivst bewegten Schuppenzonen der Iraniden Persiens läßt von dort kaum erwarten, daß vom magmatischen Intrusionsakt der Peridotite unanfechtbare Zeugen überliefert
worden wären. Sowohl Paläozoikum als Mesozoikum nehmen am Aufbau
der Decken- und Schuppengebiete Persiens Anteil. Wir haben schon bei
Guleman in Hocharmenien gesehen, im ersten Teil der Arbeit dargestellt,
wie exzessive Durchschuppung in diesen Gebirgsabschnitten es vermag,
Einzelstockwerke zonengegliederter Peridotitmassen als Schuppenspäne
dem Peridotitmassiv zu entreißen.
Die Serpentine von A n a r e k in Mittelpersien, mit Chromspuren, stehen — eine Schilderung der Aufschlüsse verdankte ich seinerzeit einer brieflichen Mitteilung von Berg-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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Ingenieur M. MACZEK, Salzburg — mit kristallin gewordenen Sedimentgesteinen in
unmittelbarem Verband: kristalline Kalke von paläozoischem Habitus, Phyllite, Chloritund Albitphyllite usw. E s besteht aber auch Verknetung mit weniger metamorphen
Schichten. Hippuriten-Oberkreide nimmt auch hier die gleiche Stellung ein, transgressiv
über Serpentin, wie auf der Balkanhalbinsel.

Gegenüber den Altersproblemen der Serpentine Indiens reichen meine
Unterlagen nicht recht aus, sie auch nur in vorsichtiger Weise kritischabzuleuchten.
F ü r die chromreichen Serpentine von B e l u t sc h i s t a n , die den Gebirgsketten desalpidischen mediterranen Orogen angehören, h a t C. MAHADEVAN [571] ausgesprochen:
Peridotit älter als Oberkreide, also wäre die Alterseinschränkung von jünger her ingleichem Maße wie etwa in Mazedonien wirksam. I n N o r d a f g h a n i s t a n würde nach
H . H A Y D E N (cit. K O S S M A T [751]) eine spätmesozoische Ophiolithformation (nurDiabase ?) neben einer älteren basischen Intrusivserie bestehen, die aber immerhin auch
als nachpaläozöisch betrachtet wird. Die Serpentine der Archaiden V o r d e r i n d i e n s ,von Mysore u. a., liegen nach MAHADEVAN, E . K R E N K E L [568] u. a. in hochkristallinen
Schichten.

In neueren Forschungen begründete Stellungnahme zur Frage desSerpentinalters auf Vorkommen der S u n d a i n s e l n , J a v a , S u m a t r a ,B o r n e o , Celebes usw. stehen mir zur Zeit nicht zur Verfügung, auch nur
wenige Angaben in dieser Richtung über die Serpentinvorkommen aus
dem übrigen O s t i n d i e n . Sämtliche dieser Vorkommen sind in den Bau
der jungen Gebirgsbögen eingefügt, die im Sunda-Archipel ihre Scharungfinden: der auf B o r n e o einmündende Zug J a p a n - P h i l i p p i n e n und dienach Java zustrebenden, den australischen Schild im 0 umrahmenden
Inselgebirgsketten N e u s e e l a n d - N e u - G u i n e a . Serpentine sind in ihnen
allen ausgiebig vertreten, Chromreichtum ist mäßig. Eine pipe-artige
Peridotit-Breccie in Süd-Borneo ist nach KOOLHOVEN (cit. HESS [741])
Diamant führend. Erst auf den Philippinen und in Neukaledonien bergen
die Peridotitmassen bedeutende Chromitanhäufungen.
Über die Lagerung der Chromitserpentine auf den Philippinen undSchlüsse auf ihre Altersstellung ist noch wenig bekannt geworden; diemetamorphen Gesteinsserien als Verbandsgesteine des Serpentins sind nach
F. X. SCHAFFER [787] noch posteozän gefaltet worden.
Neukaledonien ist eingehend studiert. Die französischen Geologen
J. DEPRAT, M. GLAESSER [578], M. PIROUTET [584, 585] u. a. habensich dieser Forschungsarbeit, mit dem Serpentinproblem in seiner Mitte,angenommen, zuletzt hat O. WILCKENS [589, 590] eine übersichtliche
Zusammenfassung in deutscher Sprache gegeben. Ni- und Cr-Reichtum
der Serpentine waren für das gesteigerte geologische Interesse maßgeblich.
Nachweis bedeutender Überschiebungstektonik auf Neukaledonien läßt auch hierdie Frage nach dem Alter der Peridotitintrusion in anderem Licht erscheinen als es dieersten geologischen Aufnahmen sahen. Allerdings h a t schon GLAESSER auf große
Störungen und Überschiebungen aufmerksam gemacht. Das Phänomen von Kontaktmetamorphose beschränkt sich auf die als solche ausgelegte angebliche Frittung von
Eozänkalken an Serpentinkontakten. Weniger hervorgehoben wird die Tatsache, daß derSerpentin auch mit altpaläozoischen Schichten, z. T. auch mit G l a u k o p h a n führenden,
mäßig kristallinen Schiefern in enger Berührung steht. Fossil führende Oberkreide überSerpentin wurde jüngst von Alb. H E I M und A. J E A N N E T [579] beschrieben.

Cristobal und Guadalcanal der Salomonen-Gruppe sind Peridotitinseln.
Von Japan sind Serpentine bekannt, nur wenige Chromerzlagerstätten.
F. X. SCHAFFER [787] erwähnt das Vorkommen permokarbonischer©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at584
Diabas-Hornstein-Sehichten sowie, daß jungpaläozoische Faltung einer
mesozoischen vorausging.
Auch in Neuseeland (0. WILCKENS [589, 590]) ist noch paläozoische
Faltung nachweisbar; die Serpentine stehen benachbart zu Marmoren und
Hornblendeschiefern, auch gesichertes Paläozoikum ist vertreten, jüngerer
Basalt entfaltet sich reichlich; kleinere Chromerzlagerstätten werden von
Neuseeland als auch von T a s m a n i e n genannt, dessen Serpentine mit
Quarzit im Liegend und Granatzoisitamphibolit im Hangend für präkambrischgehalten werden (KOECHLIN, Tsch. Min. Petr. Mitt. 1914).
Die ultrabasischen Gesteine sind nicht allein auf die jungen Kettenberge
der australischen Inselumrahmung beschränkt, sondern treten auch auf dem
australischen Kontinent selbst in Erscheinung, sowohl in den paläozoischgefalteten Gebirgen des 0 (Neusüdwales), die jung belebt, im gleichen
Streichen verlaufen, wie die Gebirgsketten der Inseln, aber auch in den zu
größtem Teil archaisch gebauten Anteil des W, welcher die Hauptmassedes australischen Schildes zusammensetzt.
F ü r den Serpentingürtel in Neusüdwales, Australien, hat W. N. BENSON" [374, 575]
hercynisches Alter der Serpentine dargetan und den Verband von Spilitlavagestem m i t
devonen Radiolarit-Kieselschiefern hervorgehoben; im übrigen ist das Devon mit
Quarziten, Sandsteinen und Rifikalken entwickelt. — I m W Australiens durchzieht ein
Serpentinzug das Goldfeld von K a l g o o r l i e (THOMSON [587]).

Die alte Landmasse von Afrika, nur an der NW-Ecke, im marokkanischalgerischen Atlas, von den Faltenwellen des mediterranen Orogens gestreift,birgt gleichwohl auch außerhalb des jungen Faltengürtels gewaltige Bestände
an ultrabasischen Gesteinen und mit ihnen Chromerzvorkommen, die zu
den reichsten der Welt gehören. Der Anorogentypus der Peridotitentwicklungen ist hier zum Teil scheinbar in klassischer Weise verkörpert,
erstreckt sich auch auf die Chromitvorkommen mit ihren Flöztypen, dochwurde im Abschnitt V gezeigt, wie Orogen- und Anorogentypus der ultrabasischen Gesteinsentfaltung durchaus keine Scheidewand in der magmatischen Entstehungsgeschichte — und auch nicht in der Altersfrage derIntrusionen — bedeuten müssen, sondern beide Typen die Tendenz zur
Entwicklung von magmatischem Lagenbau zum Grundgesetz haben. Immer
mehr öffnet sich heute an Kenntnis über paläozoische und ältere Gebirgsstrukturen, welche die afrikanische Scholle durchziehen (E. K R E N K E L[865]). Sind auch die Peridotitareale mit diesen in einen Rahmen zu bringen ?
Die Peridotitvorkommen von Ä g y p t e n , A b e s s i n i e n , G r e a t D y k e und
B u s h v e l d in Rhodesien, T r a n s v a a l sind in eine meridional verlaufende
Reihe schlichtbar, der jungen Grabenbruchzone Ostafrikas eng benachbart.
Liegt hier nicht schon eine alte, bis in die jüngste Zeit nie völlig vernarbende
Erdwunde vor, in ihrer ersten Anlage Peridotitintrusionen den Aufstieg
ermöglichend ? Schon an früherer Stelle dieser Arbeit (Abschnitt V) wurde
angedeutet, wie das zum Mittelmeer gerichtete Ausstreichen dieses PeridotitAstes, noch schärfer betont für die Grabenbruchzone des Roten Meeres, zur
paläo-dinarischen Peridotitnarbe der Värdarzone hinzuweisen scheint.
Diese Serpentinmassen Afrikas sind mit alten kristallinen Gesteinen verknüpft. Der basische B u s h v e l d k o m p l e x ist prädevon in algonkische
Gesteinsserien eingedrungen und vollzieht an ihnen Kontaktmetamorphose(A. L. HALL [597—599], F. SCHNEIDERHÖHN [616], DU TOIT [622]usw.). •— Der Peridotitserpentin von Togo an der W-Küste Afrikas mit

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beträchtlichen Chromerzanhäufungen, steckt in gefaltetem Kristallin, dasnach L. KOBER [861] einem wahrscheinlich paläozoischen Gebirgsstamm
angehört, der vom Atlasgebirge quer durch die Sahara nach Süden reicht.
Die Altersprobleme der Serpentinvorkommen beider Amerika bieten
sich mit unterschiedlicher Sicherheit in ihrer Beurteilung dar. Für den
A p p a l a c h e n g ü r t e l , von Neufundland, Quebec, bis zum Unterlauf
des Mississipi reichend, ist das Alter der in ihnen in langen Linsenreihen
auftretenden Serpentine unbestritten. Nach B. T. DENIS [640] intrudierten
die Serpentine, häufig Chromerz führend, als auch die etwas jüngeren Diabasein ordovicische Schichten zur Zeit vermutlich des Unterdevons, sie verkörpern einen — hier nicht gerade frühen — basischen Magmatismus derpaläozoischen Geosynklinale und erleiden mit dieser zusammen den spätpaläozoischen Zusammenstau. — Wie das Alter des S t i l l w a t e r c o m p l e x
in Montana aufgefaßt wird, dessen Peridotite nach H. H. HESS [741] einer
basaltischen Differentiation entsprangen, stehen mir Angaben nicht zur
Verfügung. Nach G. P. MERILL [672] sind Asbest führende "Serpentine,
mit Diabaslagen verknüpft, im G r a n d C a n o n von Arizona entblößt. Die
Serpentine im südlichen A r k a n s a s und von T e x a s stellt zwar H. STILLE[685] in die tiefere Oberkreide; Diamant führende Peridotitschlote sind unter
diesen bekannt geworden wie auch solche in B r i t i s c h K o l u m b i e n . Aberhier, wie in den R o c k y M o u n t a i n s , in K a l i f o r n i e n und A l a s k a , wo
ebenfalls kleinere Chromerz führende Serpentinzonen bestehen — in
Kalifornien ist auch die Radiolaritformation festgestellt — sind paläozoische
tektonische Bauelemente aufs engste mit jenen der jungen Kordillieren
verflochten. Das gilt auch noch im Sfür den A n t i l l e n b o g e n , der auf den
Inseln Kuba, Haiti usw. bedeutende Serpentinmassen in Erscheinung stellt.
Der Peridotit im Vulkankrater der Antilleninsel Reunion (A. LACROIX,
cit. in G. G. S. SANDBERGs „Ist der Gegensatz von Tiefengestein gegenüber
Ergußgestein berechtigt?" Leiden 1943) ist vielleicht nicht primärvulkanischer Natur, sondern dem alten Gebirgsgerüst entnommen. Die Serpentinmassive von K u b a haben nach ST. TABER [686] ein Hüllgebirge vonmetamorphen Schiefern und Kalken, Paläozoikum und Älteres einschließend.
Die C h r o m e r z v o r k o m m e n von K u b a schildert H . H . HESS — wie ich es seiner
brieflichen Mitteilung aus 1946 danke — als geschlossene, ungefügig-eckig gestaltete
Derberzmassen, mit nicht mehr als 4 0 % C r 2 0 3 im Durchschnitt erreichend. Die Erzmassen sind durchsehwärmt von Gabbropegmatitgängen, frei von letzteren erweist sichdas pyroxenperidotitische Nebengestein, so daß sich darin die Chromitlagerstätten wie
Fremdkörper ausnehmen. —• Nach der Mitteilung von C. B U R C H A R D [635] haben
Chromitlagerstätten in K u b a auch Olivingabbro als Muttergestein.
R. W E Y L [689 a] findet variszische Bauelemente im Antillenbogen belegt.

In der andinen Zone S ü d a m e r i k a s spielen Serpentin und Chromerz
keine Rolle. Ein initialer Magmatismus der Anden weist nach H. STILLE[685] nur Diabase und Melaphyre auf und ist jünger als Trias. Von den
wenigen bekannt gewordenen Serpentingebieten der kontinentalen Schildmasse Südamerikas, wohl ausschließlich paläozoischen Faltungsstücken
zuordenbar, werden ganz vereinzelt Chromerzvorkommen genannt, beispielsweise aus den Staaten M i n a e s G e r a e s und B a h i a in Brasilien, ferner solche
in präkambrischen Serpentinen der Sierra di Cordoba, Argentinien (GARCIA CASTELLANOS T. [647 a]). Der jüngere basische Vulkanismus Brasiliens
ist nach H. STILLE triadischen Alters und hat plateaubasaltischen Typ.

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Der voranstehende Streifzug durch die Serpentinprobleme der E r d e in
R i c h t u n g auf die Altersfrage der peridotitischen Intrusionen versucht
bereits die Scheidung aufzuzeigen zwischen Vorkommen von Peridotitserpentin, für welche die Auffassung des Intrusionsalters als ziemlich
gesichert gelten darf — es betrifft fast durchwegs vormesozoische Peridotitserpentine, paläozoische u n d ältere — u n d jene Peridotitvorkömmen,
für welche die Argumentation des Intrusionsalters oft mehr auf tektonischstratigraphische Vorstellungen aufgebaut ist denn auf Beobachtungen, wie
sie sonst für das Schlüssigwerden über den Zeitpunkt plutonischer Durchbrüche gefordert werden müssen.
Die Einreihung so vieler Peridotitserpentinvorkommen, ja schier nach
Zahl u n d Umfang des überwiegenden Anteiles a n solchen, in den erdumspannenden Gebirgsgürtel der Kreide-Tertiärzeit ist selbstverständlicheine gültige u n d stets auffällige Tatsache. W i r d aber das Auftreten der
Ultrabasite in den jüngeren Faltengürteln der E r d e , wo sie immer n u rabschnittsweise in ihnen stecken, breite peridotitfreie Lücken belassen,
im einzelnen geprüft, so dürfte sich wohl immer zeigen, daß die ultrabasischen Gesteine dort, j a n u r d o r t ihr Auftreten h a b e n , wo unzweifelhafte Elemente des älteren paläozoischen oder a u c h vorpaläozoischen
Gebirgsbaues in die junge Orogenese einverleibt sind. Näher besehen,stehen d a n n die Serpentine nur mit Schichtgliedern dieses älteren Gebirgsbaues in Lagerungsverhältnissen, die einigermaßen als ursprünglich anerk a n n t werden können, alle übrigen Berührungen des Serpentins mit
mesozoischen u n d jüngeren Gesteinsserien, soweit dieselben nicht transgressiv über Serpentin greifen, sind ausgesprochen tektonische K o n t a k t e .
Das k o n n t e für die Lagerungsbedingnisse der Serpentine von Balkanhalbinsel u n d Anatolien immer u n d immer wieder erwiesen werden. Auch
für die Alpen ist dies unzweifelhaft der Fall, nicht minder für den Uralu n d wahrscheinlich auch für die Pyrenäen. Werden die Arbeiten nachgesehen, welche an das Serpentinproblem der übrigen weiten Teile deskretazisch-tertiären Gebirgssystems enger herankommen, scheint mirüberall, soweit ich zur Zeit Einsicht fassen k a n n , ein Ähnliches durchzublicken: Serpentin n u r dort, wo auch Paläozoikum oder älteres in den
jungen Gebirgsleib eingeknetet ist, es sei denn, d a ß die junge Orogenese
in selektiver A r t Serpentin, zur Fernverfrachtung besonders geeignet,
unter Anzeichen bedeutender Störungen u n d Mylonitbildungen weitab
in Serien rein mesozoischer u n d jüngerer Zusammensetzung eingeschleppt
h a t , wie etwa im Apennin. U n t e r dem Schleier der tektonischen P h ä n o m e n e ,welche neben echtem stratigraphischem F u n d a m e n t den weitgespannten
regionalen Vorstellungen vom jungen Gebirgsbau ihr hauptsächliches
Gewicht leihen, blieb das Problem des Serpentins als Intrusivkörper inden meisten Fällen verdeckt.
I s t es schon in nicht zu seltenen Malen geschehen, d a ß Paläozoikum
der jungen Faltengebirge übersehen, lange Zeit als metamorphes Mesozoikum
oder gar noch Jüngeres ausgelegt wurde, so sind die Schwierigkeiten auchnicht gering, dort wo Paläozoikum vorliegt immer zugleich auch die Hinterlassenschaft etwa vorhandener p a l ä o z o i s c h e r Gebirgsbewegungen unterden sich oft durchkreuzenden F ä h r t e n der jüngeren Orogenesen herauszufinden. Nicht einmal von dem gut studierten Gebirge der Alpen h e b tsich im Stande der gegenwärtigen Erkenntnis schon überall ein klares©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at587
unangefochtenes Bild vom Anteil paläozoischer Gebirgsbildung a b ,tektonische Linien als auch Metamorphosen stehen vielfach noch im Widerstreit der Meinungen ob ihres Entstehungsalters. Sofern nicht klastische
Horizonte zu Hilfe kommen, ist es oft deshalb schwierig, den Flächenspuren alter Tektonik im paläozoischen B e s t a n d des jungen Gebirges nachzugehen, da sich dieselben vielfach von den jüngeren orogenetischen
Kräften frisch belebt erweisen. N e o p a l ä i d e n n e n n t L. K O B E R [861]solche Gebirge, die zwar keine Marksteine mesozoischer Bedeckung tragenmüssen, doch zweifellos eine Regeneration der Gebirgsbewegung zu
mesozoischer Zeit erfahren haben. Der neopaläidische Anteil innerhalb
der kretazisch-tertiären Kettengebirge der Erde, der Vergitterungsraumälterer, paläozoischer u n d jüngerer Tektonik der alpidischen K e t t e n ist
wahrscheinlich ein viel ausgedehnterer als er in den heutigen Gebirgsbausynthesen der Einzelabschnitte noch jeweils zum Ausdruck k o m m t .
Die Serpentine der Alpen, soweit Intrusionsmomente u n d nicht ausschließlich tektonische Abschleppung in Frage kommen, lassen, wie bereits
vorhin gesagt, in erster Linie Zusammenhänge mit paläozoischen Bauelementen, m i t paläozoischer Metamorphose u n d Tektonik erkennen.
Desgleichen die Serpentine der Balkanhalbinsel u n d wohl auch die Anatoliens.
Gelingt es einmal, die Interferenzgebiete paläozoischer u n d junger Gebirgsbildung aus dem Wirkungsfelde der kretazisch-tertiären Orogengürtel
schärfer herauszuscheiden, so wird sich vermutlich zeigen, daß die Serpentinvorkommen im allgemeinen auf diese Interferenzgebiete beschränkt bleiben,stets den p a l ä o z o i s c h e n Kernelementen des jüngeren Gebirgsbaues
anhaften. (Unter gesondertem Gesichtspunkt sind natürlich immer jene
Gebiete zu betrachten, die Serpentin als reine Einschleppungen, Aufschürfungen älteren Untergrundes erweisen.) Erst d a n n wird es möglichsein, dem E n t w u r f einer S e r p e n t i n w e l t k a r t e einen tieferen Sinn zu
geben. F . KOSSMAT [751] h a t ein solches Kartenbild bereits vorgeschwebt,
in welchem sich die N a r b e n früher Geschichte der Erdkrustenbildung
spiegeln m ü ß t e n . D e n Versuch eines solchen noch im Vorstadium befindlichen Entwurfes habe ich in Tafel X gewagt.
Die eigenen Erfahrungen u n d Schlüsse, a n den Serpentinvorkommen
der Balkanhalbinsel gewonnen, möchten diese Ultrabasite als Glieder
der paläozoischen Geosynklinale betrachten, als Bestandteile der „paläodinarischen Z o n e " , wie H . S T I L L E [221] den paläozoischen S t a m m der
Dinariden bezeichnet. Schlecht s t i m m t dazu, wenn sie dort auch den„initialen" Magmatismus verkörpern sollen, sofern ein solcher bestanden
h a b e n m u ß oder nicht schon in den älteren Diabasen u n d Grünschiefernsich erschöpft h a t . Denn die Schlüsse auf die Intrusionszeit der Serpentine
h a b e n auf Abschluß des Paläozoikums, auf Permokarbon, hingezielt.
Der Umfang des erkennbaren Anteiles paläozoischer Orogenese im
R ä u m e der jungen Kettengebirge ist nach den Forschungen der letzten
J a h r z e h n t e eher i m Wachsen begriffen. I m Mediterrangebiet haben F . KOSSMAT, nach ihm S E I D L I T Z u. a. die älteren B a u s t r u k t u r e n beachtet,
S T I L L E sich diesen nicht verschlossen. Wiederholt wurde allerdingsvon diesen Forschern, L. K O B E R unter ihnen, hervorgehoben, wie mit
dem J ü n g e r w e r d e n der Orogenese, von den Kaledoniden an der Wende
Silur-Devon, den Hercyniden im P e r m o k a r b o n bis zu den Alpiden der©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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Kreide-Tertiärzeit jeweils die jüngeren Gebirgsbewegungen nach S Raum
gewännen über die älteren hinaus. Doch scheinen weite Abschnitte derjungen Gebirgsketten den Paroxysmus ihrer Bewegungen noch innerhalb
des variszischen Orogens oder knapp am Rande desselben erlebt zu haben.
So bezeichnet L. KOBER [861] das Himalayagebirge genau an der Stelleerwachsen, wie vor ihm die paläozoischen Falten. Die Pyrenäen haben
gemengten, alpidischen und älteren Baustil. Die Kordilleren Nordamerikas
sind mit paläozoischen Bauelementen vermischt. Alle diese Tatsachen
darf auch die Lösung des Serpentinproblems dieser Gebiete nicht unbeachtet lassen.
Die weltweiten Vergleiche in der Altersfrage der Peridotitintrusionen
kommen also trotz aller Einschränkungen, durch den ungenügenden Standder Einzelerkenntnisse begründet, nahe an die Feststellung heran: die
E n t f a l t u n g p e r i d o t i t i s c h e r G e s t e i n s z y k l e n als I n t r u s i o n e n
aus dem Erdinnern, weltweite Geschehen umspannend, h a t
m i t d e m E n d e des P a l ä o z o i k u m s in der H a u p t s a c h e i h r e n
A b s c h l u ß g e f u n d e n . Späterer basischer Vulkanismus beschränkt sichauf Diabase oder Peridotite erscheinen noch als untergeordnetes Anhängsel jüngerer Basalteffusionen.
Es könnte den Anschein haben, als würde eine solche Feststellung dem A k t u a l i t ä t s p r i n z i p in der Geologie widersprechen. Dem ist sicher nicht so. Der enge Rahmen inder Auffassung des Aktualitätsprinzipes, welcher die Frühzeit der Geologie einfaßt, istlängst gesprengt (siehe u. a. die Arbeiten von G. G. S. SANDBERG 1943). Eine viel
dehnbarere Bedeutung wohnt heute diesem Prinzip inne, etwa in dem Sinne: das Inventarium der geologischen Kräfte ist zu aller Zeit dasselbe, doch Intensität und Wirkmöglichkeiten schwanken, können sich extrem steigern oder völlig ersterben, beide steheneben auch unter Entwicklungsgesetzen. Daß auch diese nicht immer fließend sind und
im Gange der kosmischen Entwicklung schon gar nicht sein können, das lehren nicht
zuletzt gerade die in jüngster Zeit erzielten Fortschritte in der Mikrophysik: an einer
gewissen Kleinheit der Materie angelangt, offenbaren sich zu jeder Zeit an Katastrophismen mahnende Unstetigkeiten in Naturvorgängen •— verschiedene Energiestufen
der Atome — Quantensprünge.

Die unmittelbaren Ursachen, welche zum Zusammentreffen eines Ausschnittes der Diabasförderung mit der Ausbildung der K i e s e l s c h i e f e rH o r n s t e i n - R a d i o l a r i t - F o r m a t i o n führen, stehen schon etwas außerhalb der Fragen, welche dem eigentlichen Peridotitproblem anhangen.
E s sei hiezu auch auf H . H. HESS ([739] S. 248) bezogen, welcher die in Europa schon
fast als Regel angewendete Verquickung des Serpentinproblems mit den Fragen DiabasKieselschiefer-Radiolarit-Fazies, alles zu einem Ophiolithproblem verquickend, fürunpassend (uriconveniently) empfindet.

Der Frage nach der M a g m e n a b k u n f t p e r i d o t i t i s c h e r G e s t e i n s k o m p l e x e , ob Selbständigkeit dieser Magmen bestanden habe, also die
Entfaltung der Serpentingesteine aus Magmen erster Ordnung geschöpft
hat, oder ob die Peridotite und die ihnen verwandten Gesteine stets n u r
der Differentiation aus großen basaltischen oder intermediären Magmenreservoiren ihre Existenz verdanken, hat sich, nicht zu geringstem aus
feldgeologischen Befunden heraus, eine einheitliche Beantwortung bisher
verschlossen: völlige Abkehr regional ausgedehnter Peridotitvorkommen
von synchronen basaltischen Effusionen einerseits, was beispielsweise
für die Balkanperidotite, aber auch für eine Reihe Peridotitvorkommen
ohne betonte Beziehung zu Gebirgsgürteln zutrifft, anderseits basaltische
Randfazies von Peridotitkomplexen, wofür N. L. BOWEN von der Insel

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Skye in Schottland ein Beispiel anführt, nebst anderem Beobachtungsmaterial, läßt Deutungen nach beiden Richtungen offen und scheint fürjeden Einzelfall seine Entscheidung zu fordern. Immerhin gewinnen dieAnschauungen, welche die Existenz eines primären Peridotitmagmas
bejahen, auch von mineralogisch-petrographischef Seite her Boden, unter
anderem von dem serpentinerfahrenen H. H. HESS der Princeton
University vertreten.
In den bezüglichen Abschnitten wurde gezeigt, wie der O r o g e n t y p u s
der Peridotitgesteinsentwicklung, mehr die Selbständigkeit peridotitischer
Magmenförderung verkörpernd, in seinen inneren Baugesetzlichkeiten
sich grundsätzlich nicht unterscheidet von dem sogenannten A n o r o g e n t y p u s des gleichen Magmas, der fallweise Züge der basaltischen Differentiationsvorgänge an sich trägt, eine strenge genetische Scheidung
der beiden Typen wird also nicht offenbar. Schwache Hinneigung beider
Typen und ihrer Effusiva zum Hervorbringen alkalireicher Restschmelzen,
mitunter in weiterem Sinne auch Beziehung zu Alkaligesteinskomplexen,
kann im Einzelfall bestehen. Das Auftreten pipeartiger Nachintrusionen
von Peridotit, Diamant und Platin führend, meist in basische Gesteinskomplexe hinein, zeichnet zwar im besonderen die Anorogenvorkommen
des Peridotits aus (Südafrika), ist aber auch auf orogenen Peridotitgebieten(Arkansas, Borneo) nicht ausgeschlossen.
Ob s y n t e k t o n i s c h e Intrusion der Peridotite vorliegt oder jeweils
ihre Intrusion in Zeiten orogenetischer Ruhe stattfand, rührt wenig an
die Grundfragen der magmatogenen Bedingnisse. Ein und derselbe Gebirgsgürtel kann in der, einer gleichen Epoche zugehörigen Reihe seiner PeridotitSerpentinvorkommen solche aufweisen, die unter allen Anzeichen vonpressendem Außendruck ihre Platznahme vollzogen — die Chromerz
führenden Serpentinmassen des Grubengebietes S a r a n o w s k a y a im
mittleren Ural sind hiefür ein Beleg — und wieder andere — das benachbarte K r a s n o u r a l s k im Mittelural — die ungestört von einseitigem
Gebirgsdruck richtungslos erstarren konnten.
Das Auseinanderhalten
syntektonischer
Scheinintrusionen,
also derPhänomene rein tektonischen Eindringens der Serpentine in Sedimenthüllen, von den
Vorgängen echter intrusiver Platznahme peridotitischer Magmen wird immer eine
wichtige u n d viel Erfahrung fordernde, auch nur bis zu gewissen Grenzen leistbare Aufgabe des Serpentingeologen bilden. Bewegte Kontakte werden j a in den Serpentin,
bereichen der Orogengürtel i m m e r vorliegen, in der Bewertung dieser Bewegungen fürAnalyse u n d Deutung von Gebirgsbau und etwaiger Intrusionen nahe an das naturwahre
Maß heranzukommen, ist die wesentliche Aufgabe.
Unter den Erscheinungen, welche meines Eraehtens aus der Beweisführung zugunsten
junger syntektonischer Peridotitintrusion auf den I n s e l b ö g e n (Antillen, Sundainseln)herauszuhalten sind, ist das Zusammengehen von S c h w e r e a n o m a l i e n mit Peridotitvorkommen und Inselbogenstruktur. H . H . HESS [740] hebt einen solchen Zusammenhang hervor. Aber sind denn die Schwereanomalien nichts anderes als der letzt überlieferte Ausdruck großer, sehr jugendlicher Schollenbewegungen, in denen die Peridotitmassen längst nur mehr passiv mitspielten ?

Die Rolle der basischen und ultrabasischen Gesteine als Keimträger
späterer Orogenesen in der Tiefe der Geosynklinalen hat eine erst nochin vielem zu klärende Bedeutung. Die Wirksamkeit dieser Gesteine als„ i n i t i a l e M a g m a t i t e " in diesem Sinne erfährt von H. STILLE, welcher
diesen Ausdruck prägte, allerdings schon scharfe Formulierung, wobei
auch nichtbasische Gesteine in dieser Begriffsfassung eingeschlossen seinkönnen. Auch P. NIGGLI sehließt sich an: „die initialen Magmen der©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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Bewegungsepochen sind durch basische oder schwach atlantische (alkalireiche) Magmentypen gekennzeichnet". R. STAUB hat eine ähnliche
Auffassung seinen Alpensynthesen unterlegt. Nach den Vorstellungenvon VENING-MEINEHS und H. H. HESS würde durch Niederbeugen
der Sial-Schicht in den Geosynklinalen, Beiseiteschieben des darunter vermuteten Basaltsubstratums, Anschluß an das Peridotit-Sima gefunden
werden.

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Abb. 148. Vorstellung nach H . H . HESS [741, Fig. 1],
Kurve der Schwerkraftanomalien, erklärt durch das Niederbeugen der leichten oberen
Erdkruste.

Damit ist an die Vorstellungen über den B a u des E r d i n n e r n angeknüpft, wo dem Peridotitproblem eine bedeutende Bolle zugewiesen erscheint. Bekanntlich haben Geochemie und Geophysik im Verein mit
der Meteoritenkunde in den letzten Jahrzehnten die Vorstellungen überdie Zusammensetzung und den Aufbau des Erdinnern auf neue Grundlagen gestellt. Übereinstimmende Feststellung von tiefhegenden Unstetigkeitsflächen in gewissen Abständen erdeinwärts von der Oberfläche, ausdem Verhalten der Fortpflanzung seismischer Wellen abgeleitet, habeneine s p r u n g h a f t e Änderung im Dichteaufbau des Erdinnern dargetan.
Anderseits wurden aus den geophysikalischen Konstanten der Erde, ausden Gesetzen des Peinbaues der Materie, Verteilung, Bindung und
Wanderung der Elemente, aus Hüttenkunde, schließlich aus Meteoritenkunde
und Vergleichen aus der allgemeinen Kosmogonie bestimmte Schlüsse fürden Aufbau des Erdinnern gezogen.
Nach den Darlegungen von GOLDSCHMIDT, GUTENBERG, TAMS,WASHINGTON u. a. habe — bereits verfeinerte Darstellungsversucheseien hier nicht berücksichtigt — die äußerste Silikatkruste der Erde mit
spez. Gew. 2-7—3-3 eine Mächtigkeit von 20 bis 60 km, unter den tiefen
Meeresböden fast ausdünnend; darunter folge die Sima-Kalotte mit spez. Gew.

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3-5—4, 1800 lern dick, etwa als Peridotitschale verwirklicht oder nochaufgespalten in eine äußere Gabbro- und Peridotit- und eine innere Eklogitschale; nächst tiefer liege die Sulfidoxydsphäre mit spez. Gew. 5—7, einer
Mächtigkeit von 1700 hm; den Erdkern bilde eine Nickel-Eisenkugel mit
spez. Gew. 9—11-5 und einem Radius von 2900 km.
Zwar sind gegen diese Vorstellungen in jüngster Zeit von K U H N und RITTMANN[754] Einwendungen erhoben worden, sie betreffen aber weniger die Silikatschalen als den
innersten R a u m des Erdballes, Oxysulfidsphäre und Eisenkern umfassend, welcher
nach diesen Forschern von gleichartiger Solarmaterie erfüllt sei, in diesen R a u m habesich sozusagen der Urzustand der Erdmasse zurückgezogen, die dort zu einem Drittel
aus H 2 , im übrigen aus Mg, Fe nebst etwas S i 0 2 bestehe. Der geologischen Seite desPeridotitproblems h a t diese abgeänderte Vorstellung wenig an und braucht darum
hier nicht mehr zu R a t e gezogen werden.
Nachtrag: I n geophysikalischer Auswertung (K. J U N G , H . R E I C H [857 a]) der
Großsprengungen in Deutschland 1947/48 wurden für das Profil Alpenrand-Helgoland
neue Werte für die Tiefenlage der vermutbaren basischen Kalotten des Erdinnern gewonnen; die Laufzeiten der seismischen Wellen ergaben bei Füssen im AUgäu für die
Gabbrozone nur 20 km Tiefe, für das Peridotitsubstratum 30 km Tiefe.

Wie auch die Schlüsse im einzelnen über den Erdinnenbau aussehen,
immer handelt es sich, zumindest was die Abgrenzung und Beschaffenheit
der einzelnen Sphären betrifft, den G e g e n w a r t s s t a n d der E r d e zu
ergründen, der sich als Folge ihrer Altersentwicklung eingestellt hat. Vom
schlierigen Zerfall des zu einem Urmagma sich bindenden Glutballes bis
zur Ausbildung eines anscheinend wohlgeordneten Sphärenbaues reicht
ein langer, auch heute nicht abgeschlossener Entwicklungsgang. Abkühlung, Verdichtung und Schrumpfung unter Begleitung von magmatischen
Strömungsvorgängen, damit in Zusammenhang ihre Auswirkung inmechanische Gesetztheiten, Veränderung der Umdrehungszahl mit Zunahme des spezifischen Gewichtes und damit Rückwirkung auf das Mitspiel im kosmogonischen Kreislauf, sind die primitivst aufzählbaren unterden Bildungsfaktoren der Erdentwicklung.
Die äußerste Silikatschale der Erde repräsentiert, wie ja auch nochin historisch-geologische Vergangenheit und in die Gegenwart fortgesetzt,
ein l a n g s a m e s Wachstum, nicht so, daß ihr von Anfang an das volle
Schlackenäquivalent des flüssigen, sich entmischenden Glutballes entsprochen hätte. Bei der Vormacht von Mg und Fe in den äußeren Bereichen
der Magmenkugel im Zuge der ersten Scheidung, ist es wahrscheinlich
und hüttenmännischer Erfahrung nicht entgegen, daß die U r s c h l a c k eeine schwere war, daß also die Peridotitschale nackt an der Oberfläche
lag. Der Urperidotit brauchte nach dem Gegenwartsverhältnis von Dicke
der leichten Silikatkruste zur Dicke der Peridotitschicht nur um ein geringes
saurer gewesen sein als der Durchschnitt unserer Gegenwartsperidotite;
erst aus Urperidotit als Zwischenstufe der Saigerung sei die extrem saure
Schlacke — ähnlich wie Gabbropegmatite in Peridotitmassiven — hochgestiegen und habe sich als Sial-Kruste an die Peridotitschale der Erdeangelegt.
Im Zuge der weiteren magmatischen Entwicklung, Beginn der Erstarrungsvorgänge, überhaupt im Laufe des Alterns der Erde, wandern
die Grenzen der Gesteinssphären langsam erdeinwärts. Vermutlich ist
die Ausbildung einer basischen Zwischenschicht an der Grenze von hochbasischer Peridotitschale und äußerer Silikathülle, etwa anfänglich aus©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at592
D i a b a s bestehend, der später mehr und mehr von B a s a l t verdrängt
wird, erst im Zustand einer gewissen Reife des Erdzustandes entstanden.
In die Frühzeit des vollmagmatischen Alters der Erde fällt nun, vielfacher wissenschaftlicher Wahrscheinlichkeit nach, ein gewaltiges undgewaltsames Ereignis: die A b l ö s u n g des E r d m o n d e s v o n der E r d e .
Eine Reihe namhafter Forscher von Seite der Astronomie, Physik undGeophysik sind für diese Erklärungsweise der Mondexistenz eingetreten
und haben in sorgfältigen Rechnungsvorgängen der mechanischen Seite
dieses Problems nahe zu kommen versucht. Vor unlanger Zeit (1936)
hat R. SCHWINNER von geologischer Seite, aber auch ein breites
physikalisches Wissensgebiet beherrschend und selbst eingreifend in die
mathematische Behandlung dieses Problems, unter kritischer Sicht derbisher geleisteten Erklärungsversuche in dieser Richtung, die Mondablösung, vermutlich im Pazifik-Areal der Erde und letzten Endes in
Katastrophenform unter „tumultarischen" Bedingnissen vor sich gegangen,als die wahrscheinlichste These für die Entstehung des Erdmondes bejaht.
Die Besonderheit der mechanischen Beziehungen des Mondes zur Erde gegenüber
allen übrigen Satellitensystemen ähnlicher Art hat R. SCHWINNER [887] dem bezüglichen Abschnitt in seiner physikalischen Geologie einleitend vorangestellt. Das Band
Erde—Mond ist auch heute noch ein so enges, daß Abstammung des Mondes von derErde in der natürlichen Entwicklungslinie liege.
Einige der grundlegenden, gegenwärtigen M o n d d a t e n seien kurz hier wiedergegeben,u m das Problem lebendiger vor Augen zu rücken (auch die Abb. 149, das Größenverhältnis Erde—Mond in Beziehung zum „Pazifik-Loch" zeigend, dient in diesem Sinne): Der
Monddurchmesser mit 3470 km beträgt zwei Siebentel des Erddurchmessers, der Rauminhalt des Mondes ein Fünfzigstel von jenem der Erde. Die Entfernung des Mondes vonAbb. 149. Größenverhältnis Erde und Mond.
Größte und große Meerestiefen (schwarz und punktiert) im Pazifik und Indik als fragliche„Siallöcher".

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der Erde beträgt 30 Erddurchmesser, ein verschwindendes Entfernungsverhältnis ankosmogonischen Maßstäben. Die mittlere Monddichte ist mit etwas über 3-2 errechnet,
also ungefähr das Maß, welches dem Außenteil der Peridotitschale der Erde zugedacht
wird. Das Gleichmaß der R o t a t i o n s z e i t des Mondes (um seine der Erdachse naheparallele Achse in nicht ganz 28 Tagen) mit der U m l a u f s z e i t des Mondes um die Erde,bewirkend, daß letztere immer die gleiche Mondhälfte zu sehen bekommt, wird auf die
Erühzeit der Mondentwicklung zurückgeführt; in seinem feuerflüssigen Zustande h a t die,,Gezeitenreibung" den Ausgleich von Rotations- und Revolutionszeit des Mondes als
notwendigen Gleichgewichtszustand herbeigeführt. Heute gibt der erstarrte Mond eineähnliche abgeschwächte Wirkung in den Gezeiten der irdischen Meere zurück.

R. SCHWINNER hat für den mechanischen Vorgang der Mondablösung, bzw. für dessen Vorbereitung bereits bestimmte Vorstellungengepflogen und hiefür auch mathematische Begründungen beigetragen;die Möglichkeit sei gegeben gewesen, daß sich die Ablösung aus einem
extremen Rotationsellipsoid über zeitweilig birnenförmige Gestalt derErde bis zur endgültigen Trennung vollzogen habe, wobei die mechanischen
Kräfte aus durch Resonanzwirkung verstärkte Schwingungen sich herleiten lassen und Ursache und Wirkung bildeten; der letzte Impuls zur„Katastrophe", das tatsächliche Abheben der Mondmasse von der Erde,sei durch „Gasabblasen" der letzteren als Folgewirkung unterstützt
worden.
Nachtrag: I m Vorstellungsgang von L. K O B E R [862 a] würde sich die Mondablösung
in jenen Zeitraum einfügen, wo die Erde im Entwicklungsalter von sp. Gew. 3-5 stand.

Hier soll das ganze Problem ja nur gestreift werden, insoweit für das
Peridotitproblem neue Ausblicke sich eröffnen können. Einer darunter
liegt in der Frage: B l i c k t u n s in der O b e r f l ä c h e des M o n d e s e t w ae i n e P e r i d o t i t l a n d s c h a f t e n t g e g e n ? I s t der Mond in G a n z h e i t
a l s P e r i d o t i t k u g e l a n z u s p r e c h e n oder sind zumindest große Teile
der Mondoberfläche Peridotit-Serpentin-Landschaft ?
Obwohl E. SUESS [811] bereits 1910 die Meinung äußerte, die Mondmasse entstamme der simischen Schale der Erde, liegt die bisherige Auffassung anders: danach vertritt die Mondmasse jenen Ausschnitt derSial-Kruste der Erde, der im südlichen Pazifik als Sial-Loch vermutet wird
und wo nach geophysikalischen Untersuchungen, Schweredefiziten aberauch nach der Morphologie des Meeresuntergrundes dieSima-Schale unmittelbar unter der Meeresbedeckung erwartet wird. Ein solches Zusammenraffen eines weiten Bereiches der leichten Sial-Haut, die zwar nach Rauminhalt verhältnismäßig dem Mondvolumen entsprechen könnte, ist unterden Vorstellungen einer birnenförmigen Übergangsform der Erde, die
Katastrophe der Mondablösung vorbereitend, mechanisch nicht gerade
wahrscheinlich^ Verständlicher erschiene unter den anzunehmenden
mechanischen Bedingungen ein exzemartiges Auftreiben, Aufbeulen der
Peridotitschale unter Platzen und Zurückstreifen der dünnen noch flüssigen
Sialhaut. Die Ungleichförmigkeit der Peridotitschale in mechanischer
Auswirkung arbeite hiebei aktiv auf die Mondabtreibung hin. Nicht Sialsondern Sima kommt — mit reichlich Gaseinschlüssen — im Augenblick
der Katastrophe zur Abschleuderung. Das spezifische Gewicht der Mondmasse 3-2 stimmt gut hiezu (Basalt im Durchschnitt doch s unter 3-0);
die Mondmasse wäre als einheitlich gebaut anzunehmen, ohne weitere
Schalenbildung, die Differentiationskraft habe sich im irdischen Daseinder Mondmasse bereits erschöpft.

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Der Zeitpunkt der Ablösung des Mondes noch vor E n t s t e h e n einer
festen Sial-Haut auf der E r d e , vor Bildung von U r a t m o s p h ä r e u n d Urmeer,
bringt auch dem Mond keine Mitgift a n Atmosphäre. Zu jener Zeit k o n n t esich die a t o m a r e S t r u k t u r der Materie noch freier entfalten, nirgends
waren schon Bedingungen erreicht, welche sie in die Bichtkraft kristallisierenden Stoffes bändigte, noch weiter ab stand die Schöpfung des Lebens.
Die Sima-Wunde der E r d e bliebe wie u n t e r den bisherigen Vorstellungenbestehen, die Meerestiefen des Pazifik bergen allerdings noch manche
Rätsel.
I n allerjüngster Zeit hat H . H . HESS [851] als Ergebnisse systematischer Echolotungen in der N-Hälfte des Pazifik über in Reihen dichtgestellte, abgeplattete submarine
Kegelberge, Guyots genannt, berichtet. Die Hauptreihe h a t äquatoriales Streichen. I n
der Abplattung werden vom Autor alte präkambrische Oberflächenformen vermutet.
H . Q U I R I N G [767 a] setzt die Mondabspaltung allerdings in ein späteres, reiferes
Stadium der Erdentwicklung und betrachtet die „Laurentische Revolution" an der
Wende Archaikum-Algonkium als Folge. — Siehe aber auch K. A N D R E S in Geol. Rdsch.
39. 1. 1951.

Hilft die M o n d m o r p h o l o g i e auf einen Weg begründeterer E r k e n n t n i s
der Gesteinsbeschaffenheit des Mondes ? Vorläufig wenig, trotz mancher
Deutungsversuche. Kraterreihen, Bergzüge, Rillenformen, Ebenen, helle
u n d dunkle, vermögen k a u m etwas Bestimmteres über die A r t desvulkanischen Gesteins der uns zugekehrten Mondoberfläche auszusagen.
Nach dem wir auf der E r d e Peridotit n u r als Tief engestein kennen, istü b e r h a u p t ein zugkräftiger Schluß auf Oberflächenformen eines Urperidotits
a m Monde gar nicht möglich. D a ß es sich bei den Ringgebirgen, den
Mondkratern, nicht u m F o r m e n handelt, die irdischen Vulkanformen
in allem entsprechen, ist längs erkannt u n d zeigt sich auch in der zwiespältigen Erklärungsweise für die Mondkrater: einerseits werden sie m i t
Einschlagstrichtern großer Meteore verglichen, anderseits k o m m t auchdas Zerplatzen riesenhafter, aus dem I n n e r n aufgestiegener Gasblasen
in F r a g e ; wahrscheinlich sind auch Vulkanberge nach irdischer A r t u n t e rihnen, längst erloschene Vulkankegel mit Tuffausstreuungen, welche die
Anteile ebener Oberflächenformen als Tuffschichten schaffen konnten.
Die Rillenformen lassen vielleicht auf zähflüssige L a v a schließen, etwa
nach A r t von pillow lava im großen, wobei Zähflüssigkeit d e m Peridotit
nach irdischem Verhalten keine fremde Eigenschaft wäre.
Doch zu weit ist a n dieser Stelle d a m i t schon in das spekulative Gebiet
abgerückt. Die einzige sichere petrographische K u n d e aus dem Weltenr a u m bringen die M e t e o r i t e n . Ob sich d a r u n t e r je auch solche aus einstiger
verspratzter Mondmaterie befinden ? Jedenfalls vermochten geochemische
Erkenntnisse a n Eisen- u n d Steinmeteoriten die Vorstellungen über den
E r d i n n e n b a u zu bekräftigen u n d unter den Steinmeteoriten wieder ist
d a r g e t a n worden, welche bedeutsame Rolle basische Magmenmassen auch
im Aufbau der übrigen Weltraumkörper spielen; mit ähnlichem chemischem
Aufbau ist auch fast der gleiche Minerälbestand dort daheim, wie er aus
irdischen TJltrabasiten b e k a n n t ist: Olivin, sowohl Mg-reicher als auchFe-reicher; von Pyroxenen sind vornehmlich die rhombischen v e r t r e t e n :E n s t a t i t , Bronzit, H y p e r s t h e n , aber auch die monoklinen m i t Diopsid
fehlen n i c h t ; unter den viel selteneren Feldspaten sind n u r Plagioklase
bekannt, weniger häufig mittelsaure als dem Anorthit nahestehende; als
Folge geringer O-Konzentration in Meteoriten erscheinen häufig Sulfid©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at595
tmd Metall, unter letzteren bekanntlich Fe und Ni bevorzugt. Auch Platin
und andere Spurenelemente sind in Meteoriten nachgewiesen (G. MERILL[759 a] auch H. HIRSCHI).
R. SCHWINNER hat in Kapitel V seiner lehrreichen „Physikalischen
Geologie" auch die Meteoritenfrage unter Anziehen zahlreicher Literatur
kritisch untersucht. Die geochemischen Verhältnisse der Meteoriten unddaraus erhellende Beziehung zu basischen Magmen finden eingehende
Würdigung.
Aus der Tabelle Seite 139 dieses Werkes, welche u. a. zeigt, wie sich die chemische
Zusammensetzung gewisser Steinmeteoriten der Zusammensetzung von irdischen Gesteinen der Gabbro- und Peridotitfamilie nähert, seien auszugsweise die Daten derchemisch nächst verwandten Fälle von irdischem Basit und kosmischen Meteorit
wiedergegeben.
Chemische Hauptkomponenten und Cr-Gehalte.
Aus Zusammenstellungen nach
Fe
R. SCHWINNER(Ni-haltig)

SiO s

A1 2 0 3

Cr203

FeO

MgO

Chondrit von Baroti (Eisenreicher Steinmeteorit in Kügelchenstruktur; Hypersthen,Olivin, Fe)

12-02

39-64

2-40

0-18

13-99

24-71

Eukrit von Juvinas (Steinmeteorit: Hypersthen u n dAnorthit in ophitischer Struktur, basaltähnlich)

Sp.

47-99

13-50

Sp.

18-63

7-20

Gabbronorit, New York

Sp.

47-16

14-45

Sp.

13-81

5-24

Wehrlit, Montana

Sp.

48-95

5-69

0-05

12-11

23-49

C h r o m g e h a l t wird an Meteoriten aller Art nachgewiesen.
SCHWINNERsche Werk gibt auch hierüber Auskunft:

Das

Tabelle Seite 132 zeigt eine Gegenüberstellung des mittleren C h r o m gehaltes der
E r d k r u s t e mit 0-033 zu den Chromgehalten von T r o i l i t (FeS-Ausscheidung in Steinu n d Eisenmeteoriten) mit 2-03%, u n d zum Durchschnittsgehalt von Cr in E i s e n m e t e o r i t e n , der mit 0-05% auffallender Weise viel geringer ist als im Troilit.
Nachtrag: B . J . SHAND [796 a] führt an, daß Steinmeteoriten bis 0-8—1-0% Chromit
enthalten, Eisenmeteoriten weniger; hingegen ist Platin — auch Diamant — ausschließlich in Eisenmeteoriten gefunden worden.

Ausschließlich auf Meteorite beschränkt, in keinem natürlichen irdischen
Vorkommen bisher nachgewiesen, ist das Auftreten des Eisenchromsulüds
Daubreelith PeS.Cr 2 S 3 .
Aber nicht nur die Eisenmeteorite, Steinmeteorite und Troilitmassen weisen ihren
ständigen, wenn auch niedrigen C r - G e h a l t auf, ein solcher ist auch den nach Herkunft
und Genese noch nicht abschließend geklärten, nur w a h r s c h e i n l i c h meteorischen Gesteinsgläsern, den T e k t i t e n eigen: kieselreich, mit 70—80% SiO a , entsprechend niedrigen
Gehalten an FeO und MgO, kann in ihnen, Angaben von R. S C H W I N N E R zufolge,
beispielsweise im „Darwin glass" der Chromgehalt, zusammen mit Ni, auffallend hochansteigen. — Siehe auch E . P R E U S S [882 a].

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Die neueren Erkenntnisse in der Meteoritenkunde waren also geeignet,
in der Vorstellung einer Peridotitschale unter der Sial-Kruste, welch letztere
allein bisher den menschlichen Sinnen zugänglich ist, zu bestärken.
Die Peridotitinsel S t . P a u l im Atlantik h a t allerdings nichts mit etwa einem Hervorlugen des Sima-Untergrundes zu t u n ; nach KOSSMAT [751] ist es gepreßter Peridotit,
also Anteil einer orogenetischen Scholle des Sial.

Die Peridotit(Eklogit-)schale ist als eigentliche g e s c h l o s s e n e Außenzone der Erde mit 1700 km Dicke geschätzt (gemäß einer Unstetigkeitsfläche der Seismik in Nähe von 2000 km Erdtiefe) dem Volumen nach,
nicht in der Masse, den übrigen hypothetischen Stoffsphären des Erdinnern überlegen. Der peridotitische Außenring der Erde übernimmt
wohl zuerst die mechanische Reaktion im Falle das rotierende Erdellipsoid
Tendenzen zu Gleichgewichtsveränderungen ausgesetzt ist, mögen dieseaus dem Erdinnern oder aus Störungen des kosmogonischen Kreislaufes
stammen. Der Peridotitring vermag auf solche Tendenzen durch Deformationen in Ganzheit zu antworten, wird in sich selbst aber auch nochdie Kraft zu Strömungen besitzen. Anders die dünne starre Sial-Kruste,
die durch ihren Zerfall in Großschollen frühzeitig die Fähigkeit zur Ausbildung umlaufender Gewölbespannungen nach Art von Ringspannungeneingebüßt hat, nichts gemeinsames mehr an mechanischen Effekten aktivzu vollziehen imstande ist, sondern nur Impulse dieser Art von unten
her empfängt und in ihre schollenweise veränderlichen, mechanischen
Gegebenheiten umsetzt.
In verändernden Vorgängen innerhalb der Peridotitkalotte liegen die
Keime der O r o g e n e s e n . Waren die Urorogenesen noch hauptsächlichvon Spaltencharakter beherrscht — gewisse Meridian-, Äquatorial- undauch Diagonalstrukturen der heutigen Festrinde der Erde sind als deren
Erbteil zu betrachten (H. CLOOS u. a.) — so sind später, mit der Versteifung der Sial-Kruste und wohl auch der Oberzone des Sima-Bewegungenvon Faltungs-, Überschiebungs-, aber auch im Sinne AMPFERERs vonVerschluckungscharakter möglich geworden.
Damit sei der kurze spekulative Weitblick zu Fragen des Peridotitproblems im großen, wie er sich in den Forschungsarbeiten der letzten
Jahrzehnte um das Erdganze widerspiegelt, in den Zusammenhängen
der hier gestellten Aufgabe beschlossen.
Die C h r o m e r z f ü h r u n g der Peridotite bedeutet nur ein winziges,
wenn auch besonders geochemisch höchst kennzeichnendes Annex zur
Wucht des Peridotitproblems in Gesamtheit. Ursprünglicher Chromgehalt, so viel wie ausschließlich als Chromeisenstein vertreten, ist überSpuren hinaus nur Magmengesteinen hoher Basizität eigen, den höchstbasischen, den Peridotiten und unter diesen den Duniten im besonderen
eingeboren und dort von akzessorischer Chromitführung bis zur Anhäufung
von Lagerstättenmassen reichend.
Die S t e l l u n g des E l e m e n t e s Chrom, ob lithophil oder chalkophil,wird nicht immer im gleichen Sinne aufgefaßt. Das fast ausschließliche
Auftreten von Chrom in Oxydgemeinschaft mit Eisen erfolgt in Gesellschaft
der Mg-Fe-Silikate, mit diesen zusammen wird Chromit im Wege der kieselärmsten unter den Magmen in die Lithosphäre eingebracht. V. M. GOLDSCHMIDT reiht darum Chrom in die lithophilen Elemente, wie ja auch©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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nach Schätzungen von WASHINGTON, CLARKE u. a. Mg mit 1—2%,
Fe mit 3-5—5% Gesamtanteil am Aufbau der Sial-Kruste nehmen.
R. SCHWINNER führt Chrom in der chalkophilen („erzliebenden") Reihe
der Elemente an, wohl im Hinblick auf die Tatsache, daß Cr in Eisensulfideinschlüssen der Meteorite stärker angereichert ist als in Steinmeteoriten
oder reinen Eisenmeteoriten.
Der gleichen Auffassung entspricht die Annahme eines „Crofesima" durch andere
Forscher (cit. G. B E R G [697]), dergestalt, daß die Sulfid-Oxyd-Sphäre der Erde in einenickeleisenreiche tiefere (Nifesima) und eine ehromeisenreiche (Crofesima) Schichtzerfalle.

Die Aufsaugung des im Magma befindlichen Chromgehaltes, als Oxyd
gekoppelt mit der Oxydulstufe des Eisens, erfolgt so gründlich, daß fürandere primäre Chromminerale nichts mehr übrig bleibt; für diesen Vorgang
stand also Eisen jeweils mit Überschuß zur Verfügung.
Die Frage der früh- oder s p ä t m a g m a t i s c h e n Ausscheidung desC h r o m i t s hat ihre Diskussionsgewalt verloren, als sich erweist, daß beide
Möglichkeiten im Magma des gleichen Plutons in Erscheinung treten, ja
oft an ein und derselben Chromitlagerstätte verwirklicht sein können. Diese
Phänomene haben ja zur Annahme beigetragen, dem Peridotitmagma
beträchtliche Viskositätsgrade zuzuschreiben, um deren Pole auch die
Ausscheidungsfolgen schwanken.
Gerade diese Umstände wie auch die Stellung der Chromerzanhäufungen
und ihrer besonderen Typen innerhalb der Zonenaufgliederung eines peridotitischen Gesteinszyklus versetzen in die Lage, aus Verteilung und Erscheinungsweise der Chromitlagerstätten auch Beiträge zur Entwicklungsgeschichte des basischen Plutons im ganzen herauszulesen; die C h r o m i t a n s a m m l u n g e n haben so mitunter die R o l l e e m p f i n d l i c h e r R e g i s t r a t u r e n der g e s a m t m a g m a t i s c h e n V o r g ä n g e übernommen.
Die Bildung h y d r o t h e r m a l e r C h r o m i t l a g e r s t ä t t e n ist weltweit
nirgends erwiesen, eine solche Bildungsfrage darf als abgetan gelten. Auch
etwaige autopneumatolytische Vorgänge im erstarrenden Peridotitkörper
haben Chromit und Chromitlagerstätten bereits fertig angetroffen.
Eine G e s e t z m ä ß i g k e i t in der V e r t e i l u n g v o n C h r o m i t l a g e r s t ä t t e n auf der E r d e in dem Sinne, daß die Auswahl erkannt wird,
nach welcher im g r o ß e n gesehen ultrabasische Magmenprovinzen sichdurch Chromerzreichtum hervortun, in anderen wieder Chromerzführung
fast gänzlich zurücktritt, ist bislang nicht erweisbar, auch wenig wahrscheinlich. Chromerzhöffigkeit ist keinem ultrabasischen Pluton abzusprechen. Für Grad und Abstufung der Chromerzbeladung und damit
der Neigung zu geballter Chromitausscheidung hochkommender Peridotitmagmen müssen bereits Primärbedingungen der Tiefe, u. a. Entmischungsvorgänge, nicht in Regeln drängbar, maßgeblich sein.
Ob und welche Bedeutung der Stoffverkehr aus dem Sima oder derBestand peridotitischer oder anderer basischer Gesteinsmassen in derSial-Kruste auch für jene regional metamorphosierenden Vorgänge haben
könnte, welche P. ESKOLA [490, 694] unter M a g n e s i a m e t a s o m a t o s ezusammengefaßt hat, ist noch in Dunkel gehüllt. (Siehe Bemerkung Abschnitt VI, S. 525.) Im allgemeinen weisen die unmittelbaren genetischen
Bindungen der Magnesiametasomatose, welche eine Tiefenmetamorphoseunter Bildung Mg-reicher Silikate ist, auf saure, vielfach migmatitische
Intrusionen hin, in deren Umkreis sie in Erscheinung tritt.

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Magnesiamobilisierung aus zweiter Hand, stofflich vielleicht doch aus
basischen Gesteinsmassen herleitbar, kommt allenfalls für die Entstehungk r i s t a l l i n e r S p a t m a g n e s i t e (und Talk, S. 525), alpin-karpathischer undanderer, in Frage, eine karbonatische (bei Talk silikatische) Magnesiametasomatose unter hydrothermalen Bedingnissen darstellend.
Bezeichnenderweise gelangen in den Alpen und Nordkarpathen zu
ungefähr gleicher Zeit auch beträchtliche Eisenlösungen in Bewegung.
W. PETRASCHECK [880/2] hat beide dieser Geschehen dem Andesitvulkanismus der Kreidetertiärzeit überantwortet, wobei im weitesten
Sinne darunter auch noch Nachwirkungen der „Tauernkristallisation"
fallen können. Manche Anzeichen sprechen hiefür, geochemisch ist ja
Magnesiawanderung in seinen Quellen nicht ausschließlich auf Basite angewiesen, doch noch immer ist der Entwicklungsgang dieser Magnesit- undSideritballungen von allen Rätseln nicht befreit.
R. S C H W I N N E R [888] registriert die Nachbarschaft des Spatmagnesits in dera l p i n e n G r a u w a c k e n z o n e zu den Serpentinvorkommen daselbst; die Magnesitvererzung, dem höchstvorhandenen Karbonat(Dolomit-)niveau der variszischen Serie
aufgepfropft, sei zwischen zwei Phasen der variszischen Tektonik erfolgt.
Die Spatmagnesite des U r a l , den alpinen gleichend und wie diese von paläozoischen
Kalken und Dolomiten beherbergt, haben ihre Lage in mäßigem Abstand zur K e t t e derultrabasischen Linsen.
Die kristallinen Magnesite der M a n d s c h u r e i sind an metamorphe algonkische
Dolomite und Kalke gebunden und stehen zu Diabasvulkanismus in Beziehung(A. HIMMELBAUER [853]).

Die B a l k a n h a l b i n s e l , mit reicher Entfaltung von basischen Gesteinen,
auch mit nicht geringem Auftreten jugendlicher saurer Plutone ähnlichden Tauern, ist zugleich in großen Teilen ausgedehnte Magmenprovinz derjungen andesitischen Vulkanite, und doch kommen auffallenderweisek e i n e Bedingungen für das Entstehen kristalliner Spatmagnesite auf;
mäßig kristalline Kalkmassen des Jungpaläozoikums, vergleichbar mit
Kalken des Magnesitkarbons der Alpen, wären auch hier zur Umwandlung
bereit gelegen.

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Anhang.
Erzvorräte und Entwicklungsaussichten des balkanischen Chromerzbergbaues.
Die Chromitvorkommen bilden die Besonderheit und den einzigen, dem
Peridotit magmatisch einverleibt gewesenen und schon im Magmazustandzusammengeballten Erzreichtum der balkanischen Serpentinmassen.
Die C h r o m e r z p r o d u k t i o n und dieser verbunden die bergwirtschaftliche Bedeutung des Chromerzbergbaues auf der Balkanhalbinsel ebenso in Anatolien haben inden letztvergangenen 25 Jahren — gleich wie der gesamte Weltchrombergbau — einebeträchtliche Aufwärtsbewegung erfahren.
I m Jahre 1913 betrug die W e l t p r o d u k t i o n a n C h r o m e r z rund 170.000 t, imJahre 1938 erreichte sie 1,000.000 t, welche Ziffer während der jüngst erlittenen Kriegszeit durch die zunehmende Inanspruchnahme von Chrom in der Kriegsmetallwirtschaft
zweifellos noch um beträchtliches überschritten wurde; jedenfalls traf eine bedeutendeÜbersteigerung der normalen Produktionsentwicklung für den Balkanraum zu.
Der W e r t d e s C h r o m e r z e s erfreute sich trotz Steigerung der Weltproduktion bis
1939 einer verhältnismäßigen Stetigkeit und war bis zu diesem Zeitpunkt mit 4 bis 5 £Weltmarktspreis je Tonne Reicherz von über 4 6 % C r 2 0 3 , verladebereit in dem der Grube
am nächsten gelegenen Hafen, ungefähr umgrenzt. —— Der heutige, anfangs 1947 mehrals das Doppelte betragende Handelswert von Chromerz ist vorläufig nur das Widerspiel
der noch in Unruhe befindlichen Weltwirtschaft.
Der A b s a t z d e s C h r o m e r z e s ist Gegenstand einer besonderen Pflege des Marktes.
Der gleiche Verwendungskreis konnte da Stückerz, dort Konzentrat verlangen, auch die
Anforderungen an die chemische Gesamtzusammensetzung des Chromerz-Handelsproduktes sind nicht gleichmäßig. Die Ferrochrom-Erzeugung legt Gewicht auf keine
zu Fe-reichen Chromerze, tunlichst soll ein Cr/Fe-Faktor von 3 in der Versandanalyseeingehalten werden. Für die chemische Industrie wird niedriger Si-Gehalt — unter
5 % — erwartet, S und P auch in Spuren sind hier unerwünscht. Die Industrie feuerfester
Steine kann sich fallweise nur mit einem bestimmten MgO-Gehalt abfinden. Neue Aussichten eröffnen sich der Verwendung auch ärmerer Chromerze direkt im Schmelzverfahren des Eisenerz-Hochofens.
Die Periode der Ausweitung des Chromerzbergbaues war bis 1939 in einer gesunden
wirtschaftlichen, von echtem Zivilisationsfortschritt getragenen Entwicklung begründet,
die von der Verwendung des Chrommetalles über den Weg von F e r r o c h r o m (60—70%
Cr-haltiges Fe bei geringem bis. geringstem C-Gehalt) vor allem als S t a h l v e r e d l e r(legierte Baustähle mit 2 % Cr, nicht rostende u n d säurebeständige Stähle bis 2 0 % Cr,
zünderbeständige Stähle bis 3 0 % Cr nebst geringen Mengen Mo oder Ni, bzw. Ni durch
Mn ersetzt), in der Ü b e r z u g s v e r c h r o m u n g , von der Verwendung der Chromerze in derIndustrie f e u e r f e s t e r S t e i n e , in der C h r o m s a l z e r z e u g u n g (z. T. ebenfalls überFerrochrom) für Gerberei-, Färbereizwecke, Holzimprägnierverfahren usw. steigend
Gebrauch machte. Für das Friedensjahr 1937 galt, daß etwa fünf Zehntel der Weltchromproduktion von der Stahlindustrie, vier Zehntel von der Industrie feuerfester Steine, derRest von den übrigen Verwendungsgebieten aufgenommen wurden.
H a t ursprünglich die Chromsteinindustrie sich ausschließlich mit Chromitderberzen
von Spinellcharakter, höchstens 40—42% C r 2 0 3 haltend, begnügt und so den griechischen
Chromerzen ein bevorzugtes Absatzgebiet abgegeben, so fand schon vor 1937 auchhochwertiger 48%iger Chromit in Form grobgekörnter Auf bereitungsprodukte Eingang
und wachsende Verwendung in der Industrie feuerfester M a g n e s i t - C h r o m i t s t e i n e .
Der Chromerzbergbau ist verhältnismäßig jung, seine Anfänge reichen in das dritte
Jahrzehnt des vergangenen Jahrhunderts. Noch in den sechziger Jahren war K r a u b a t h in
Steiermark mit seiner Chromerzproduktion vornehmlich Farbrohstoff werk. Die rasche Ausweitung der Stahlindustrie in der zweiten Jahrhunderthälfte zog auch gesteigerten Chrom-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

600
bedarf nach. Lange lag die Türkei bei der Weltchromproduktion in Führung, später
Neukaledonien, dann Rhodesien, das auch heute noch an der Spitze ist, doch konnte
sich die Türkei (Produktion 1938: 200.000 t) während der letztvergangenen zwei Jahrzehnte wieder einen achtunggebietenden Platz in der Weltproduktion an Chromit
sichern.
Über die b e r g w i r t s c h a f t l i c h e Entwicklung des Weltchrombergbaues unterrichten
von Zeit zu Zeit eingehende Aufsätze. Außer auf die periodischen Bulletins des Bureauof Mines in Washington und auf die statistischen Daten der Erzbergbauwirtschaft desBritischen Empire sei ferner verwiesen auf die Arbeit von B . SIMMERSBACH 1916 [797]in der Zeitschr. f. prakt. GeoL, ebendort auf den Aufsatz von W. G Ü N T H E R 1934 [733],
der sich auch mit der Frage der Erzvorräte der einzelnen produzierenden Länder unddamit der Weltvorräte befaßt. I n ähnlicher Art hat J . H A R R O Y 1939 [737] für den
Internationalen Bergbau-Kongreß in Belgien einen Sammelbericht verfaßt. Eine kurzeÜbersicht, unter besonderer Berücksichtigung des balkanischen Chromerzbergbaues,
habe ich 1937 ( H I E S S L E I T N E R [6]) dem Leobener Bergmannstag vorgelegt.

Die bisherige P r o d u k t i o n s l e i s t u n g a n C h r o m e r z der B a l k a n l ä n d e r zusammengenommen lag in denVorkriegsjahren nahe an 100.000 Jahrestonnen exportfähigen Erzes, worunter Derberz und Aufbereitungskonzentrat mit rund 48%, z. T. auch Erz mit 42—46% Cr 2 0 3 , sowie AI-,Mg- und Pe-reiche Derberze mit um 40% Cr 2 0 3 zu verstehen waren.
Die balkanische Chromerzproduktion wurde bis 1940 fast ausschließlich
von Jugoslawien und Griechenland bestritten. Für 1936 lag die Produktionshöhe in J u g o s l a w i e n bei 53.000 t, in G r i e c h e n l a n d bei 41.000 t. Dieb u l g a r i s c h e Produktion trat erst 1937 und 1938 mit einigen 1000 t auf den
Plan. Der r u m ä n i s c h e Chrombergbau lag still und blieb es auch über dieganzen Kriegsjahre 1939—1945 hinweg. A l b a n i e n trat erst 1941, als dieverkehrsmäßige Erschließung des Landes durch Straßenbau ausreichend
genug und für die Zwecke des Chromerzbergbaues im besonderen vorgeschritten war, als gewichtiger Chromerzproduzent in Erscheinung,allsogleich mit jäh ansteigender Produktionskurve dank seiner bisher
unberührt zutage austretenden Vorkommen.
Das Schwergewicht des jugoslawischen Chromerzbergbaues lag undliegt in M a z e d o n i e n ; Altserbien und Bosnien bleiben an Bedeutung weit
zurück. Das J a h r 1929 war für den mazedonischen Chromerzbergbau voneinschneidender Bedeutung, in dieses Jahr fällt die Errichtung der Aufb e r e i t u n g in R a d u s c h a (Photoabb. 2). Dadurch hat sich dem bisherigen
Derberzbergbau dieser Chromerzgebiete auch der Wascherzbergbau angegliedert und damit eine Fülle neuer Aufgaben bergbaugeologischer undbergmännischer Untersuchung und Planung gebracht, welche für die
Bereiche Raduscha und Lojane unter Führung der englischen Bergwerksunternehmung A l l a t i n i Mines L t d . durchgeführt wurden *).
H a t zwar dieses neugegründete Unternehmen, deren Verwaltung sich bald darauf
auch der staatlich serbische Besitzanteil des Raduscharevieres anvertraute, von den
früheren Besitzern Allatini nur den Namen übernommen, so sollte damit doch dem Ansehen Rechnung getragen werden, welches sich die Geschlechterfolge der Gebrüder Allatini
aus Saloniki noch während der türkischen Zeit um die Aufnahme des Chromerzbergbauesin Mazedonien und Nordgriechenland erworben hatte. Die Jahre 1880—1900 bedeuteten*) Mit Genugtuung verzeichne ich hier, daß die Direktoren der Allatini Mines
L t d . : Dipl.-Ing. H . S T E I G E R , Cptn. R. D Ü R R I G L , F r h . V. v. S E I L L E R , mit denen
mich langjährige Zusammenarbeit verband, frühzeitig die Notwendigkeit und den Nutzen
der laufenden geologischen Kontrolle im Chromerzbergbau anerkannten und dieser
Arbeit Wertschätzung und verständnisvolle Förderung zuteil werden ließen, wie diesauch von dem Präsidenten der Gesellschaft in London Col. A. M. G R E N F E L L geschah.

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die erste Blütezeit des Chromerzbergbaues in diesen einst türkischen Gebietskreisen (sieheauch B . SIMMERSBACH [797]).
Die naßmechanische Chromerzaufbereitung R a d u s c h a war nicht die erste ihrer Art
auf der Balkanhalbinsel, aber mit 35.000—40.000 t Jahresverarbeitung Wascherz die
größte und durchgebildetste; in der Zeit 1929—1944 sind in ihr über 500.000 t Wascherze
durchgesetzt worden. Vor ihr bestand durch einige Zeit eine ähnliche Wäsche doch vielkleinerer Leistung bei V a l a n d o v o , die später nach R a d u s c h a r e k a überstellt wurde.
Für die Chromerze östlich S a l o n i k i war 1933 eine kleine Wäsche an der Meeresküste
errichtet worden. Zur gleichen Zeit arbeitete in S o u f f l i o n in Ostgriechenland • eine
winzige Versuchswäsche. Bosnien hatte bei D u b o s t i c a noch in österreichischer Zeitseine Chromerzwäsche. — Über eine, die Raduschaleistung um das Doppelte übertreffende
naßmechanische Chromerzaufbereitung verfügt das Chromrevier F e t h i y e in Südanatolien, dort unmittelbar an der Meeresküste errichtet, mit moderner Seeverladungausgestattet.
Die Kriegszeit 1941—1944 hat im balkanischen Chromerzbergbau eine Reihe vonNeuinvestitionen nach sich gezogen, zu den bedeutendsten darunter zählt die Errichtung
einer modernen Großwäsche für Chromerz in nächster Nähe von S k o p l j e , mit einer
Jahresverarbeitung im Endausbau von etwa 70.0001 Wascherz. — Eine viel kleinere
Anlage dieser Art war für das Revier K u k e s in Albanien geplant.

Die Schätzung der Chromerzreserven war früher, vor Errichtung derAufbereitungen, nach dem Umfang von handscheidbaren, exportfähigen
Erzen in den Lagerstätten vorgenommen worden. Mit Lösung der Eragevon Aufbereitbarkeit und Aufbereitung der Chromerze sind auch die
minderhaltigen, anreicherungsfähigen Erze in die Vorratsschätzung einzuschließen; gewisse Chromerzreviere kommen dadurch zu beträchtlichhöheren Erzreserveziffern.
Die Anforderungen an den C h r o m e r z g e h a l t d e r W a s c h e r z e waren vor zwei Jahrzehnten noch hohe; Raduscha begann 1929 mit 24—28% Cr 2 0 3 -haltigen Wascherzen.
Der Aufgabehalt der Erze in der Aufbereitung Fethiye betrug 1937 noch 28—30% C r 2 0 3 .
Noch vor dem Kriegsjahr 1939 war es in Raduscha möglich geworden, Erze u m 2 0 %C r 2 0 3 als Grundbeschickung der Aufbereitung wirtschaftlich zu verwenden. I n den
Kriegsjahren 1939—1944 sank die Anforderung bis auf 15% Cr 2 0 3 -Gehalt der Wascherze
notgedrungen herab. Damit war aber auch schon praktisch der volle Umfang derärmeren Chromitlagerstätten in die Möglichkeit der Nutzbarmachung einbezogen, d alagerstättenmäßige Anhäufung von Chromit mit Durchschnittsgehalt der aushaltbaren
Lagerstättenmassen unter 15% C r 2 0 3 fast nirgends in größerem Umfange in Erscheinung
tritt.

G r u n d l a g e n u n d M e t h o d i k der E r z r e s e r v e n s c h ä t z u n g im
C h r o m e r z b e r g b a u müssen, auf den geologischen und bergmännischen
Bedingnissen desselben begründet, im allgemeinen etwas aus dem starren
Rahmen heraustreten, der diese Verfahren im übrigen Erzbergbau umschließt. Nicht zuletzt waren es die Erfahrungen aus dem Chromerzbergbau,
welche mich 1937 zu einem Versuch veranlaßten (G. HIESSLEITNER,„Zur Frage der wahrscheinlichen und möglichen Erz Vorräte in der praktischen
Lagerstättenbeurteilung". Metall u. Erz, 1937, H. 7), die Vorräteschätzung
wahrscheinlicher und möglicher Erze auf eine allgemeine Grundlage zu
stellen. Was dort als „Elemente der geologischen Lagerstättenfunktion"
für Chromitvorkommen hervorgehoben und als Ausgangsbasis für deren
Beurteilung in der Erzreservenschätzung bezeichnet wurden, ist kurz
wiederholt, folgendes: Besonderheiten in der Natur der Chromitvorkommen
als magmatische Ausscheidungen, Stellung dieser Vorkommen im Stockwerksbau basischer Massive, Typeneingliederung der Vorkommen, Zonenhöffigkeit als solche, Schlüsse aus der Wirkung der Tektonik im großen und
kleinen, Beziehungen von Morphologie und Zonenbau usw. Voran steht für
das s i c h t b a r e Erz, wie bei allen anderen Lagerstätten, der m e ß b a r e©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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Inhalt, aber auch hier können, geologisch begründet und entsprechende
Erfahrung vorausgesetzt, mehr Freiheiten in Auswertung der Einzelfaktoren
der Lagerstättenberechnung gestattet, ja bergwirtschaftlich geboten sein,als üblicherweise im übrigen Erzbergbau.
Ungeachtet der Planung und Durchführung langfristiger, sich überJahre erstreckender Aufschlußprojekte, die oft mehrere kilometerlange
Stollenauffahrungen durch Sterilzonen — geologisch als solche erkannt —bedingen, vermeidet es der Chromerzbergbau schon aus Gründen derErhaltarbeit, mit der Vorrichtung angetroffener Chromerzkörper vor dem
Abbau über das Notwendigste hinauszugehen. Ein „dreiseitig beleuchtbar"
auch schon weitgehend aufgeschlossener Cr-Lagerstätten in ihrer Ganzheit,
ereignet sich im Betriebsgeschehen selten.
Die g e o l o g i s c h e n G r u n d l a g e n des C h r o m e r z b e r g b a u e s sowohl
der Balkanhalbinsel als im gleichen Maße wohl auch für Anatolien gültig,
sind bereits mittelbar in der hier gegebenen Gesamtdarstellung der Serpentinund Chromerzgeologie enthalten.
Aus diesen Grundlagen und vergleichenden Erfahrungen schöpft auchdie nun folgende kurze Betrachtung der E r z v o r r ä t e u n d E n t w i c k l u n g s a u s s i c h t e n des b a l k a n i s c h e n C h r o m e r z b e r g b a u e s im allgemeinen.
In den Kreis dieser Betrachtung wurde A n a t o l i e n n i c h t mehr einbezogen,da dort nur ein Teilausschnitt der Chromerzgebiete durch eigene Beobachtung
beurteilt werden konnte und auch dies schon fast ein Jahrzehnt zurückliegt.
W e n n im folgenden versucht wird, von den Chromerzvorräten der balkanischen
Peridotitgebiete eine ziffernmäßige Vorstellung zu geben, so handelt es sich nicht darum,über den geologisch mögliehen Gesamtinhalt an Chromerz, über die absoluten „geologischen Vorräte" sich zu äußern. Entweder werden fallweise sichtbare, wahrscheinlicheund mögliche Vorräte im einzelnen genannt, oder Gesamtvorräte, welche darüber hinaus
noch einen zusätzlichen Hoffnungswert inbegriffen haben. Immer aber h a t faireg e o l o g i s c h e B e g r ü n d b a r k e i t als Voraussetzung, das b e r g w i r t s c h a f t l i c h E r r e i c h b a r e als Ziel solcher Schätzungen zu dienen. Unter den Bedingungen, wie Chromerz
vorkommt, erschlossen und gewonnen wird, können Gesamtschätzungen dieser Art von
Chromerzvorräten in Peridotitmassiven allerdings schon nach einem Jahrzehnt revisionsbedürftig sein, diese Ziffern aber sind es, welche für die Bergbauentwicklung als auch fürdie Volkswirtschaft im allgemeinen allein maßgeblich werden.

Jugoslawien. Dieses Land stand, gemessen am effektiven Chrominhalt
der Erzeugung, an der Spitze der Chromerz produzierenden Balkanländer.
Für 1939 war die Produktion mit 71.000 t ausgewiesen, zu allergrößtem
Teil aus Mazedonien stammend und Derberze wie Wascherze einbegreifend.
Die Erzeugung allein auf exportfähiges Reicherz einschließlich Auf bereitungskonzentrat bezogen, lag nahe an 30.000 t; das Raduscharevier war daran
mit mehr als 2 / 3 beteiligt. — Zusammengeraffte Produktionskraft während
der Kriegsjahre 1941—1944 vermochte die Cr-Erzeugung Jugoslawiens
noch gewaltig zu steigern. Ein gewisser Erschöpfungszustand der Gruben
nach Kriegsende, auch durch Nachhinken des Ausrichtungsbaues verursacht, wird sich wohl erst langsam überbrücken lassen. Unter den Balkanländern ist Jugoslawien bisher das einzige, das in eigenen Anlagen aus
einem zwar kleinen Anteil seiner Erzproduktion bereits Ferrochrom erzeugt.
F ü r das R a d u s c h a r e v i e r bildet die Lagerstätte Nada auch noch heute und für die
nahe Zukunft den Grundstock der Reicherzproduktion. Die Frage der endgültigen
Teufenbegrenzung des Nadaerzstockes ist noch nicht geklärt, vorgesehene Bohrungenharren noch der Durchführung. Über den engeren Lagerstättenbereich hinaus erstreckt

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sich nach Nada Ost noch ein beträchtlicher Hofinungsraum, der allerdings bald nach der
Tiefe absinkt. — Die Basiszone zwischen Nada und Orasje bietet noch eine Reihe Ausriehtungsaufgaben auf weitere, möglicherweise vorhandene Erzstöcke. Orasje selbst,
der bisher ergiebigste Erzstock dieser Zone, steht vor seiner Erschöpfung, nachdem aus
ihm über 300.000 t Erz gewonnen wurden. — Aus den Schlierenplatten der Dunitlagenin der mittleren gebankten Zone des Massivs wird in der Hauptsache die Aufbringung
von Wascherz bestritten. Tagbaumäßiges Schürfen und Gewinnen gehen zwar nochnicht ihrem Ende zu, aber Ausrichtung und Suchbetrieb verlagern sich immer mehr bergeinwärts. Entsprechend dem flach N-absinkenden Lagenbau des Massivs finden die erzhöffigen Dunitzonen darin besondere Beachtung und werden mit breitverästelten Streckennetzen überzogen, im Goranceabschnitt bereits weitgehend verwirklicht. Auch in tieferen
Dunitlagen wie die Gorancezone sind ausgedehnte Wascherzkörper nachgewiesen, die
Stankovac-Gruppe zur Zeit noch an 50.000 t, Raskop an 25.000 t herankommend. Eine
Reihe weiterer Wascherzzonen, wie Jaschince und andere, sind in ihren Erfolgsaussichten
nicht ungünstig, doch noch nicht geklärt. öasak-Greeane verspricht noch einige Stetigkeit
der Produktion.
Trotz starker Inanspruchnahme der Erzvorräte des Raduscharevieres in den letzten
Kriegsjahren ist auch gegenwärtig abzusehen, daß es bei planmäßiger Bergbauentwicklung
gelingen wird, die Produktionshöhe des Jahres 1938 bald wieder zu erreichen. Die Ziffern
der E r z r e s e r v e n , sichtbare bis mögliche zusammengenommen, als Ausblick in die
künftige Betriebsentwicklung mit vernünftigem Optimismus in den einzelnen Lagerstättenbezirken des Raduschareviers geschätzt, zielen, als Summe genommen, auf
300.000 t hin, wovon etwas mehr als ein Fünftel dem Reicherz zufiele. Durchführen vonbedeutenden und riskenreichen Untersuchungsarbeiten ist für das sukzessive Insichtstellen des gesamten so angezeigten Erzumfanges allerdings Voraussetzung, vermag aberauch noch die Tonnage eines zusätzlichen Hoffnungswertes dabei zu erschließen.
Der Gesamtbetrag an Chromerz, welcher dem Raduscharevier seit Beginn seiner Ausbeute in der zweiten Hälfte des vorigen Jahrhunderts bis heute entzogen wurde, reichtnahe an 800.000 * heran.
J e z e r i n a - O s t r o v i c a . Die Lagerstätte Jezerina ist nahezu völlig ausgebaut. Ostrovica
hat noch beschränkte Entwicklungsmöglichkeiten. Andere Abschnitte der basalen Peridotitzone sind noch unzureichend untersucht, aber durch die 34 km lange Kleinbahn nachKacanik in günstige Transportlage gerückt. Die Aufnahme eines Produktionsbetriebesvon 4000 bis 6000 Jahrestonnen Erze mittlerer Durchschnittsqualität wird auch nach
der forcierten Ausbeute der Kriegszeit noch möglich sein. Dauer und Stetigkeit einessolchen Produktionsbetriebes sind zur Zeit noch schwer abzusehen, dürften abermindestens im Rahmen einer vermutbaren Erzreserve von 50.000 bis 60.000 t liegen.
Die bisherige Gesamtleistung des Revieres seit Beginn der Ausbeute in türkischer Zeitüberstieg 200.000 t.
V a l a n d o v o , im Schachtaufschluß stehend, h a t eine sichtbare bis wahrscheinliche
Erzreserve zwischen 10.000 bis 20.000 t. Darüber hinaus sind in dem kleinen Serpentinraum dank der flözähnlichen Ausbreitung seiner Lagerstätten noch weitere Aussichtenbesonders nach der Teufe gegeben. Größenordnung der bisherigen Gesamtproduktion
liegt bei 30.000 t.
Das L o j a n e r e v i e r , einschließlich seiner Fortsetzungen nach Trnovo, PreSevo und
Lojane-Ostrovica, h a t bisher schätzungsweise mehr als 120.000 t Erz gebracht, die größte
Einzellagerstätte Zentrale Lojane allein etwa 50.000 t. Gegenwärtig entwickeln sich die
günstigsten Aussichten im Suha reka-Tal bei Vakcince, wo ein Unterbau und Schachtaufschluß den von Lojane Zentrale herstreichenden „Flözhorizont", durch flözähnliche
Reihung lagerhafter Erzlinsen bezeichnet, mit Erfolg untersucht. Das Suha reka-Tal
allein ist an sicherem bis wahrscheinlichem Erz, größtenteils Reicherz, vorläufig schon
mit 10.000 bis 12.000 t zu bewerten. Die 7 km lange Kleinbahn, von der Hauptbahnstation Tabanowce bei Kumanovo abzweigend, kommt der Bergbauentwicklung zu
Hilfe.
A l c h a r R o z d e n in Südnlazedonien h a t keinen nennenswerten Umfang an sichtbaren und wahrscheinlichen Erzreserven, aber auch für mögliche Erze und Hoffnungswert geben die geologischen Bedingnisse nur für eine" geringfügige, mit einigen 1000 t
zu bezeichnende Größenordnung Rückhalt. Die bisherige Gesamtproduktion h a t eineähnliche Höhe nicht überschritten.
O f a h o v a c , in Nähe von Prizren im westlichen Mazedonien, h a t vermöge seinerabgelegenen Transportlage seine Waseherzvorräte fast unangetastet, während die Derb-

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erzlagerstätten größtenteils ausgebaut sind und insgesamt etwa 25.000 bis 30.0001 geliefert
haben. Die summarische Größenordnung der Wascherzkörper mit einigen 10.000 t ist
wahrscheinlich zu niedrig gegriffen. Das östlich davon im Amselfeld gelegene D r e n i c a
ist weitgehend ausgebaut.
D j a k o v i c a , an der nordalbanischen Grenze, h a t mit Deva einen produktionsfähigen
Derberzbergbau, der von seiner ursprünglichen Größenordnung 40.000 t in seinen Restbeständen noch einige 1000 t aufweisen dürfte. Das benachbarte Babaj-Boks mit seinerzeitigem Erzumfang von 20.000 t bietet, zwar zu größtem Teil ausgebaut, noch Ausrichtungsaufgaben, ebenso das weitere Schurfgebiet.
B o s n i e n besitzt im Dubosticarevier zwar eine Fülle kleinerer Lagerstätten, trotzdem kann nach Maßgabe der gegenwärtigen Einsicht und der allgemeinen geologischen
Hoffnungsgründe auf keine bedeutende Erzreservenziffer geschlossen werden. Ähnliches
ist für die übrigen bosnischen Chromerzgebiete, Osren planina und Borja auszusagen.
Die bisherige Gesamtausbeute aus den bosnischen Chromerzrevieren dürfte unter
50.000 ( liegen.
Die Chromerzreviere A l t s e r b i e n s mögen in ihren sichtbaren und wahrscheinlichen
Erzen mit weniger als 10.000 t einzuschätzen sein.

Der G e s a m t s t a n d an C h r o m e r z r e s e r v e n J u g o s l a w i e n s läßt
sich, bereits wesentliche Zukunftserfolge der Aufschließung miteinbeziehend,
mit etwa 500.000—600.0001 bezeichnen. Ein darüber hinausgehender
Hoffnungswert an Tonnen, in seinen geologischen Grundlagen nur mehr
vage zu kennzeichnen, kann vielleicht noch einen ähnlichen zusätzlichen
Betrag umfassen. Immer aber hat die Verwirklichung auch schon dererstgenannten Ziffer zur Voraussetzung, daß planmäßiger, weitausschauenderund beharrlicher Hoffnungsbau nach geologischen Richtlinien betrieben
wird.
Es entbehrt jedoch noch aller geologischen und bergwirtschaftlichen
Erfahrung und Begründung, wenn als Chromerzreserven Jugoslawiens
bereits heute schon eine Ziffer von 12,000.000 t genannt wird, welche Zahl
B. GÜNTHER 1934 in seiner eingangs zitierten Weltübersicht der Chromerzvorräte einführt—in der Südrhodesien mit der gleichen Erzreservenziffer
aufscheint — und die 1939 von J. HARROY in eine ähnliche Übersichtübernommen wird.
Innerhalb der Grenzen Jugoslawiens wurden seit Beginn der Chromerzgewinnung in den achtziger Jahren des vorigen Jahrhunderts etwa 1,200.000 t
Chromerz aus seinen Lagerstätten ausgebracht.
Es besteht begründete Aussicht, daß Jugoslawien auch in nächster
Zukunft wieder die Höhe seiner Vorkriegsproduktion an Chromerz annähernd
erreichen kann und damit seinen Platz in der Balkanchromproduktion
behauptet. Die leicht greifbaren Vorräte der Oberflächennähe gehen
allerdings langsam ihrer Erschöpfung entgegen. Der Grubenbau steht vor
der Aufgabe, in größere Tiefen vorzustoßen, was höheres geologisches
Risiko bedingt, damit auch breitere Arbeitsplanung notwendig macht undunweigerlich auch von höheren Gestehungskosten begleitet sein wird.
Dies gilt, vielleicht Albanien für eine Zeitlang noch ausgenommen, auch fürden übrigen, balkanischen Chromerzbergbau.
Albanien. Es ist in seiner Chromerzproduktion das jüngste unter den
Chromerz erzeugenden Ländern der Balkanhalbinsel.
Einige frühe Daten über Chromerzvorkommen haben die ersten geologischen Erforscher des Landes mitgebracht. F . K E R N E R [228] führt 1918 solche aus dem Valbona-©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

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tal an. E. NOWACK [240] reiht 1924 Chromit bereits unter die Vorkommen seines nordalbanischen Erzbezirkes. Die Abgeschlossenheit des Landes und der völlige Mangel an
Verkehrseinrichtungen in das Innere des Landes ließen bis 1940 Albanien als Chromland
nicht hochkommen. Weder B . G Ü N T H E R [733] 1934 noch J . H A R R O Y [737] 1939
zählen das Land zu den chromhöffigen in ihrer Übersicht der Weltvorräte an Chromit.
Erst die in diesen Jahren erfolgte italienische Erschließung durch großzügigen Straßenbau
brachte auch die chromerzhöffigen Gebiete, die gerade in den innersten, Jugoslawien
zugewendeten Gebirgsketten des Landes liegen, in den Bereich bergwirtschaftlicher
Zugänglichkeit. Mit einem Schlag waren in den Jahren 1941 und 1942 die Möglichkeiten
gegeben, Chromerzbergbau in breiter Front zu entwickeln. Eine Reihe bedeutender
Derberzlagerstätten, ihren Ausbissen nach bekannt gewesen, wurden tagbaumäßig
abgebaut, damit dem Lande Albanien eine jäh ansteigende Chromerzproduktionskurve
bringend.

Die vier, in den Jahren 1940—1944 erschlossenen und bebauten Chromerzreviere Albaniens: Letaj, Kukes, Klos und Pogradec waren zusammen
in der Lage, eine Jahresausbeute von 30.000—40.000 t vornehmlich Reicherz
zu gewährleisten. Ist zwar die günstige Periode der Tagbauausschöpfung
bald zu Ende und muß auch hier zu gutem Teil schon dem langsameren,schwierigeren und kostspieligeren Grubenbau weichen, sind trotz alledem
alle geologischen Voraussetzungen gegeben, daß Albanien auch in Zukunft
im Rahmen der vorhin angezeigten Produktionsziffer eine wichtige Rolle
als Chromerzeuger einzunehmen vermag.
Die Erzvorräte Albaniens können, wenn ihre Beurteilung in ähnlicher
Weise aufgebaut ist, wie es für Jugoslawien geschah, auf Grund der Einsichten 1943 mit 400.000—500.000 t betrachtet werden.
Nicht ich allein bin mit meinen Schätzungen, auf geologischbegründete Teilschätzungender einzelnen Reviere aufgebaut, zu dieser Vorstellung gekommen, sondern ich habesie später auch von anderer Seite in Meldungen montanistischer Fachzeitschriften bestätigt
gefunden (z. B . dieselbe Ziffer in Z. f. pr. G. 1942, H. 5).
Lag bisher das Schwergewicht der Ausbeute im Bezirke von Letaj, so stehen auch dieübrigen Reviere in ihren Anteilen an der Gesamtproduktion nicht viel nach. — Erkenntnis
von Zonenbau des Peridotitmassivs ist insbesondere für den Chromerzbergbau von Kukes
bedeutungsvoll, aber auch für Letaj nicht ohne Gewinn; in Klos und Pogradec stehen
praktische Verwertbarkeit solcher Erfahrungen noch aus.

Das weitere Vorrücken der verkehrsmäßigen Erschließung des Landes
auch in abseitige Peridotitgebiete läßt noch ein Ausweiten in der Entwicklung von Chromerzrevieren erwarten. Es ist darum verfrüht, denzusätzlichen Hoffnungswert an möglichen Tonnen für Albanien heuteschon abzugrenzen.
Nachdem die albanischen Chromitvorkommen hauptsächlich als Reicherz, sehr oft
als Derberz auftreten, ist der Ruf nach Aufbereitung — mit Ausnahme im Revier Kukes,
wo auch reichlich Schlierenplattenerze vorhanden sind — nicht dringlich. Der häufig
über Durchschnitt hohe Fe-Gehalt der albanischen Chromerze muß in Kauf genommen
werden.

Die angezeigte albanische Förderkapazität von 30.000—40.000 t, im
Höchstanstieg vielleicht auch 50.000 Jahrestonnen vorwiegend als Reicherz
vermag, an Chrominhalt gemessen, sogar die normale Friedensproduktion
Jugoslawiens zu übertreffen.
Griechenland. Die griechische Chromerzproduktipn ist in den Jahren
vor 1939 großen auf- und absteigenden Schwankungen unterworfen, dochsind darin nicht Ergiebigkeitsschwankungen sondern elastische Anpassungs-

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fähigkeit der Lagerstätten an die Nachfrage des Marktes zu sehen. Die
Jahreserzeugungen bewegten sich in dieser Zeit zwischen 15.000 und
50.000 t.
Hauptträger dieser Produktion waren die massiven Chromitlagerstätten von D o m o k o s
u n d T s a n g l i in Mittelgriechenland. Beide Vorkommen mit ihren zu Gruppen gedrängten
Derberzlinsen gestatteten ohne viel Ausrichtungs- und Abbaustrecken rasche Fördererhöhung, ebenso aber auch prompte Drosselung der Produktion. Die Jahres-Förderkapazität der Schachtanlage von Domokos lag bei 24.000 t, jene von Tsangli bei Volos
etwa um die Hälfte tiefer; in beiden Gruben erfolgte fast ausschließlich Reicherzförderung im Durchschnitt von 38—40% C r 2 0 3 — begehrtes Erz für die Industrie feuerfester Steine. Tiefenausrichtung und weitere Untersuchungen des erzhöffigen Raumeshaben in beiden Vorkommen noch aussichtsreiche Aufgaben vor sich. Die dichte Reihung
der Erzlinsen von Domokos und die bisherige Erkenntnis ihr s räumlichen Verhaltens
lassen, ebenso wie für N a d a in Mazedonien, Einsatz von Tief bohrungen erfolgversprechendsehen. Präzise geologische Daten für das Erschätzen der wahrscheinlichen Erzreserven
von Domokos und Tsangli stehen zur Zeit noch spärlich zur Verfügung, doch dürfte
eine Vorstellungsgröße von 100.000 t für beide zusammen sich noch als weit überholbar
erweisen.
Gegenüber diesen beiden großen Gruben treten die übrigen Chromerzreviere Griechenlands an Bedeutung zurück.
Die O l y m p g r u b e n einschließlich Rodiani und die übrigen Chromgruben Nordgriechenlands westlich Saloniki sind von schwankender Ergiebigkeit. Es handelt sich u meine größere Zahl kleiner Bergbaue, oft nicht einmal zu Gruppen zusammenschließbar,mit Erzkörpern, die im einzelnen meist unter einer Größenordnung von 10.000 t bleiben.
Einzelne Gruben zeichneten sich durch günstige Qualität ihrer Derberze, 46—48% Cr 2 0 3 Gehalt und mehr, aus. Der Produktionsumfang dieses nordgriechischen Abschnittes
h a t in günstiger Zeit 8000—10.000 t Jahrestonnen erreicht und wird an diese Leistungsfähigkeit auch noch weiterhin herankommen können.
Der Chromerzbergbau auf der C h a l k i d i k e h a t in den Kriegsjahren 1941—1944
eine Neubelebung erfahren, nachdem die Jahre vorher fast vollständigen Stillstandder Erzeugung bedeuteten. Nur die Gruben bei Sedes östlich Saloniki standen um 1930
vorübergehend in Betrieb. Die jüngstvergangenen Kriegsjahre brachten fast sämtliche
Chrom-Vorkommen der Chalkidike, die 40 Jahre und länger brach lagen, wieder in Ausbeute. K r a n Mahal, Sedes, Galatista, alle östlich Saloniki, sowie jene von Wafdos undOrmiglia, die alle dem gleichen basischen Gesteinsstrang Kran Mahal-Ormiglia angehören.
Überdies wurde das Chromerzgebiet von Gomati auf der O-Seite der Chalkidike, wo
ebenfalls zahlreiche Reste des alten türkischen Chrombergbaues vorlagen, aufs neue
in Untersuchung und Produktion genommen.
Der westliche Chromerzzug der Chalkidike, durch die Endpunkte K r a n MahalOrmiglia bezeichnet, ist durch reiche Derberze, über 4 8 % Cr 2 O s reichend, als auch durch
chromreiches Molekül der Sprenkelerze ausgezeichnet. Der östliche nach Gomati benannte
Zug birgt neben chromreichem Derberz einen beträchtlichen Anteil von solchem mit
nur um 4 0 % Cr 2 0 3 -Gehalt. Durch Ausrichtung und Abbau auch der minderwertigen
Erze des Chalkidikerevieres wurde die Lagerstättenkenntnis als auch das Bild der möglichen
Ersatzreserven wesentlich erweitert.
Die Chalkidike ist in der Lage, bei stärkerer Anspannung von Ausrichtung und Abbau
8000—12.000 Jahrestonnen an Chromerzproduktion zu bringen. Der vorgeschrittene
Ausbeutestand der bekannten Vorkommen aber auch eine Reihe geologischer Bedingnisse
der Chalkidikereviere lassen vorläufig den Umfang der als sicher bis wahrscheinlich
noch erbeutbaren Chromerzreserven mit Zurückhaltung beurteilen und mit etwa 60.000
bis 80.000 t bezeichnen. Das wäre nicht viel mehr als Ormiglia allein 1880—1900 an Produktion ergab.
Die kleinen Chromitvorkommen auf den I n s e l n , Euböa und anderen, werden im
letzten Jahrzehnt nicht mehr bearbeitet.
Von den ostgriechischen Chromerzgebieten Sinikli und Soufflion in T h r a z i e n haben
beide bisher beschränkte Ausbeuteerfolge aufzuweisen. Als reicheres Revier, auch hinsichtlich Cr 2 G 3 -Gehalt seiner Erze, erweist sich bisher S o u f f l i o n , wo immerhin einige
1000 t produziert erscheinen; beträchtliche Dunitanteile im Zonenbau dieses Peridotitmassivs geben auch noch für die Zukunft Chancen. I n S i n i k l i , wo die Chromitkörper,z. T. ohne Dunit, mehr spärlich und nesterartig als Kleinlagerstätten verteilt sind, stehen
die Aussichten weniger günstig.

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Im Gesamtüberblick der griechischen Chromerzreviere lassen sich einer
künftigen Jahresdurchschnittserzeug ung von 40.000 t zur Zeit eine Höhevon sichtbaren, wahrscheinlichen und teilweise auch nur möglichen Erzvorräten von insgesamt etwa 300.000—400.000 t gegenüberstellen. Ein
darüber hinausgehender Hoffnungswert ist damit noch nicht zum Ausdruck
gebracht.
Bulgarien. Der Chromerzbergbau in Bulgarien hat wenige Jahre vor
1939 seinen Anfang genommen. Die Gruben der Ostrhodope haben vorübergehend Produktionen von einigen 1000 Jahrestonnen aufzuweisen.
G o l e m o K a m e n i a n e mit seinen 40%igen Derberzen scheint weitgehend erschöpft
zu sein. Die weiter westlich gelegenen Gruben, u m den Flußlauf der A r d a geschart,
weisen anhaltendere Entwicklung von Kleinbergbauen auf. Großzügige Ausrichtungsversuche sind allerdings, soweit meine Einsicht reicht, ebensowenig in der bulgarischen
Ostrhodope als in den ostgriechischen Chromrevieren vorgenommen worden.
Die Vorkommen in Nordwestbulgarien, bei F e r d i n a n d o v o u n d S o t i r , welche
W. G Ü N T H E R [733] erwähnt, blieben mir unbekannt.

Vorläufig erscheinen die Entwicklungsgrenzen des bulgarischen Chromerzbergbaues eng gesteckt, auf die Erzeugung einiger 1000 t Jahrestonnen im
Höchstmaße begrenzt.
Rumänien. Die Kunde von den Chromerzvorkommen bei Orsova an derDonau reicht weit zurück, noch in die österreichisch-ungarische Epoche.
Im Weltkriege 1916—1918 wurden 30.000 t Chromerz aus diesem Reviere
herausgeholt; in der Hauptsache waren es minderwertige Erze, auch im
Chromitmolekül arm, also auch nicht mit Vorteil aufbereitungsfähig. An
noch zu Tage austretenden oder vorgerichteten Erzmengen ist heute, soweit
Berichte aussagen, wenig festzustellen. Die Grubenbaue sind allerdings
größtenteils verfallen. Ich selbst war leider nicht in der Lage, dieses Chromerzrevier durch eigene Untersuchungsarbeiten in meine Erfahrung einzubeziehen und kann daher auch zur Frage der Erzreserven nicht unmittelbar
Stellung nehmen.
Nachdem außer den Lagerstätten bei Orsova keine weiteren Cr-Vorkommen vongegenwärtiger oder einstiger Bedeutung in Rumänien bekannt sind, müssen die vonanderer Seite aufgestellten Schätzzifiern der Chromerzvorräte dieses Landes dem Orsovarevier in der Hauptsache zugeschrieben werden. W. G Ü N T H E R [733] weist für Rumäniens
Chromerzvorräte 10,000.000 t aus, J. H A R R O Y [737] schließt in der gleichen Ziffer auchdie bulgarischen Vorräte ein. Wenn es sich nicht u m „geologische Vorräte" handeln
soll, sondern eine Schätzung nach Grundsätzen erfolgt, welche neben den Ergebnissen
geologischer Beurteilung auch das bergwirtschaftliche Erlangbare in sich schließt, hat die
Ziffer von 10,000.000 als viel zu hoch zweifellos keine Berechtigung, sie kann keinesfalls
in Vergleich gesetzt werden zu den voranstehenden Schätzungen der Erzvorräte des übrigen
Balkangebietes, für welche die erwähnten Grundsätze maßgeblich waren.
Von rumänischer Seite selbst wird, wie ich einem Berichte von Ing. BÄRBAT aus dem
Jahre 1944 entnehme, die Vorstellungen von Millionen Tonnen Vorräten zurückgewiesen,
niedrigere Erzvorräte angenommen, als einigermaßen sicher werden in diesem Bericht
12.000 t bezeichnet; die Produktion 1917—1918 wird mit 40.000 t, jene der Zeit vor dem
ersten Weltkrieg mit 75.000 t genannt, lagernde Haldenvorräte sollen 3000 t betragen.

Das Chromerz der Balkanhalbinsel nimmt sich in der Gesamtübersicht seiner Förderkapazität und seiner Lagerstättenvorräte etwa wie folgt aus:©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

608
Erzvorräte (Fördererz) in Tonnen
einschließlich der wahrscheinlichen
Ungefähre Friedensförderkapazität und möglichen Vorräte (letztere
in Jahrestonnen (alles Fördererz, basiert ebenfalls auf geologische
Wascherz bis Derberz, inbegriffen) Begründbarkeiten sowie bergwirtschaftliche Erfahrungen und Voraussetzungen)
Jugoslawien.

60.000—70.000(Cr-Metallinhalt zirka 10.000 t)

600.000

Albanien . . .

40.000—50.000(Cr-Metallinhalt zirka 11.000«)

500.000

Griechenland

30.000—50.000(Cr-Metallinhalt zirka 9000 t)

400.000

Bulgarien. . .

? 5.000(Cr-Metallinhalt zirka 1000 t)

min. einige 10.000

Rumänien . .

t 10.000

Summen.

130.000—170.000 ((Cr-Metallinhalt 31.000 *)? 100.000
1,500.000 (1,600.000)*Die Ziffer von 1,500.000 t als g e s a m t e r L a g e r s t ä t t e n v o r r a t a n
C h r o m e r z der B a l k a n h a l b i n s e l ist auf die gegenwärtigen Einsichten
in den geologischen und bergmännischen Fragenbereich aufgebaut und kannin ihren realen Grundlagen noch einigermaßen überblickt werden. Die
Bergwirtschaft der einzelnen Länder kann auch nur mit den ihnen anteiligen
Ziffern dieses Gesamtvorrates unmittelbar Planung betreiben. Ein z u s ä t z l i c h e r H o f f n u n g s w e r t , auf allgemeinere geologische Faktoren gestützt,aber immer noch von bergwirtschaftlichen Vorraussetzungen belastet, kanndiesem Gesamtvorrat noch angeschlossen werden und ist etwa in der Höhevon 1,000.000 t zu betrachten. Damit münden die möglichen T o t a l r e s e r v e n an Chromerz auf der Balkanhalbinsel in eine Vorstellungsgröße
von etwa 2?/2 Millionen Tonnen.
Für den Vorgang solcher Schätzungen kann nicht oft genug auf die Notwendigkeit
hingewiesen werden, die geologischen Erwägungen mit bergmännischer Erfahrung zu
verbinden, wobei insbesondere die bergwirtschaftliche Durchführbarkeit der aus solchen
Schätzungen notwendigerweise entspringenden Schürf- und Ausrichtungsaufgaben zur
Geltung kommen muß. Auch wenn der Preis als Grundlage der Wirtschaft innerhalb
großer Staatswirtschaften langsam von seinem Gewichte verliert, ist diese Elastizität
in der Preisfrage etwa der Bergbauprodukte auch dort eine begrenzte und mittelbar
auch heute noch weltwirtschaftlichen Einflüssen unterlegen.
Die Eigentümlichkeiten und Erfordernisse des b a l k a n i s c h e n C h r o m e r z b a u e s
i n b e r g w i r t s c h a f t l i e h e r H i n s i c h t habe ich in der knappen Darstellung seiner
Geologie und Bergbauverhältnisse 1937 [10] gekennzeichnet; was für die S c h ä t z u n g
v o n E r z r e s e r v e n aus diesen Gesichtspunkten heraus von Belang ist, sei, ohne
damit erschöpfend auszusagen, in folgende Sätze zusammengefaßt:
Erforderlich ist weit vorausblickende Planung des Ausrichtungsbaues und beharrliche
Durchführung desselben, unter geologischer Kontrolle gehalten, so daß er sich den jeweils
angetroffenen, bei weitem nicht immer voraussehbaren geologischen Verhältnissen entsprechend anpaßt. — Die Obertags-Schürfungen sind noch lange nicht abgetan undkönnen nach geologischen Richtlinien ausgewertet und verbessert werden. — Das Vordringen der Ausrichtung in das Innere der Stockwerks- oder Lagengebilde, als welche©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at609
die chromerzführenden Peridotitmassive in der Regel erkannt werden, erfordert, sich mit
dichtem Netz der Ausrichtungsstrecken vor allem in den Dunitzonen als am erzhöf figsten
auszubreiten; daher Beachten derselben und Erkennen des Lagenbaues auch in seiner
raummäßigen Entfaltung. Entscheidung über Schacht-, stollen- oder tiefbohrmäßiges
Ausrichten kann letzten Endes von der Erkenntnis des Lagen- und Zonenbaues beeinflußt
werden. Laufende Beobachtungen und Bewertung der Lokaltektonik ist dringendes
Betriebserfordernis, um an die Ausrichtung Erfolg zu heften und h a t in der Darstellung
laufend nachgetragener geologischer Horizontkarten Ausdruck zu finden. — Bereits
die Ausrichtung muß, um ihrer eigenen Entwicklung möglichst weiten Spielraum zu geben,
von Anbeginn an die späteren Förderprobleme ins Auge fassen (Taubquerschläge, Schächte
und Aufbrüche, Straßen, Seilbahn, Kleinbahn) und versuchen, durch gruppenweises
Zusammenfassen von Lagerstätten und von Lagerstätten-Hof figkeitsbereichen die später
etwa notwendigen Fördereinrichtungen auf das Wirtschaftlichste zu gestalten.
Der Einsatz g e o p h y s i k a l i s c h e r M e s s u n g e n , u. a. magnetischer Feinmessungen,h a t sich bisher noch nicht entscheidend an erfolgreichem Aufsuchen von obertags unbekannt
gebliebenen Chromitanhäufungen in Serpentingebieten beteiligt, doch ist auch hier
Weiterentwicklung der Untersuchungsmethoden zu erwarten.

Abschließend werden noch die heute abschätzbaren Lagerstättenvorräte an Chromerz der Balkanhalbinsel und die Leistungsfähigkeit seines
Chromerzbergbaues in Gesamtheit der W e l t e r z e u g u n g u n d d e n Weltv o r r ä t e n a n C h r o m e r z gegenübergestellt.
Entsprechend der stetig ansteigenden Entwicklung der Friedensproduktion an Chromerz kann der Jahres-Weltverbrauch und damit die Welte r z e u g u n g mit mindestens 1,500.000 t Chromerz für die nächste Zukunftabgesehen werden. Die mögliche Förderkapazität der Balkanhalbinsel
von 150.000 Jahrestonnen vermöchte mithin 10% der Welterzeugung
aufzubringen, an Chrommetall gemessen allerdings weniger, etwa 6—8%.
Ein Vergleich der für die Balkanhalbinsel ermittelten Erzvorräte mit
jenen der Weltvorräte an Chromerz kann erst dann standhalten, wenn die
Bewertung auch der übrigen Chromerzproduktions- und sonstigen Chromerzhoffnungsgebiete hinsichtlich ihrer Erzreserven unter Anwenden desgleichen Maßstabes geologisch-bergmännischer Erfahrung und gleicher
Zurückhaltung erfolgt, wie es den Schätzungsversuchen für die Balkanhalbinsel zugrunde liegt. Doch ist aus den Einzelziffern, welche die Weltv o r r a t s s u m m e a n C h r o m e r z , lagerstättenmäßig, in den Darstellungenvon B. GÜNTHER [733] 1934 und J. HARROY [737] 1939 zusammensetzen, mit Gewißheit zu ersehen, daß für die Einzelgebiete noch höchst
ungleichwertige Beurteilungen vorliegen. — Stütze der künftigen Weltchromerzversorgung auf weitere Sicht und in ausschlaggebendem Ausmaße
bleiben wohl immer noch die Chromerzreviere Rhodesiens.
Nach den Aufstellungen von J. HARROY betragen die Weltvorräte an
Chromerz in Lagerstätten rund 115,000.000 t, wovon ungefähr die Hälfte
auf Chromerz erzeugende, die andere Hälfte auf nichtproduzierende, dochchromerzhöffige Gebiete entfallen würden. Die zeitlich nur wenig zurückstehende, etwas konservativere Zusammenstellung von B. GÜNTHER führt
eine Gesamtvorratssumme von rund 60,000.000 t Chromerz an, ebenfalls
zu ungefähr gleichen Mengen auf Chromerzproduktions- und reine Hoffnungsgebiete aufgeteilt.
Neben diesen Weltvorratsziffern nimmt sich die hier abgeleitete Vorratssumme 2,500.0001 an Chromerz in Lagerstätten der Balkanhalbinsel
anscheinend ungebührlich klein aus, würde aber in ihrem anteilmäßigen
Werte sofort wachsen, wenn auch die übrigen Teilsummen der Weltvorräte
einer gleich strengen Beurteilung unterlägen.
Jahrbuch G. B. A., Sonderband 1, 2. Teil

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610GÜNTHER und HARROY stellen in ihren Abhandlungen zugleich die
Chromerzvorräte vor Augen, welche im C h r o m g e h a l t der aus Rückständen
der Serpentinverwitterung hervorgehenden E i s e n e r z e liegen. Die Weltvorräte an solchem „residual ore" werden von beiden Autoren in der Höhevon 5 % Milliarden Tonnen angezeigt; ihr Chromoxydgehalt schwankt
zwischen 1—3%, höhere Werte bis 6% sind seltener. (Die bereits in erprobten
Verfahren geübte Ausnützung auch dieses niedrigen Cr-Gehaltes ist vor
allem für die direkt aus Erzen geschöpfte Chromstahlerzeugung — z. B.
Mayaristahl, Kuba — von Bedeutung.) Für Griechenland allein setzte
HARROY 75 Millionen Tonnen solcher Eisenerze ein.
In Abschnitt VII des allgemeinen Teiles dieser Arbeit wurde bei Besprechung der sedimentären Bildungsweise dieser Eisenerze und ihren
Vorkommen in Albanien, Jugoslawien und Griechenland der Mindestgesamtvorrat für die Balkanhalbinsel in der Höhe von 30—40 Millionen
Tonnen angegeben. Diese Schätzung hält sich in engeren Grenzen als dievorgenannte, schließt aber auch bei weitem nicht alle möglichen Erze ein,
die noch unter dünner Jura- oder Kreide-Kalkdecke verborgen sein können.
Wird für den Weltvorrat an chromhaltigen Eisenerzen ein Durchschnitts-Cr 2 0 3 -Gehalt von 2 % zugrunde gelegt, so übertrifft schon dieser
Chrominhalt den der derzeitigen Weltvorräte an Lagerstätten-Chromit um
ein Mehrfaches.
Eür den Balkanraum betrachtet, hält unter den Ziffern der eigenen
Schätzung der Chrominhalt dieser Eisenerzlagerstätten jenem der Chromitlagerstätten nahezu die Waage. Vorerst liegt allerdings der wirtschaftliche
Wert dieser Eisenerze, die unter den Balkanvorkommen zur Zeit nur in
Griechenland ausgebeutet werden, in ihrem Ni-Gehalt, der bisher hauptsächlich im Krupp-Renn-Verfahren zugute gebrächt wurde.

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611

Führer durch das Schrifttum(mit einzelnen Nachträgen bis 1950).

Die älteren, wenn auch oft sehr verdienstvollen Arbeiten aus dergeologischen Literatur der B a l k a n h a l b i n s e l u n d A n a t o l i e n s , jene
von ANTOULA AMI DE BOUB, JIREÖEK, TSCHIHATSCHEFF,VISQUENEL u. a., zum Teil aber auch jene von BITTNER, BUKOWSKY,
CVIJIÖ, NEUMAYR u. a. stehen den hier behandelten Fragestellungenzumeist schon etwas ferne und werden darum nicht oder nicht mehr vollständig hier angeführt; sie sind mit vorzüglichen Referatsangaben in derbis 1903 nahezu erschöpfend dargestellten Literaturübersicht von F. TOULA[20] enthalten.
Nicht alles hier angeführte Schrifttum konnte unter den Schwierigkeiten
der Kriegs- und Nachkriegszeit im Original eingesehen werden, manches
insonderheit an außereuropäischer, aber auch beispielsweise an italienischer
Literatur war oft nur in Referaten zugänglich. Einiges wurde an Arbeiten
hier eingereiht, wo auch Referate nicht zur Hand waren und nur aus Verwendung in anderen Arbeiten oder — ausnahmsweise — gar nur aus ihrem
Titel sich eine Beziehung zu den hier behandelten Problemen ableiten ließ.
Für Balkanhalbinsel und Anatolien wurde möglichst vollständiges
Anführen und Verwerten jener geologischen Literatur angestrebt, dieunmittelbar oder auch erst in weiterem Abstand an die Probleme derbasischen Gesteine und der Chromerzlagerstätten rührt. Für diese Aufgabe
stand auch die Kenntnis der Literatur einigermaßen vollständig zur Verfügung und auch eine Anzahl solcher geologischer Schriften wurde hieraufgezählt, die zwar abseits eigentlicher Serpentinfragen, doch für die
im ersten Teil dieser Arbeit behandelte Lokalgeologie einzelner Serpentingebiete Bedeutung haben.
Auch der Serpentin- und Chromerz-Literatur der A l p e n wurde hie,eine etwas breitere Übersicht eingeräumt und vielfach Angaben entnommenr
da gerade von dort eine Reihe wichtiger Klärungen von Genesis und Metamorphose der Serpentingesteine ihren Ausgang nehmen.
Für die Serpentin-Chromerz-Literatur der ü b r i g e n e u r o p ä i s c h e n
u n d a u ß e r e u r o p ä i s c h e n L a n d g e b i e t e , die nur zu kurzen vergleichenden Betrachtungen herangezogen wurde, war ein gleich ausführliches Verzeichnis nicht beabsichtigt und konnte auch unter den gegenwärtigen
Zeitverhältnissen — Schwierigkeiten in der Bibliotheksbenützung, viele
Lücken, manche Bibliotheken noch gar nicht wieder aufgestellt oder zum
Teil zerstört — nicht zum Ziele gesetzt werden. Es lag aber im Bestreben,
wenigstens Vorarbeit und Beitrag zu liefern für eine künftige Weltl i t e r a t u r s c h a u durch alle wichtigeren Arbeiten über basische
bis ultrabasische Massengesteine und Chromerzlagerstätten.

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612
Gliederung
der nun folgenden
Serpentin- und Chromerzgeologie:

Literaturübersicht

vonI. B a l k a n h a l b i n s e l u n d A n a t o l i e n , einschließlich Ägäis und eng
benachbarte Mediterrangebiete.
a) Sammelarbeiten.
b) Einzelne Länder: Jugoslawien,
Rumänien und Ungarn,
Bulgarien,
Albanien,
Griechenland,
Europäische und asiatische Türkei.

II. Die a n d e r e n e u r o p ä i s c h e n u n d a u ß e r e u r o p ä i s c h e n Landgebiete.
Alpen und Nordkarpathen,Pyrenäen und Iberische Halbinsel,
Apennin und dessen Randbereiche,
Fennoskandia,
Sonstiges Europa,
Ural,
Asien,
Australien und Indonesien,
Afrika,Beide Amerika und Grönland.

III. A l l g e m e i n e F r a g e n in B e z i e h u n g zur S e r p e n t i n - u n d
Chromerzgeologie.
IV. N a c h t r ä g e (in der Hauptübersicht in alphabetischer, doch sachlich
ungeordneter Reihenfolge) zu I—III, wobei die einzelne Ländergebiete
betreffenden Arbeiten zwecks Vervollständigung der länderweisen Übersichten I und I I auch dort oder nur dort als Subnummern angeführt sind.
Die mit * versehenen Arbeiten sind selbst wieder Träger ausführlicher Literaturhinweise zu den Serpentin- und Chromerzbelangen.
A b k ü r z u n g e n : C. f. Min. == Centralblatt f. Mineralogie; G. Z. = Geologisches
Zentralblatt; J b . G. R. A. = Jahrbuch der Geologischen Reichsanstalt Wien; G. B . A.
= Geologische Bundesanstalt Wien; Z. D. G. G. = Zeitschrift der Deutschen Geologischen
Gesellschaft; N. J b . = Neues Jahrbuch für Min. etc.; Geol. Rdsch. = Geologische
Rundschau; Z. f. pr. G. = Zeitschrift für praktische Geologie; ME. = Zeitschrift Metall
und Erz, Berlin; Ec. Geol. = Economic Geology; C. R. = Comptes Rendus; usw.
Literaturnummern im Text sind mit eckiger Klammer [ ] versehen.

I. Balkanhalbinsel, Anatolien, Ägäis und diesen unmittelbare Mediterrannachbarschaft.
a) Sammelarbeiten (Nr. 1—22).
1.

CVIJIC J . : Die dinarisch-albanesische Scharung. — Sitzungsber. Ak. d. Wiss.,
Wien 1901.
2.
— Die Tektonik der Balkanhalbinsel. — C. R. X I . Congr. Int. Geol., Wien 1903.
3 * . D O E L T E R C.: Die Mineralschätze der Balkanländer und Kleinasiens. — Verlag
F. Enke, Stuttgart 1916.
4. HENCKMANN W . : Die Chromerze des Nahen Ostens. — Z. f. pr. G., 50, 1942.
5. H E R I T S C H F r . : Karbon und Perm in den Südalpen und in Südosteuropa. —Geol. Rdsch., Bd. X X X , S. 529—588, 1939.
6. H I E S S L E I T N E R G.: Geologie und Bergbau der Chromerzlagerstätten desBalkans. — Festschr. Leobner Bergmannstag, 1937.
7. K O B E R L.: Die Großgliederung der Dinariden. — C. f. Min., Abt. B , S. 425, 1929.

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8.

KOCKEL C. W . : Südosteuropa — eine geologische Einheit. — Leipzig, Viertelj.
Zeitschrift f. Südosteuropa, J g . I, 1937.
9. KOSSMAT F . : Die Beziehung des südosteuropäischen Gebirgsbaues zur Alpentektonik. — Geol. Rdsch., XV., H. 3, 1921.
Ferner: Bemerkungen zur Entwicklung des Dinaridenproblems. —Geol. Rdsch., XV., S. 145, 1921.
10*.
— Geologie der zentralen Balkanhalbinsel. — Verlag Borntraeger, Berlin 1924.
11. NOPCSA F . Baron: Geologische Grundzüge der Dinariden. — Geol. Rdsch., 12. Bd.,
1/2. H., S. 1—19, Leipzig 1921.
12.
— Zur Tektonik der Dinariden. — C. f. Min., Abt. B, S. 434, 1928.
13. O P P E N H E I M P . : Neue Beiträge zur Geologie und Paläontologie der Balkanhalbinsel. — Z. D. G. G., Bd. 58, S. 109, 1906.
14*. PETRASCHECK W. E . : Gebirgsbildung, Vulkanismus und Metallogenese in den
Balkaniden und Südkarpathen. — Berlin 1942.
15. P I L G E R A.: Die Stellung der dinarischen Schiefer-Hornstein-Formation. — C. f.
Min. Abt. B, 7939.
16.
— Die Stellung des innerdinarischen Troges im alpinen Orogen.—N. J b . f. Min.
etc. Beil. Bd. 86, Abt. B, S. 163—188, 1942.
17. S C H W I N N E R R.: Gebirgsbau und Erdmagnetismus auf der Balkanhalbinsel. —•Gerlands Beiträge zur Geophysik, Bd. 39, H. 2/3, 1933.
18. STEINMANN G.: Die ophiol. Zonen in den medit. Kettengebirgen. — C. R.
Congres intern, geol., Madrid 1927.
19. TOULA Fr.: Geologische Übersichtskarte der Balkanhalbinsel. — J b . G. R. A.,
Wien 1882.
20*.
— Der gegenwärtige Stand der geologischen Erforschung der Balkanhalbinsel
und des Orients. — C. R., I X Congres Geol. Int., Bd. I, Wien 1903.
21. W E G M.: Die Balkanländer. — Antiquarischer Katalog 133, Leipzig 1912.
22. W I N K L E R - H E R M A D E N A.: Dinariden und Alpen. — C. R. Congr. Intern.
Madrid 1926.
Ferner: Die Bedeutung des Alpen-Dinaridenproblems für den Alpenbau.
— J b . G. B. A., Wien 1927/28.

b) Einzelne Länder:J u g o s l a w i e n (Nr. 23—174).
23.

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A M P F E R E R O. und HAMMER W . : Erster Bericht über eine 1917 im Auftrag
und auf Kosten der Kaiserliehen Akademie der Wissenschaften ausgeführte
geologische Forschungsreise in Nordwestserbien. — Sitzungsber. K. Ak.
d. Wiss. Wien, math.-naturw. Kl., Abt. I, 126. Bd., 9. H., 1917.
— — Erster Bericht über eine 1918 im Auftrage und auf Kosten der Akademie
der Wissenschaften ausgeführte geologische Forschungsreise in Westserbien. — Sitzungsber. Ak. d. Wiss., math.-naturw. Kl., Abt. I, 127. Bd.,
H . 89, 1918.
— —• Ergebnisse der geologischen Forschungsreisen in Westserbien. Siehe [55].
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HAMMER W . : I . Die basischen Intrusivmassen Westserbiens.
I L Die Diabas-Hornstein-Schichten. —• Denkschrift Ak. d. Wiss.,
math.-naturw. Kl., 98. Bd., Wien 1921.
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Kn. 249, 1934.
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Javorje, Lola, Bjela und ihrer Umgebung. — Ann. Geol. Peninsule Balk.,
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41. E R D M A N N S D Ö R F E R O. H . und LEUCHS K . : Das Gebiet zwischen Vardar,
Strumica und Dojransee. Heft „Südostmazedonien und Kleinasien", die
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313. TSCHERMAK G.: Analyse eines hydrophan-ähnlichen Minerals von Theben. —•Sitzungsber. Ak. d. Wiss., X L I I I , S. 381, Wien 1861.
313 a. V O B B E A D I S G.: Siehe „Nachträge" [896].
313b. W U B M A.: Zur Kenntnis d. Metamorphikums der Insel Kreta. — N. J b . f. Min.
Mon. H . 5. 1950.
313 c. ZDABSKY A.: Siehe „Nachträge" [905].

Europäische und asiatische Türkei (Nr. 314—369).
I 314.

ANGEL F . : Aus der Gesteinswelt Anatoliens. — N. J b . f. Min. etc., Beil.-Bd. 62,
Abt. A, 1930.
315. A B N I P . : Tektonische Grundzüge Ostanatoliens und benachbarter Gebiete. —Veröffentlichungen d. Inst. f. Lagerstättenkunde der Türkei, H . 4, Ankara
1939. (Maden Tektik ve Arama Enstitüsü).
Ferner „Nachträge" [821].
316. B U K O W S K I Gejza v.: Neue Fortschritte in der Kenntnis der Stratigraphie
Kleinasiens. — C. B . I X . Intern. Geol. Kongreß, Wien 1903 (1904).
317. B E H B E N D F . : Die Kupfererzlagerstätte Arghana Maden in Kurdistan. — Z. f.
pr. G., 33, 1925.
318. Chromerze, Die türkischen. — Engg. Min. Journal, J u n i , S. 29, 1939.
318a. CAGLAR B. K . : Une heure au gisement de Chrome de Karagedik — M. T. A.,
Ankara 1943.
318b. F R A N K E L.: Siehe „Nachträge" [841].
319. F B E C H F . : Geologie Kleinasiens im Bereich der Bagdadbahn. — Z. D. G. G.,
Berlin 1916.
320.
— Über den Gebirgsbau des Taurus u n d seine Bedeutung für die Beziehungender europäischen und asiatischen Gebirge. — Sitzungsber. Preuß. Ak. d. Wiss.,
1912.
320 a. GYSIN M.: Observation sur le metamorphisme des dolomites au contact desserpentines dans la region de Divrik (Turquie). — C. B . soc. phys. et hist.
nat., Geneve, Vol. 59, 1942. (Vorher Vol. 56. 1939).
320b. H A B R I S : Siehe „Nachträge" [846].
321. H E L K E A.: Die osttürkische Chromitprovinz. — X V I I . Ber. d. Freiberger Geol.
Ges., 1938 (1939).
322.
— Die Chromerzlagerstätten des Vilajets Elazig. — Zeitschrift f. Lagerstättenforschung d. Türkei MTA., 3, H. 3, Ankara 1938.
323. HENCKMANN W . : Beiträge zur Kenntnis und Beurteilung der türkischen
Chromitvorkommen. — ME., H. 8, Berlin 1931.
324. KOVENKO V.: Gite de magnetite aceompagne de Tourmaline de la region de
Divrik. — MTA., Ankara 1939.
325.
— Les gites de chromite de Guleman (Turquie). — Maden Tektik ve Arama(MTA.), H. 3, S. 425—452, Ankara 1942.
326.
— Quelques gites de chromite en forme de filons et leur genese (Turquie). —MTA., Ankara 1943 (Bef.: Z. f. pr. G., H . 2, 1944).
326 a.
— Province metallogenique de Guleman-Ergani Maden. — M. T. A., Ankara
1944.
326b.
— Filons de chromite du type d'injection de la region de Bursa (Turquie). —•M. T. A., Ankara 1935.

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625
326c.

K O V E N K O V.: Gites de chromite des regions de Fethiye et de Dagardi. —M. T. A., Ankara 1945.
326d.
—• Gites de chromites et roches chromiferes de l'Asie Mineure (Turquie). —Mem. de la soc. geol. de France, Nouv. Serie, T. X X V I I I , F . 4, 1950.
| 327. KRÜMMER A.: Die türkischen Bodenschätze (mit zwei Tafeln). — Archiv fürLagerstättenforschung. Preuß. Geol. L. A., H. 49, 1928.
328. de LAUNAY L.: La geologie et les riehesses minerales de l'Asie. — Paris 1911.
329. LEUCHS K.: Geologische Entwicklung von Anatolien. — Leipz. Vierteljahreszeitschrift, Südost-Europa, 1938.
330.
— Anatolien und Thrazien. — Geol. Jahresber., Bd. I, B, 1939.
[; 331.
— Türkei (Anatolien und Thrazien). — Geol. Jahresber., Bd. IV, B , 1942.
332.
— Der Bauplan von Anatolien. — N. J b . f. Min. etc., Abt. B, H. 2/3, 1943.
333. MACIM ASIM S I R E L : Die Cu-Erzlagerstätte Ergani-Maden (noch nicht eingesehen, angekündigt. N. J b . f. Min. etc., H. 5, 1944. Vermutlich auch für
die allgemeine Geologie des Guleman-Cr-Gebietes von Bedeutung).
334. MAY W . : Die bergbaulichen Verhältnisse in der Türkei. — Ost. Zeitschrift f.
B. u. H., Nr. 18, Wien 1896.
335. MENSEBACH W . : Türkischer Chromerzbergbau. — Metallwirtschaft 22, S. 258
bis 259, 1943.
336. METZ K . : Beiträge zur Geologie des Kilikischen Taurus im Gebiete des Ala Dagh. —Sitzungsber. Ak. d. Wiss. Wien, math.-naturw. Kl., Abt. I, 148. Bd., 1939.
336a. MICHEL H . : Siehe „Nachträge" [874].
337. M Ü L L E R : Die Bergbauindustrie der europäischen Türkei. — Ber. über Handelu. Industrie, Reichsamt d. Inneren, X I X , 12, Berlin 1913.
338. NOWACK E . : Die wichtigsten Ergebnisse meiner anatolischen Reisen. — Z. D. G. G.,
Monatsber., 8—10, S. 306—310, 1928.
339.
—• Eine Reise längs der Südküste von Kleinasien. — Zeitschr. d. Ges. f. Erdkunde Nr. 7/8, Berlin 1928.
340. OELSNER O.: Vorläufiger Bericht über die Meksuf-Konzessionen im Bezirk
Fethiye und Koyejicz. — Archiv M. T. A., Ankara 1935.
341. OSSWALD F . : Armenien. — Handbuch regionale Geologie, V. Bd., 1912.
342. PAECKELMANN W . : Neue Beiträge zur Kenntnis der Geologie, Paläontologie
und Petrographie der Umgebung von Konstantinopel. — Abh. Preuß.
Geol. L. A., 1938.
343. PAULCKE W . : Geol. Notizen aus meinem Kriegstagebuch. — Geol. Rdsch.,
XV/J926.
344. P E N C K W . : Die tektonischen Grundzüge Westkleinasiens. — Verlag J . Engelhorn
Nachf., Stuttgart 1918.
345. P E R K I N S E . : Turkey and its Chrome ore. — Engg. Min. Jl. 140, p . 29—34,
1943.
346. P H I L I P P S O N A.: Reisen und Forschungen im westlichen Kleinasien. — Petermanns Ergänz.-Hefte, Berlin 1915.
347.
— Kleinasien. — H a n d b . Region. Geol., Bd. V, Abt. 2, 1918.
348. P I L Z R.: Beitrag zur Kenntnis der Kupferlagerstätten in der Gegend von Arghana
Maden. — Z. f. pr. G., S. 191, 1917.
349 a. R O S I E R G.: Rapport geologique sur les gisements de chromite de la concession
Guleman. — Bericht Archiv MTA., Ankara 1939.
349b.
—• Sur la geologie et les gisements de chromite de la region de Guleman (Anatolie).
— Soc. Phys. et Hist. nat. Geneve, C. R. 59, Nr. 1, 1942.
350. SALAMON-CALVI: Kurze Übersicht über den tektonischen Bau Anatoliens. —Maden Tektik ve Arama, H . 5, Ankara 1940.
Auch unter „Nachträge" [885].
351. SCHAFFER F . : Geol. Studien im südöstlichen Kleinasien und Nordsyrien. —Sitzungsber. Ak. d. Wiss., math.-naturw. Kl., CX und CIX, Wien 1900, 1901.
352. SCHMEISSER C : Bodenschätze und Bergbau Kleinasiens. — Z. f. pr. G., S. 186,
1906.
353. SCHUHMACHER F . : Die bergbauliche Erschließung der Türkei. — Z. D. G. G.,
Berlin 1937.
354. SIMMERSBACH Br.: Die nutzbaren mineralischen Bodenschätze in der kleinasiatischen Türkei (mit einigen Notizen über die europäische Türkei). —Zeitschrift f. Berg-, Hütten- und Salinenwesen im preuß. Staate, S. 515,
Berlin 1904.
355. T C H I H A T C H E F F P. d e : Asie Mineure, description physique. — Paris 1869.

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626
356.

U D L U F T H . : Untersuchungen an Eruptivgesteinen aus der Umgebung vonKonstantinopel. — Preuß. G. L. A., Berlin 1939.
356 a. W E I N S C H E N K E . : Siehe „Nachträge" [900].
357. W E I S S K. E . : Kurze Mitteilungen über Lagerstätten im westlichen Anatolien(Chrom in der Türkei). — Z. f. pr. G., S. 250, 1901, und Fortschr. pr. Geol.,
1903.
Ferner: Chrombergbau im westliehen Anatolien: — Z. f. pr. G., 1906.
358. de W I J K E R S L O O T H P . : Einige neue Daten über die Genese und das Alter desEisenerzvorkommens von Divrik (Vilayet Sivas). — Zeitschrift f. Lagerstättenforschung d. Türkei, MTA., Ankara 1941.
j 359.
— Einiges über den Magmatismus des jungen Paläozoikums (des Varistikums)
im Räume West-Zentral-Anatoliens. — MTA., Ankara 1941.
360.
— Metamorphose des Chromspinells in den türkischen Lagerstätten. — Zeitschrift f. Lagerstättenforschung d. Türkei, MTA., Nr. 2/27, S. 267—289,
Ankara 1942.
361*.
— Die Chromerzprövinzen der Türkei und des Balkans und ihr Verhalten zur
Großtektonik dieser Länder. — Zeitschrift f. Lagerstättenforschung d. Türkei,
Nr. 1/26, 1942.
362.
— Pneumatolytisch-hydrothermale Umwandlungen in den Chromerzlagerstätten des H a t a y s (Türkei). — MTA., Ankara 1942.
| 363.
— Über die im weiteren Sinne sedimentären Manganerzlagerstätten West1u n d Zentralanatoliens. — MTA., Ankara 1943.
364.
— Mikroskopische Beobachtungen an anatolischen Chromerzen. — MTA.,
Ankara 1943.
364a.
— Neuer Beitrag z. K. der Kupferlagerstätte Ergani Maden. — MTA., Ankara
1945.
— Die hydrotherm. Umwandlungen des Chromits als Begleiterscheinung der
364 b.
Magnesitbildung in Westanatolien. — MTA., Ankara 1945.
364 c.
— Die Metamorphose des anatolischen Chromerzes u n d ihre Abhängigkeit
von den magmatischen Ereignissen. — MTA., Ankara 1946.
364d.
— Die Chromitlagerstätte der Guleman-Konzession (Vilayet Elasiz), Türkei. —Proc. K n . nederl. Akad. Wetensch., 50, 1947. — Ref. Chem. Z. BL, 120,
S. 23, 1949.
365. de W I J K E R S L O O T H P . und H . K L E I N S O R G E : Zur Geologie der devonischen
oolithischen Eisenerzlagerstätten a m Camdagi bei Adapazar, Vilayet
Kocaeli (Izmit) Türkei. — Zeitschrift f. Lagerstättenforschung, MTA.,
1940.
366. W I L S E R J . L . : Die stratigraphische und tektonische Stellung der Dobrudscha
und die Zugehörigkeit des Balkangebirges zu den nordanatolischen Ketten. —Geol. Rdsch., X I X , 1928.
367. Z I E G L E R A . : Zur Geschichte des Meerschaums mit besonderer Berücksichtigung
der Meerschaumgruben von Eskishehir in Kleinasien. — Dresden 1878.
368. Z I E G L E R K . : Montangeologisehe Untersuchungen im westlichen Taurus. T. I I . —Berieht Archiv, MTA., Ankara 1938.
369.
— Regionale Übersicht über die bis jetzt bekannten Chromerzvorkommen
im Vilayet Cankiri. — Bericht Archiv MTA., Ankara 1941.

II. Die anderen europäischen und außereuropäischen Landgebiete.
Alpen und N o r d k a r p a t h e n (Nr. 370—459).
370 a. A M P F E R E R O.: Siehe „Nachträge" [820].
370b. ANDREATTA C.: La formazione gneissico-kinzigita e le oliviniti di Val d'Ultimo. —Trento 1935.
371a. ANGEL F . : Petrogr. geol. Studien im Gebiete der Gleinalpe (Steiermark). —J b . G. B. A., Wien 1923.
371b.
— Gesteine der Steiermark. — Sonderbd. Naturw. Verein f. Stmk. 60, Graz 1924.
372.
— Stubachit und Stubaehitserpentin vom Ganoz (bei Kais in Osttirol). —Z. f. Kr., Bd. 72, H . 1, 1929.

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627
373.

ANGEL F . ; Gesteinskundliche und geologische Beobachtungen in Osttirol,
Venedigerabschnitt der Hohen Tauern. — Mitt. Naturw. Ver. f. Stmk.,
Bd. 66, Graz 1929.
374.
— Gesteine v. südlich. Großvenediger.—N. J b . f. Min. usw., Beil.-Bd. 59, Abt. A,
S. 232, 1925.
375.
— Gesteinskundl. und geol. Beiträge z. K. d. Schobergruppe in Osttirol. —Verh. G. B. A., 7/8, Wien 1928.
376.
— Die Sehobergruppe. — Verh. G. B . A., Wien 1928/29.
377.
— Stüdlgrat-Großglockner. — Verh. G. B . A., H. 3, Wien 1929.
378.
— Notizen zur Morphologie des Antigorits (Kärntner Vorkommen). — Mitt.
naturw. Ver. f. Stmk., 1930.
379.
— Über gabbroide Kerne aus den Hochlantschdiabasen. — C. f. Min., Abt. A,
1931.
380.
— U m Tilisuna. Vergleichende gesteinskundliche Studie. — N. J b . f. Min. etc.,
Beil.-Bd. 62, Abt. A, 1931.
381.
— Diabase und ihre Abkömmlinge in den österreichischen Ostalpen. — Mitt.
d. naturw. Ver. f. Stmk., 69, 1932.
382.
— Der Kraubather Olivinfels- bis Serpentinkörper als Glied der metamorphen
Einheit der Gleinalpe. — Fortschr. d. Min. Kr. u. Petr., 1939.
383.
— Mineralfazien und Mineralzonen in den Ostalpen. — Wiss. J b . d. Univ. Graz,
1940.
384. ANGEL F . und BIRNBAUM N . : Glimmeramphibolit aus dem Kainachtal. —Tscherm. Min.-petr. Mitt., 1923.
385. ANGEL F . und MARTINY G.: Die Serpentine der Gleinalm. — Tsch. Min. Petr.
Mitt., Bd. 38, 1925.
386. ANGEL F . und S C H N E I D E R E . : Die Amphibolite des Gleinalmgebietes. —Tscherm. Min.-petr. Mitt., Bd. 36, H . 1, 1923.
387. ANGEL F . und WEINZODL F . : Paragenese des Serpentin-Reaktionshofes vonTraföß. — Tscherm. Min.-petr. Mitt., Bd. 46, 1935.
387 a. A R T I N I E . : Eine neue Minerallagerstätte im Serpentin von Antronapiana in der
Val d'Ossola. — Z. f. Kr., 58, 1923.
388. BALL J . : The serpentine and associated rocks of Davos. — Diss., Zürich 1879.
388 a. BANDAT H . : Siehe „Nachträge" [823].
389. B E A R T H P . : Die Diabasgänge der Silvretta. — Schweiz. Min.-petr. Mitt., Bd. X I I ,1932.
390. B E C K E F . : Führer zu den Exkursionen in den zentralen Hohen Tauern.
X I I . Intern. Geol. Kongr. — Wien 1903. — Ferner „Nachträge" [824] [825].
391. B O N N E Y : Serpentines from the Rhätic alps. — Geol. Mag., 7, 2, 1880.
Ferner: A s t o n E . und B o n n e y , On an alpine nickelbearing serpentine. —Quart. J . Geol. S o c , 52, p . 452, London 1896.
392. BRAUMÜLLER E . : Der Nordrand des Tauernfensters zwischen dem Fuscher
und dem Rauriser Tal. — Mitt. G. G., Wien 1937/38.
393. CLAR E . : Ein Beitrag zur Geologie der Schobergruppe bei Lienz (Osttirol). —•Mitt. Naturw. Ver. f. Stmk., 1927.
394*.
— Mikroskopische Untersuchungen an der Magnesitlagerstätte von Kraubath.
— Z. f. pr. G., 1928.
395.
— Über die Geologie des Serpentinstockes von K r a u b a t h und seiner Umgebung. — Mitt. Naturw. Ver. f. Stmk. 64/65, Graz 1929.
396.
— Geologische Stellung des Serpentins von Kraubath. — Fortschr. d. Min.
Krist. Petr., X X I I I , 1939.
397. CORNELIUS H . P . : Über Funde von Aegirin in Graubündner Gabbrogesteinen.
C. f. Min., S. 449, 1922.
398.
— Vorkommen von Hornblendegabbro in der steirischen Grauwackenzone. —•Verh. G. B. A,. Wien 1930.
399.
— Über einige seltene Gesteinstypen aus dem Grüngesteinsgebiet von Zermatt(Wallis). — Mitt. Geol. Ges., 26, Wien 1933.
400.
— Profile aus der oberen Val Tournanche. — Mitt. G. G., Wien 1935.
Ferner: Petrographische Untersuchungen in den Bergen zwischen
Septimer- und Julierpaß, N. J b . f. Min. Beil. Bd. 35.
401*.
— Geologie der Err-Juliergruppe. Beiträge zur geologischen K a r t e der Schweiz.
— Bern 1935.

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628
402.

CORNELIUS H. P . : Eruptivgesteine in den Werfener Schiefern der steirischniederösterreichischen Kalkalpen. — Verh. G. B. A., Wien 1936.
Ferner: Anzeiger Ak. d. Wiss., Wien, Nr. 5, 1950.
402 a.
— Zur magmatischen Tätigkeit in der alpidischen Geosynklinale. — RA.
Bodenforschung, Wien 1941.
402b.
— Gibt es eine alpin-dinarische Grenze ? — Mitt. Geol. Ges., Wien 1949.
403. CORNELIUS H . P. und CLAR E . : Geologie des Großglocknergebietes. — Abh.
Zweigst. Wien, Reichsamt f. Bodenforschung (Geologische Bundesanst.
Wien), Bd. X X V , 1939.
404. CORNELIUS H . P. und FURLANI-CORNELIUS M.: Einige Beobachtungenüber das Serpentinvorkommen von Kilb am niederösterreichischen Alpenrande. — Verh. G. B. A., Wien 1927.
405. D I E H L E . A.: Siehe „Nachträge" [836].
406. D I T T L E R E . : Über chemische Untersuchungen an den Mineralen von den Totenköpfen im Stubachtale. — Min.-petr. Mitt., 43, 1932.
407 a. GRENGG B . : Siehe „Nachträge" [845].
407b. GRÜNAU H . : Geologie von Arosa. — Diss., Bern 1947.
408. HAMMER W.: Eklogit und Peridotit in den mittleren Ötztaler Alpen. — J b . G.
B. A., H . 1/2, Wien 1926.
409.
— Über die Peridotite am Loibiskogel im Ötztal. — Verh. G. B . A „ Nr. 3,
Wien 7933.
409a. HARTMANN E . : Siehe „Nachträge" [847].
410. H A U S E R L. (A.): Petrographische Begehungen in der Grauwackenzone der Umgebung Leobens. — Verh. G. B . A., Wien 1936, 1937, 1938.
411.
— Die geologischen und petrographischen Verhältnisse im Gebiete der Kaintaleckscholle. — J b . G. B . A., Wien 1938.
412.
— Der Zug der Grüngesteine in der Grauwackenzone der Umgebung vonLeoben. — C. f. Min., 1928.
413.
— Die diabasischen Effusiva in der Grauwackenserie zwischen Mur- und
Ennstal. — N. J b . f. Min., B. Bd. 75, Abt. A, 1939.
414.
— Das Diabasvorkommen in den Werfener Schiefern bei der Rennerhütte
westlich von Frein (Stmk.). — Min. Petr. Mitt., 51, 1940.
415.
— Ein Diabasvorkommen im Gutensteiner Kalk bei Mariazell. — N. J b .
f. Min. Geol. Pal., Abt. A, 1942.
415 a. H A U S E R L. (A.) und U R E G G H . : Die Serpentine der Steiermark. — T. H . Graz1949.
415b. HEGEMANN F r . : Siehe „Nachträge" [847 a].
415c. H E R I T S C H F . : Siehe „Nachträge" [849].
416. H E Z N E R L.*: Ein Beitrag zur Kenntnis der Eklogite und Amphibolite unterbesonderer Berücksichtigung des mittleren Ötztales. — Tsch. Min.-petr. Mitt.
1903.
Der Peridotit von Loderio. — Vierteljahrsschr. Nat. Ges., Zürich 109.
Anmerkung: Schweizerische Serpentinliteratur bis 1935 ziemlich reichhaltig zitiert bei P h i l l i p s und H e s s , Americ. Mineralogist Nr. 6, Vol. 21,
1936, hier angeführt unter [881].
416a. HÖDL A.: Siehe „Nachträge" [853a].
416b. H O R N F . R.: (betr. Norite d. Ivreazone). — Tscherm. Min.-petr. Mitt., X V I I , 1898.
416 c. H U B E R H . M.: Physiographie und Genesis der Gesteine im südöstlichen Gotthardmassiv. — Schw. Min. Petr. Mitt. 23, 1943.
416 d. HUSSAK E . : Siehe „Nachträge" [855].
416 e. H U T T E N L O C H E R H . : Beiträge zur Geologie des Gesteinszuges Ivrea-Verbano I .
— Schw. Min.-petr. Mitt. X X I I . 1942.
417. I P P E N A. J . : Zur Kenntnis einiger archaischer Gesteine des Bachergebirges. —Mitt. Naturw. Ver. f. Steiermark, H. 30, 1893.
418.
— Amphibolgesteine in den Niederen Tauern. — Mitt. Naturw. Ver. f. Steiermark, 1896.
419. K I E S L I N G E R A.: Der Serpentin von der Judenbrücke (Mölltal, Kärnten) u n dseine Verwitterung. — C. f. Min. etc., Abt. A, 1937..
420. K L E B E L S B E R G R. v.: Geologie von Tirol. — Verl. Bornträger. Berlin 1935.
420a*.KOARK H . J . : Die Serpentine des Ochsners (Zillertal) und Reckners (Tarntal). —Ber. Med. Nat. Ver. Innsbruck 1949.
Ferner: Erweitert in N. J b . f. Min. Abhdlg., 81, H. 3, 1950.

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420 b. K Ö H L E R und MARCHET: Die Eruptivgesteine aus dem Lainzer Tiergarten. —Min.-petr. Mitt., 51, 1939. (Hiezu neuest: E . J . Z I R K L in J b . G. B . A.,
Wien 194911950).
Ferner: Gesteine des Waldviertels u n d seiner Randgebiete. — Fortsem*.
Min. etc., 25, 1941.
420c. K O P E T Z K Y (-WÜNSCH) I n g e : Chromhaltiger Chlorit (Kämmererit) von
Kraubath. — Tscherm. Min. Petr. Mitt. Bd. I. — 1950.
421. K O R D I U K B . : Über das Alter der slowakischen Serpentine. — C. f. Min., 1941,
B, S. 56, Stuttgart 1941.
422. KÜMMEL F . : Über basische Tiefengesteine der Zentralalpen u n d ihre Metamorphose. — Min.-petr. Mitt., 49, 1937.
423. L E I T M E I E R H . : Der Meerschaum von Kraubath. — Sitzungsber. Ak. d. Wiss.,
Wien 1915.
424.
— Einige neuere Mineralvorkommen im Gebiete des Habachtales Usw.—Min.petr. Mitt., 53, 1942.
425. LÖWL F . : Quer durch den mittleren Abschnitt der Hohen Tauern. — I X . Intern.
Geol. Kongr., Exkursionsführer, 1907.
426. MACHATSCHKI F . und GÄRTNER H . R.: Biotitgranatamphibolit von derKoralpe. — C. Min. Geol. Pal., Abt. A 1927.
427. M E I X N E R H . : Die Minerale des Serpentingebietes von K r a u b a t h in Steiermark. —Min.-petr. Mitt., 49, 1937.
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und G. A. SOKOLOW, herausgegeben von der Akademie der Wissenschaften
der Sowjetunion 1940, stand mir für meine Arbeit leider nicht zur Verfügung; Kenntnis seines Inhaltes bekam ich erst durch das Referat vonW. E . PETRASCHECK, welcher in den Berg- und Hüttenm. Monatsheftender Montanistischen Hochschule Leoben 1947, H . 6, das Buch bespricht
und hiebei einige vergleichende Bemerkungen zu ihm bekannten BalkanChromvorkommen anfügt.
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790*. S C H N E I D E R H Ö H N - R A M D O H R : Lehrbuch der Erzmikroskopie. — Verlag
Borntraeger, Berlin 1931.
791*. S C H N E I D E R H Ö H N H . : Lehrbuch der Erzlagerstättenkunde. Bd. I. — Jena.1941.
792.
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792 a.
— Mineraleinschlüsse in Erzmineralien. — N. J b . f. Min. Geol. Pal. Abt. A ;H . 1, 1943.
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Bedeutung? — Geol. Rdsch. 16, 1925.
Ferner: Geologische Bedeutung der Tiefseeabsätze und die ophiolithischen
Massengesteine. — 1905.
805.
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806. STILLE H . : Über europäisch-zentralasiatische Gebirgszusammenhänge. — Nachr.
Ges. Wiss. Göttingen, math.-naturw. Kl., 1928.
807.
— Bemerkungen betreffend „sardische" Faltung und den Ausdruck „ophiolithisch". — Z. D. G. G., 1939.
808.
•—• Zur Frage der Herkunft der Magmen. — Abh. Preuß. Ak. d. Wiss., math.naturw. Kl., Nr. 19, 1940.
809.
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814. T R Ö G E R E . : Der Gehalt an seltenen Elementen bei Eruptivgesteinen. — Chemie
der Erde, Bd. 9, S. 285, 1935.
814a.
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816. V E R N A D S K I W . : La Geochimie. — Paris 1924.
817. VOGT J . H . L . : Bildung von Erzlagerstätten durch Differentiationsprozesse inbasischen Eruptivgesteinen. :— Z. f. ,pr.,G., 1893 und 1894.
818. W E R N I C K E F . : Die primäre Erzverteilung auf den Erzlagerstätten und ihre
geologischen Ursachen. — Halle 1933.
818a. W E N K E . : Die Assoziation von Radiolarienhornsteinen mit ophiolithischen
Erstarrungsgesteinen als petrogenetisches Problem. — Mineral. Petr. Inst.
Universität Basel, Experentia, Vol. V/6, 1949.
818b. W I N C H E L L A. N . : The spinel group. — American Mineralogist, 26, 1941.

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IV. Nachträge.
Nr. 819—90S alphabetisch, doch sachlich ungeordnet, überdies für die länderweisen
Abschnitte auch als Subnummern geführt. Einige zugewachsene Literatur als Subnummern
auch in Abschnitt I I I der Literaturübersicht. — Ein Teil der Nachtragsliteratur gelangte
erst nach Fertigstellung des Manuskriptes mir zur Kenntnis oder Einsicht, das gilt auchfür die wichtigen neueren Werke Nr. 906 ( R o u t h i e r ) und 907 ( B u r r i - N i g g l i ) . Immerhin
wurden hinweisartige Bemerke daraus nachträglich — als solche gekennzeichnet — noch
fallweise in den Text eingebaut; auch die Nachträge 908—920 aus den letzten Jahrgängen
der „Econ. Geology" wurden noch fallweise verwertet.
819.

ALDERMANN A. R.: Eclogites from the neighbourhood of Glenelg, Invernessshire. — Quart. Jl. Geol. S o c , 92, London 1936.
820. A M P F E R E R O.: Über das Bewegungsbild der Weyerer Bögen (Betr. Glaukophan
im Gabbro von Laussa). — J b . G. B. A., Wien 1931.
821. A R N I P . : Materialien zur Altersfrage der Ophiolithe Anatoliens. — M. T. A.,
H . 7, Ankara 1942.
822. B A D E R E . : Zur Bildung der Schwefelkieslagerstätten der Merdita (Nordalbanien). — N. J b . , Abt. A, Beil.-Bd. 74, 1938.
823. BANDAT H . : Die geologischen Verhältnisse des Köszeg-Rechnitzer Schiefergebirges (Burgenland-Österreich). — Földtane Szemle, Budapest 1932.
824. B E C K E F . : Olivinfels und Antigoritserpentin aus dem Stubachtal (Hohe Tauern).
— Tscherm. Min.-petr. Mitt., 14, 271, 1895.
Ferner: Das niederösterreichische Waldviertel. — Tscherm. Min.-petr.
Mitt., 32, 1913.
825. BLAAS J . : Über Serpentin und Schiefer aus dem Brennergebiete. — Nova acta
K. Leop. Carol. Ak. Naturf. 64, 1, 1894.
826. B O E K E - E I T E L : Grundlagen der physik.-chem. Petrographie. — Berlin 1913.
827. BONNEY T. G. und R A I S I N C. A.: The microscopic structure of minerals
forming serpentine and their relation to its history. — Q u a r t . J l . Geol. S o c ,Vol. 61, London 1905.
828. B R E S I N A A.: Sulphuricin aus Kalamaki (Griechenland). — J b . G. R. A., Wien 1876.
829. B R O E G G E R W. C.: The South Norvegian Hyperites and their Metamorphism. —Skrifter Videnskaps Akad. i Oslo, 1934.
830. BTJDDINGTON A. F . : ( . . . Nature of the E a r t h Crust . . .) — American Mineralogist, 28, 119—140, 1943.
831. CAMZELL Charles: (Betr. Diamant in Chromit.) — Econ. Geol., VI, S. 604—611,
1911.
832. CARSTENS C. W . : Norske Peridotiter. — Norsk Geologisk Tidskrift, V, 1920.
833. CHUDOBA K . : Mikroskopische Charakteristik der gesteinsbildenden Mineralien. —Freiburg/Breisgau 1932.
834. CREVELING G.: A peridotite of Presque Isle, Michigan, a study in serpentinisation.
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835. DALY R. A.: Igneous rocks and t h e depth of the earth. 1933.
836. D I E H L E . A.: Geol. petrograph. Untersuchung im Val d'OUomont. — Schweiz.
Min.-petr. Mitt., 1938.
837. DRÄSCHE R.: Über Serpentine und Serpentin-ähnliche Gesteine. — Tscherm.
Min.-petr. Mitt., 1871—1872.
837a. E P P R E C H T W. und B R A N D E N B E R G E R E . : Die Entwässerung von Chrysotil
und Antigorit. — Schw. Min. Petr. Mitt., 26, 1946.
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839. ESKOLA P . : On the principles of metamorphic differentiations. — Bull. Commiss.
geol. Finlande, Nr. 97, 1932.
839 a. F O R T I E R Y. O.: Some observations on chromite. — American Jl. S c , vol. 244,
1946.
840. FOULLON H . v. und GOLDSCHMIDT V.: Über die geologischen Verhältnisse
der Inseln Syra, Syphnos und Tinos. — J b . G. R. A., Wien 1897.
841. F R A N K E L.: Bericht über einige Erzlagerstätten in Kleinasien. — ME., 1918.
842. GOLDSCHMIDT V. M.: Über einen Fall von Natronzufuhr bei K o n t a k t metamorphose. — N. J b . f. Min., Beil.-Bd. 39, 1914.
843.
— Geol. Petr. Studien im Hochgebirge des südlichen Norwegens. — Kristiania
1916.

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647
844.

GRAHAM R. P. D . : Origin of the massive serpentine and the chrysotile asbestos,Black Lake Thetford Area, Quebec. — Ec. Geol., vol. 12, 1917.
845. GRENGG B . : Über die basischen Gesteine im Wiener Flysch. — Verh. G. B. A.,
Wien 1922.
845 a. HACKL O.: Nachweis und Bestimmung von ganz geringen Chromspuren. —D. Chem. Ztg. Nr. 9, 1920.
846. H A R R I S : Chrome Ore in Asia Minor. — Engg. Min. Jl. 85, p . 1088, 1928.
847. HARTMANN E . : Glaukophan in den Tarntaler Bergen.
Ferner: Der Schuppenbau der Tarntaler Berge etc. -— J b . G. R. A.,
Wien 1913.
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848. H E N T S C H E L H . : Der Eklogit von Gilsberg im sächsischen Granulitgebirge u n dseine Umwandlungserscheinungen. — Min.-petr. Mitt., Bd. 49, 1937.
849. H E R I T S C H F . : Eklogitamphibolite aus dem steirischen Kristallin. — C. f. Min.,
1922.
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851.
— Drowned ancient Islands of the Pacific Basin. — Americ. Jl. of S c , Vol. 244,
1946.
852. HIMMELBAUER A.-KOECHLIN R.: Neue Mineralvorkommen (Stichtit u. a.). —Tseherm. Min.-petr. Mitt., 32, 1914.
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854. HOLMES A.: A contribution to the petrology of the Kimberlite and its inclusions. —Trans, geol. Soc. S. Africa, 39, 1936.
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872.

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901. W E L L S Fr. G.: The hydrothermal alteration of Serpentine. — Americ. J l . of. S c ,Vol. X V I I . 1929.
902. W E L T E R O.: Ergebnisse einer geologischen Kartierung im mittleren Mazedonien
zwischen Ochrida und der Dudica. —• Sitzungsber. niederrhein. Ges. f.
Naturk. etc., Bonn 1919 (N. J b . , Beil.-Bd., 49, 1922).
903. WILSON W. H . : Chromite in Sierra Leone. — Min. Mag. 45, S. 201—208, 1931
oder 1932. Ref.: Geol., Z. 48, 1933.
903a. Y O D E R H A T T E N S. J r . : The Jadeite problem. — American J l . Sei., 248, 1950.
904. Z A P F F E C.: The effects of a basic igneous Intrusion on a Lake Superior Iron
bearing formation. — Ec. Geol., Vol. 7, 1912.
905. ZDARSKY A.: Die Eruptivgesteine des Troodosgebirges auf der Insel Cypern
und seine Erzlagerstätten. — Z. f. pr. G., 1910.
Außerhalb der alphabetischen Reihe:
906*. ROITTHIER P . : Essai sur la Chronologie des roches vertes. — Bull. d. 1. Soc.
geol. de France, 5 ieme s 6 r ie, X I V , Paris 1944.
907*. B U R R I C. und NIGGLI P . : Die jungen Eruptivgesteine des mediterranen Orogens.
1. Hauptteil. Einleitung. Die Ophiolithe. — Zürich 1945.
Ferner aus den letzten Jahrgängen der Econ. Geology:
908.
909.
910.
911.
912.
913.
914.
915.
916.
917.
918.
919.
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W E L L S F . G.: Geological Investigation of the Chromite Deposits of California(Allen). — Ec. Geol., Nr. 6, 1941.
S K E R L A. C.: Chromite Deposits of California. — Ec. Geol., Nr. 2, 1942.
JOHNSTON, CAPPER, SOUZA: Layered or Banded Chromite at Campo Formosa,
Bahia, Brazil. — Ec. Geol., Nr. 2, 1943.
B R O W N S.: Supergene Magnetite. — Ec. Geol., Nr. 2, 1944.
FAUST G.: The differentiation of Magnesite from Dolomite in Concentrates. —Ec. Geol., Nr. 2, 1944.
SCHWARTZ: Tracing the Duluth Gabbro Contact with a Magnetometer. —Ec. Geol., Nr. 3, 1944.
TOMLINSON H . : Notes on the Derivates of the Triassic Diabases od Pensylvania.
— Ec. Geol., Nr. 3, 1945.
T H A Y E R F . P . : Preliminary Chemical Correlation of Chromite with the containing
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ANIM M. S.: Origin and alteration of Chromite from Egypt. — Ec. Geol., 43,
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S H U K R I N . M.: On Chromites from Egypt. — Ec. Geol., 1948.
W H I T E Ch. H . : The Genesis of Intrusive Magnetite and Related Ores. — Ec.
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MAXWELL J . C.: Some occurences of Chromite in New Caledonia. — Ec. Geol.,Vol. 44, 1949.
F R E D E R E C K S O N A. F . : The behaviour of some Diabase and Basalt Dilation
Dykes in the Union Comanion Mines, Cornucopia in Oregon. — Ec. Geol.,Vol. 45, 1950.
Neueste a m e r i k a n i s c h e und r u s s i s c h e Cr-Literatur referiert; in Z.
f. Min. Tl. I I (red. H . S C H N E I D E R H O E H N ) , H . 1, 1950.

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651

CONTENTS ( = SUMMARY):

Serpentine and Chrome Ore Geologyof the Balkan Peninsula and of Part of Asia Minor"

By Dr. Ing. Gustav

Hiessleitnerof Graz, Styria, Austria; external member of the Austrian Geological Survey in Vienna.
With 149 Pictures in the Text, 37 Photos and Microphotos, 10, Plates and 3 Tables.

Second part.
The basic-ultrabasic rock series and Chromite deposits of the Balkan Peninsulaand of Asia Minor in relation to the general problems of their geology andorigin.
The chapters in the second p a r t intend to give a general view of the geologicalfeatures and origin of Serpentine and Chrome ore in the Balkan Peninsula and in
Asia Minor. Finally, relations are discussed to similar problems of ultrabasic rocks andChromite deposits in other parts of the world.

I. Rooks associated to Peridotite-serpentines in general.
Problems of the " p r i m a r y " association of Peridotite with adjacent rocks p .
1. EPIZONAL CBYSTALLINE ROCK S E R I E S , CONSIDERED MAINLY OF
p. 263
PALAEOZOIC AGE, ASSOCIATED TO S E R P E N T I N E AREAS
Veles-series. — Older Palaeozoic schists in general. — The Scheden limestone andthe Algonkian early Palaeozoic Geosynclinal Sediments. — Trojaci series. — The
younger Palaeozoic. — Examples of epicrystalline rock-associations with Peridotite
areas.
2. S E R P E N T I N E AND T H E FORMATION OF T H E RADIOLARIAN CHERTS(Sandstein-Diabas-Hornsteinformation resp. Schiefer-Hornsteinformation)
p . 283
The sedimentary rocks of the Radiolarian chert series, fossil-content, faeies, modeof origin, thickness, structural features. — Diabase and Diabase porphyries. — Relationof the Radiolarian chert series to serpentine. — Age problems and geological distributionof the Radiolarian chert series.
3. S E R P E N T I N E ASSOCIATED W I T H ROCKS OF H I G H L Y CRYSTALLINE
p. 298SERIES
Relations in some typical cases. — Paragneiss-series, brecciated gneissic rocks,
helsinkitic rock types etc. — The stratigraphical level of the Serpentine occurrences
within the crystalline series.

II. Remarks on Petrology and Magmatology of the Chrome bearing basicrock series.
1. P R I M A R Y T Y P E S OF T H E ULTRABASIC ROCKS, the non-metamorphic content
of minerals and the rockfabricp. 307
Dunite, Pyroxene bearing Peridotite, Pyroxenite.
2. Remarks on the CHEMICAL F E A T U R E S AND MAGMATOLOGY of the peridotitic
rocks
p. 315Chemical constitution. Melting temperature. Content of gases. Residual magma.
Residual solutions. Viscosity. Differentiation. The problem of the peridotitic magma.
3. T H E J O I N T I N G OF P E R I D O T I T E
p. 325©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at652
Bedding b y cooling; primary blocky jointing; spheroidal jointing; magmatic
breccias.
4. VEINS AND S C H L I E R E N I N MAGMATIC ASSOCIATION W I T H P E R I D O T I T E(Pyroxenite, Gabbropegmatite, Anorthosite, Albite etc.): other basic rocks in company
with the Peridotite (Gabbro, Norite, Diorite, Diabase, Amphibolite, Eclogite etc.) p. 328
5. I N T E R N A L AGE RELATIONS within the ultrabasic magmatic cycle. No directconnection of the Balkanese peridotites with the Basalt eruptions
p. 341
6. SOME O T H E R P R O P E R T I E S and peculiarities of rocks from the ultrabasic cycle. . . p . 345
Physical properties as Magnetism, electrical Conductivity, H e a t conductivity, Radioactivity, Gravity, etc.; occasionally Karst-like behaviour of Peridotite rocks, Soil andvegetation over Peridotite-Serpentine.

I I I . Chromite, and origin of Chromite deposits.
1. MINERALOGICAL DATA ON CHROMITE
p . 354
2. ORE MINERALS AND O T H E R MINERAL SPECIES P R I M A R I L Y ASSOCIATEDW I T H CHROMITE
p . 357
Oxydes, sulphides, diamond, etc. — Chromite and Platinum and relation to theorogenetical and non-orogenetical type of basic-ultrabasic rock series. — P l a t i n u m in the
Balkans ? — Silicates as gangue minerals.
3. CHROMITE AND P A R E N T ROCK
p . 365
4. CHROMITE AS AN ACCESSORY MINERAL
p. 367
5. ACCUMULATION OF CHROMITE I N DEPOSITS
p. 368
Early and late magmatic period of chromite segregation.—Plated ore body ("Schlierenplatte") and stockformed ( = sackformed) ore body ("Schlierenstock"). — Disseminated(scattered) ore and solid ore. — Peculiarities of the "Schlierenplatten". — The Radusha
type and the Ormiglia type of Balkanese Chrome ore deposits. — Banded ore and Chromeore with porphyry structure. — Parallel fabric of chrome ore. — Spheroidal (orbicular,
nodular) chrome ore types. — The Kavir odjak type. — Veinlike streaks of Chromeore. — Chrome ore deposits arranged in groups. Relation between chromite and t h eadjacent country rocks. — Gangue minerals of magmatic origin. — Problems of pneumatolytic hydrothermal origin of chromite. — Secondary chromite ? — A water aureoleenveloping chromite accumulations in the magma ? — Some peculiar conditions relating
to the origin of the Balkanese-Anatolian chromite deposits.

IV. Internal zoning of chromite bearing Peridotite massifs

p. 392

Zone structure within the Radusha Peridotite massif: basal zone, a middle zone
bedded and poor in ore, the upper so called Gorance-zone. — Comparisons with Trout
River, Bushveld, Great Dyke and others. — Zone structures in other Balkanese andAnatolian Peridotite massifs. — Peculiarities concerning the internal zoning of the
Lojane-Chalkidike-branch of the Vardar zone. — Orogenetic and anorogenetic typeof ultrabasic magma flow and intrusions of viscous magmas already differentiated. —Characteristics of chromite deposits and other mineral accumulations within the various
layered zones of an ultrabasic massif. — The practical significance of the zonal characteristics for chrome ore mining. — Superimposed layered structure or zoning ("Stockwerksbau") of ultra basic rocks t h e rule.

V. The mechanical conditions and form-types of Peridotite intrusions,
their contact metamorphism and age problems.
Difficulties in diagnosis..
p. 420Types of ultrabasic intrusive bodies. — Apophyses. —• Adjusted (concordant).lense form. —Gigantic fissure veins. — „Tectonic intrusions"p. 422
Movements of magma in a viscous state. — Depths where intrusions took place,vertical extensions and absolute size of Peridotite masses.
General remarks on the Intrusive mechanism of the Balkan Peridotites and parallelism
with to ether Peridotite occurrences.
DIABASE VOLCANISM, . p . 434
CONTACT METAMORPHISM .—Endogene formation of contact rocks. —Amphibolite. —Exogene contact metamorphism both thermal and by exchange of substance. — Quartz
infiltration in the immediate vicinity of Serpentine massifs. — Contact mineralization

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and contact rocks (formation of garnet, etc.). — Problem of Alkali emission and t h eeventual significance of Glaucophane" bearing rocks as contact phenomena. — Precipitationof carbon in the contact zone. — Formation of Ophicalcite. — Contact effects of Diabase. . . p . 436
AGE PROBLEMS of the Serpentines and conclusions, based on: features of rockpenetration, age of contact-metamorphized schists, rock associations, age of sediments
containing serpentine-pebbles, position of the Peridotite within the magmatic cycle,
pleochroic halos on minerals of contact-amphibolites. — Metamorphism and tectonics
in relation to the age problem. — The Serpentines as elements of the Variscian geosynclinal area. — Non-syntectonical "intrusions". — Frequent position of Serpentine on theboundary of high and less metamorphized rock series. — Summarizing, the age of theBalkan Peridotites is considered to be uppermost young palaeozoic. — Comparison
with the age problem of the Alpine and Carpathian serpentines
p . 453

VI. Peridotite and Chrome ore exposed to tectonics and metamorphism.
P E R I D O T I T E - S E R P E N T I N E AND REGIONAL TECTONICS. — Primary origin of
the Vardar zone. — Serpentine asan element of the premesozoic mountain building. —Tectonic role of the old massifs
p. 47 9LOCAL TECTONICS OF P E R I D O T I T E - S E R P E N T I N E Faulting. — Effects oftectonieal movements. — Mechanic rock deformations
p. 488P E R I D O T I T E and METAMORPHISM
p. 493E A R L Y METAMORPHISM (Serpentinization). — Mineralogy, morphology and association of the serpentine minerals. -^- Types of Balkanese serpentines
p. 495
Origin of Hornblende in Peridotite and Serpentine. — Origin of Smaragdite. . . p . 504
P R E G R A N I T I C TO GRANITIC REGIONAL METAMORPHISM
p . 509
Metamorphic cover around on Serpentine masses. — Amphibolite and Eclogite. —Amphibolite with " m a g m a t i c " features of origin; field observations as to the originof amphibolite. — Limesilikate rocks. — Reaction rocks between Serpentine and t h eenveloping schists. — Formation of Ophicalcite. — Biotitisation. — Phlogopitisation. —Talcisation. — Carbonisation. — Formation of Asbestos
p. 510Peridotite-Serpentine in the facies of rock metamorphism
p . 531
CHROMITE AND TO METAMORPHISM. —Effects of Cataclastic processes — Secondary
Chromite ? — Replacement of Chromite b y Magnetite
p . 534

VII. Shallow younger to recent mineral alterations and also formation of
new minerals in Chrome ore bearing Serpentine massifs.
T H E LAST P H A S E S OF LOCAL GRANITIC METAMORPHISM OF S E R P E N T I N E —Granite to Serpentine contact mineral paragenesis at Lojane. — Formation of Uwarowite
and Kämmererite. — (Artinite and Hydromagnesite.) — Other secondary chromeminerals
p. 540
ANDESITIC METAMORPHISM AND YOUNGER TO R E C E N T ALTERATIONSI N T H E I N T E R I O R OF CHROME ORE B E A R I N G S E R P E N T I N E MASSES N E A R
T H E I R SURFACES. — Silification. — Mobilisation of Cr and Ni. — Formationof Magnesite. — Siliciophite. — Meerschaum. — Gymnite. — Pyroaurite paragenesis in
Balkanese Serpentine masses. — ,,Rotten"-Serpentine
p. 547
A L T E R A T I O N OF S E R P E N T I N E , ACCUMULATION OF F E - AND NI-ORES I N
OLD W E A T H E R I N G CRUSTS OF T H E S E R P E N T I N E AND I N ITS ALLUVIALPRODUCTS. CLASTIC DEPOSITS AND PLACER DEPOSITS OF CHROMITE(AND PLATINUM).
Tropical surface weathering in situ: Limonite zone, Carbonate zone, autochthonous accumulation of Ni-ore. — The formation of Ni-silicates in general. — Lateritic iron ore
on serpentine. — Weathered Crusts of Serpentine: formation of Ni- and Cr-rich
oolitic iron ores. — Removal of Ni and Cr from Serpentine. — Placer deposits of
Chromitep . 561

VIII. Some general problems of the telluric and cosmic Peridotite andChrome ore geology.
Comparisons as to the age problems of Peridotite intrusions in a world-wide view. —Paroxysmal development of peridotitic rock cycles for the last time during the palaeozoic

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era. —- Synteotonical pseudo-intrusions. — The role of t h e ultrabasic rocks as "initial
Magmatites",p . 576
Peridotite in the inner part of the earth. — The separation of the moon from theearth. The terrestrial moon as a peridotite ball ? Ultrabasic rocks with Cr-content inmeteorites. — The Cr-content of Tektites
p . 590
Peridotite-calotte and Orogenesis
p . 596
Chrome ore formation and geochemistry — Nö strict rules as to distribution of chromeore deposits in the world. — Ultrabasic rocks and Magnesia metasomatism. . . p . 596
Appendix.
Ore reserves w i t h r e g a r d t o t h e future d e v e l o p m e n t of Balkanese
Chrome ore mining.
World production of chrome ore, value and use of chrome ore. — Actual capacityof the chrome ore production in the Balkan countries and chrome ore dressing. —Principles and methods t o estimate ore reserves in chrome ore mining. — Ore reserves
and prospect of future development of chrome ore mining in the Balkan countries, finallysummarized.
Ore reserves of Balkanese iron ores with chrome content and their total amount in chrome. . . p . 599
Bibliography (up t o 1950) of L i t e r a t u r e bearing on Serpentines
p . 611a n d Chrome ore
S u p p l e m e n t a r y List of pictures, plates, tables a n d p h o t o s ( a t t a c h e d
p . 2 6 1 , 654
hereby)List of minerals a n d rocks referred t o as concerning specificproblems of Serpentine a n d Chrome ore geology (2 n d p a r t )p . 657
List of localities (for t h e 1 s t a n d 2 n d p a r t )p . 661

List of Pictures in the text(all i t e m s are n u m b e r e d in c o n t i n u a t i o n of p a r t one).

I.
page
109. Section across t h e Vodno mountain and t h e lower part of t h e Treska-defile near
Skoplje (Macedonia)
270
110. Section from the Kobilica summit to Crni Vrh in the Shar mountains Northof Tetovo. Macedonia
272
111. The western slope of the Korab mountain (Albania)
272
112. Verrucano and Diabase-Radiolarian chert-series covering serpentine of theZlatibor mountain, Western Servia (after W. HAMMER)
290
113. The mountain Bogoslovac near Veles, Macedonia
299
114. Western slope of the Deli J o v a n in Eastern Servia
304II.
115. Primary blocky formation of Peridotite rocks (Jashince near Radusha, Macedonia)
327
116. Jointing in ellipsoidic form of Peridotite (Wafdos on t h e Chalkidike Peninsula,
Greece)328

III.
117. Cross-sections of stocklike ( = sackformed) ore bodies of Chromite
118. Tabular forms ("Schlierenplatten") of Chromite aggregations
119. Peculiar features of tabular plated ore bodies of Chromite
120. Pyroxenite dams Chrome ore

370
371
373
374

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655
page
121. A Chromite "Schliere" not yet definitively hardened is dissected and replaced byBronzitite:
122. Spheroidal (orbicular, nodular) ore textures
123. Magmatic Chrome ore breccias
124. "Magmatic fault" originated in state of viscosity of both Chromite melt andPeridotite magma

375
379
381
390

IV.
125. The zonal structure of the Chromite bearing Peridotite massif at Radusha(Macedonia)
393
126. The magmatical stratification of the Radusha Peridotite massif in the section
Radusha reka—Ravnishte (Macedonia)
395
127. View of the layered structure of the Peridotite massif of Badusha (Macedonia) 396
128. The layered structure of the basic Halditjokko massif in Northern Finland(after H . HAUSEN)
401
129. Section across the Platinum bearing Nishni Tagilsk Dunite massif in the middle
Ural with its superimposed layers of basic-ultrabasic rocks (after ZAVARITSKY
and B E T E K H T I N )402130. Section across the Great Dyke in Southern Rhodesia (after S T A P P E N B E C K
and K E E P )403131. Section crossing t h e Merdita area in Northern Albania (after F . v. NOPCSA) . 406
132. Simplified section across the basic zones of Ormiglia (Chalkidike, Greece) . . . 407
133. Morphological view of the layered Peridotite-Gabbro-Pyroxenite masses at
Wafdos (Chalkidike, Greece)
407
134. Superimposed layers ("Stockwerk" of the magmatic strata) of the basic rockzones on the Western Chalkidike in Greece, with indication of a synclinal
409
structure
135. Section across the Platinum bearing Dunite pipe of Mooihoek in the Bushveld,
South Africa (after H. S C H N E I D E B H Ö H N )416

V.
136. Mineralization on the Serpentine-contact at Schlaining, Burgenland (Austria) 450
137. The basic-ultrabasic intrusions of the Balkan Peninsula and its age relation inview of the other magmatic and tectonic events and formation of theRadiolarian chert series472
138. Deep underground conditions on the Balkan Peninsula suggested for the endof the palaeozoic era
474

VI.
139. Behaviour of chrome ore "Schlieren" with regard to rock schistosity
140. Metamorphism on a minutely layered Peridotite rock series a t Hadziviran(Sinikli, Eastern Greece)141. Pretectonic growth of garnet in country rocks of Balkanese Peridotite massifs
142. Asbestos in Serpentine from the "Asbestwand" of Hochgrössen (Styria inAustria)

492
505
517
530

VII.
143. Parallel veinlet of dense Magnesite internally folded by swelling probably in statu
nascendi (Ormiglia, Chalkidike, Greece)
144. Ending of a Magnesite vein near the surface: siliceous coat covers cauliflower-structured magnesite,
145. Magnesite vein assymetrically folded by swelling during the formation (Loj ane,
Macedonia)
146. Magnesite, Limonite and Chert zone formed in relation to an old land surface
covering the Serpentine massif at Veluce (Morava valley in Western Servia)
147. Enrichment of Ni-ore in a secondary water-transported deposition of an old
weathering crust deriving from Serpentine (Open pit of the nickel mine Vlackopolos near Larymna, Central Greece)

551
552
553
564
571

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656
VIII.
page
148. Diagram of the gravity anomalies, explained b y the dowribuckling of the light
upper terrestrial crust (after H . H . HESS)
590
149. Size of the moon relative to t h a t of the earth. Abyssal depths in the Pacificconsidered as communications with t h e Sial crust592

T a b l e s (continuation).
No. 2. Occurrences of primary Platinum in relation to Chromite segregations inbasic-ultrabasic rock complexes
362/363
No. 3. View of the types of metamorphism to which the Balkan Peridotite ultrabasic
were exposed
496/497

P l a t e s (continuation).

IX.
Cross sections to compare the magmatic stratification of the Peridotite masses
a t Trout River (Newfoundland), Bushveld (SouthAfrica) and Radusha (Macedonia).

The more important Serpentine- and Chrome ore areas of the world and thenlocalization within and outside the cretacious-Tertiary mountain building beltsof the earth.

P h o t o s (continuation).
b) Specimens of rocks and ores
669
No. 13—18: diverse chrome ore types: "Schlierenplatten" with scattered
chromite, "Schlierenplatten" formed b y banded chrome ore, irregular bandedore, so called "negative leopard ore", spheroidal chrome ore with a second ore
calotte (double or compound chondrules G. MERILL's).
No. 19: "Magmatic fault" (Kukes, Albania).
No. 20: Chromite breccia cemented by Aplite-Granite (Lojane, Macedonia).
No. 22: Nemalite (Fibrous Brucite) from Lojane, Macedonia.
c) Mikrophotos.
No. 23—27: Thin sections and polished sections675

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657

Mineral- und Gesteinsverzeichnis
für den 2. Teil(beschränkt auf Minerale und Gesteine aus und in engerer Beziehung zu den Peridotitgesteinskomplexen)
Hinweise für den 1. Teil sind nur ausnahmsweise eingefügt, der 2. Teil als allgemeiner soll selbst bezüglich Einzelvorkommen und Einzelheiten (Dünnschliffbefunde)hinweisend sein für den speziellen 1. Teil
Abessedit 312
Aegirin(augit)-Akmit 337, 447, 448
Aktinolith 496, 523
Albit 443, 444, 448, 449, 450, 518, 519
Albitisierung 448
Allanit (s. a. Orthit) 461, 519, 544, 580
Alexandrit 547
Allivalit 333
Alkaligesteine 589
Alkalihornblenden 447, 449
Almandin 445
Amesit 520
Amosit 531
Amphibol 312, 442
Amphibolite 312, 321, 339, 340, 341, 436,
437, 461, 465, 510, 513, 514, 532
Amphiboleklogit 511
Amphibololit 515, 339
Amphibolperidotit 308
Andesit 343, 460, 461, 547
Andraditgranat 444, 445, 518
Anorogenperidotit 325, 412, 589
Anorthit 442, 450, 496
Anorthosit 329, 366, 403
Anthrazit 451
Antigorit 320, 495, 496, 500, 501, 502, 503
Antimonit 547
Antophyllit 313, 506, 523, 531, 546
Apatit 318, 333, 442, 452, 544
Apophyllit 545
Aragonit 497, 541, 554, 559, 563, 574
Arfvedsonit 461, 578
Ariegit 308
Artinit 348, 497, 540, 541, 543, 545, 558
Asbest 497, 527, 528, 543
Asbestamphibol 313
Asbest-Talk-Karbonatfels 531
Asbolan 563
Avalit 497, 546, 548
Awaruit 313, 359
Axinit 442
Bändergabbro 334
Barroisit 448, 533
Basalt 319, 324, 339, 343, 344, 345, 422,
423, 442, 460, 461
Bastit 498, 502
Jahrbuch G. B. A., Sonderband 1, 2. Teil

Bauxit 573, 575
Beidellit 560
Bellit 546
Beerbachit 334, 403
Bergleder 558
Biotit 442, 496, 520, 523, 541, 544
Biotitpyroxenite 321
Birbirit 403, 555, 567
Blätterserpentin 502
Bowlingit 502
Braganoait 312
Brecciengneise 274, 306
Breunnerit 443
Bronzit 312, 314
Bronzitit 314
Bronzitserpentin 336
Brucit 497, 559
Brugnatellit 543, 552
Cabrerit 313
Calcit 443, 444, 497, 517, 541, 554, 558
Carnotit 461
Chalzedon 496, 555
Chert 555
Chlorit 365, 443, 496, 508, 520, 521
Chloritoid 541
Chondrit 337, 595
Chrom (allg.) 318, 595, 596, 597
Chromantigorit 501
Chromehlorit (s. a. Kämmererit) 365, 446,
507, 522
Chromdiopsid 508
Chromglimmer s. Fuchsit
Chromgranat (s. a. Uwarowit) 365
Chromit 313, 315, 331, 346, 347, 348, 354,
355, 356, 366, 367, 368, 369, 413, 519,
534, 535, 536, 548, 564, 575, 576, 597
Chromitit 360
Chromocker 542
Chromphengit 523
Chromsilikate (allg.) 445, 545, 546
Chromspinell 415
Chromwulfenit 546
Chrysopras 548
Chrysotil 495, 501, 502
Chrysotilasbest 529
Cooperit 360, 362
25

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658
Crossit 273, 447, 449
Cubanit 313, 359, 360, 536
Cuprit 418
Datolith 442
Daubreelith 595
Dazit 547
Dellesit (1. Tl. 220)
Demantoid 445
Deweylith 557
Diabas 268, 292, 295, 322, 342, 383, 434,
452, 508, 585
Diabasbreccien 344, 459
Diabas-Hornsteinschiohten 283 u. f., 435,
455, 458
Diabasporphyrit 292, 335
Diallag 312 u. f., 442
Diallagite 314 u. f.
Diamant 357, 519, 589, 595
Diopsid 312 u. f., 365, 442, 443, 444,
546
Diopsidite 314, 444, 518
Diorit 334, 366
Dolomit 526, 554, 563
Dolomitmarmor 274
Dunit 309 u. f., 316, 342, 428
Eisenerze 571
Eisenglanz 357, 361
Eisenoolitherze 564, 570
Eisenoxyde 318
Eklogit 339, 341, 444, 445, 465, 509, 510
Enstatit 311
Epidiorit 336
Epidot 442, 443, 444, 496, 508
Epigabbro (1. Tl. 200) 336
Epsomit 550
Erlanfels (1. Tl. 43)
Eufotid 345
Eukrit 383, 595
Faserserpentin 498
Fayalit 317, 498
Feinantigorit 502
Feldspate 442
Ferrochromit 355
Floitit 534
Forsterit 317, 498
Foyait 345
Fuchsit 360, 442, 497, 523, 546, 548, 573
Gabbro 318, 319, 322, 324, 331. 332, 333,
342, 452, 508
Gabbroaplit 329
Gabbrodiabas 336
Gabbrodiorit 334
Gabbronorit 595
Gabbropegmatit 318, 329, 343
Gangeklogit 511
Garnierit 567
Gase 360
Gastaldit 447, 448
Genthit 568
Geröllmarmor 274
Giobertite (Magnesit) 549
Gitterserpentin 501

Glaukophan 447, 448, 449, 450, 496, 519,
533, 583
Glaukophaneklogite 448, 534
Glaukophanschiefer 273, 306, 538
Glimmer 365
Gold 549
Gotthardit 448
Granat 313, 442, 443, 444, 445, 446, 497,
516, 517, 541, 543
Granatamphibolit 511
Granatfels 444, 518
Granatserpentin 445
Granatvesuvianfels 444
Granit 319, 345, 346, 442, 460
Graphit 358, 443, 451
Grochauit 521
Grossular 443, 445, 518
Grünschiefer 533, 534
Gummit 461
Gymnit 497, 548, 556, 559
H ä m a t i t 346, 570
Harzburgit 307 u. f., 316
Hastingsit 448
Heazlewoodit 313, 359
Helsinkit 306
Hereynit 355
Hessonit 445, 518
Hiddenit 544
Hornblende 313, 339, 496, 505
Homblendegabbro 332
Hornblendite 312, 339, 340, 366, 513
Hornfels 442, 534
Hornstein 496, 555, 568
Hornsteinkalke 286
Hornstein-Radiolarit siehe Radiolarit
Hortonolith-Dunit 361, 416
Hyalosiderit 361, 363
Hydromagnesit 348, 477, 541, 545, 552,
558, 574
Hyperit 401, 452
Hypersthen 311 u. f.
Hypersthenit 314
Iddingsit 502
Ijolith 345
Ilmenit 333, 357, 418
Initialmagmatit 468, 469, 470, 471, 589
Iridium 359
Issit 341, 510
Jadeit 331, 447, 451
Jadeitit 331
Jaspisschiehten 283 u. f.
Jefferisit 520, 537
Josephinit 314, 359
Kalksilikatfels 440, 442, 444, 510, 516, 519
Kämmererit (s. a. Chromchlorit) 496,
522, 541, 543
Karbonatserpentin 526
Kerolith 557
Kieselbildungen 440, 564, 575
Kieselschiefer 268
Kieselschiefer(-Radiolarit-)Sandsteinformation 283, 335, 440

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Kimberlit 317, 358
Kinzigit 347, 445
Klinochlor 522
Klinozoisit 518
Kluftantigorit 503
Kobalt 317, 563
Komarit 567
Konglomerate 277, 278, 279
Konglomeratserpentin 327
Kontaktminerale 442
Korund 313, 357, 519, 525
Koswit (1. TL 109), 312
Kotsehubeyit 523
Krokoit 546
Krokydolith 447, 531
Kügelchendiabas 383
Kupferglanz 356, 358
Kupferkies 313, 356, 358, 546
Lamprophyr 334
L a t e n t 555, 568
Lawsonit 449
Leptit 275
Leuchtenbergitehlorit 442, 521
Lherzolith 308 u. f., 316
Limonit 490, 564, 568
Listwänit 497, 526, 582
Mafie 324, 412
Magnesiachromit 355
Magnesiaferrit 355
Magnesiahydrosilikate 495 u. f.
Magnesiakarbonate bas. 552, 561, 574
Magnesiaopal 557
Magnesit 496, 526, 549, 554, 555, 556,
565, 566, 567
Magnetit 313, 333, 345, 346, 355, 356, 357,
413, 415, 442, 504, 506, 537, 538, 539,
559, 563, 570, 571, 572, 573.
Magnetitolivinit 311
Magnetitperidotit 313, 347
Magnetkies 313, 315, 346, 360, 364, 546
Magnochromit 355
Malakolith 444, 517
Malchit 334
Manganmineralisation 451, 563
Margarit 313
Marialith 544
Mariposit 367, 573
Marmorserien 274 u. f.
Maschenserpentin 502
Meerschaum 496, 556, 557
Mejonit (1. Tl. 119) 544
Melanchroit 546
Melaphyrmandelstein 336, 337
Metabasit 434
Metaxit 503, 528
Meteoriten 594
Migmatit 322
Millerit 313, 358, 548
Miloschin 497, 548, 549
Mitchellit 355
Montmorillonit 560, 567
Natrolith 497, 541, 545
Jahrbuch G. B. A., Sonderband 1, 2. TeilNatronaugit 447
Natronhornblende 330, 447, 450, 451
Nemalith 497, 541
Nephelinsyenit 345, 442
Nephrit 331, 515, 531
Nepouit 567
Nesquehonit 552
Nickel 317, 330, 418
Nickelantigorit 563
Nickelerzvorkommen 321, 565, 570
Nickelkobaltopal 565
Nickelpyrit 364
Nickelsilikate 497, 567, 568
Nickelsulfide 318, 418
Nontronit 560, 565, 567
Norit 324, 331, 366, 510
Noritpegmatite 329
Noumeait 567
Olivin 309, 310, 317, 319, 320, 452, 509,
519, 520
Olivindiabas 337
Olivinmagma 498
Olivinnorit 333, 366
Olivinregelung 493
Omphazit 341, 496, 534
Oolitherze 346, 564, 572, 576
Opal 555
Ophicalcit 451, 493, 497, 510, 516
Ophiolith (allg.) 315, 434, 440, 481, 487,
577
Ophit (allg.) 315, 434, 440, 577
Orogenperidotite 324, 412, 589
Orthit (s. a. Allanit) 348, 442, 461, 462,
580
Orthoamphibolit 509
Ossipit 510
Ottrelith 451
Palygorskit 556
Paraamphibolit 510
Paragonit 449
Parasepiolith 557, 558
Pechblende 359
Pennin 520
Pentlandit 313, 360, 364
Peridotit 307 u. f., 342
Peridotitmagma 320, 322, 429, 437, 589
Periklas 541
Perowskit 313, 318, 360
Phlogopit 358, 442, 496, 523, 541, 544
Phönizit 546
Phonolith 319
Phtanit-Tuffitformation 283
Picotit (Pikotit) 313, 333, 355, 367, 546
Pigeonit (1. Tl. 74) 315, 336
Pikrit 328, 336, 337
Pikrolith 503, 528
Pikrosmin 503
Pülowlava 328, 435, 436
Pimelit 567
Pipegesteine 363, 589
Plagioklas 329, 330
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660
Plagioklasamphibolit 510
Plagioklasperidotit 401
Platin 312, 318, 331, 358, 359, 360, 361,
364, 403, 413, 415, 416, 417, 418, 549
Platinmetalle 360, 549
Platinsulfide 318
Pleonast 313, 333, 355, 367
Prasinit 533
Prehnit (1. Tl. 220), 333, 497, 508, 541, 543
Proterobas 337
P y r i t 356, 442, 443, 497
Pyroaurit 497, 559, 560, 561
Pyrop 313, 445
Pyrophyllit 525
Pyroxen 311
Pyroxenit 314 u. f., 329, 343
Pyroxenperidotit 311, 415
Quarz 440, 441, 442, 444, 496, 555
Quecksilber 548
Radiolarit-serie 283 u.f., 440, 441, 456, 487,
584, 585, 588
Razumofskin 497, 542
Realgar 547
Rewdinskit 567
Rhodochrom 522
Riebeckit 448
Rotkupfererz 357
Rotnickelkies 318, 330, 356, 359
Rumpfit 556
Rutil 313,357, 442
Salit 517
Saphyr 313, 357
Saponit 502
Saussurit 333, 508
Saxonit 308
Schalstem 338, 436
Schedenkalk 269
Schiefer-Hornsteinformation 283
Schollenperidotit 327
Schuchardtit 567
Schungit 451
Schwefel 549
Schwefelkies (s. a. Pyrit) 313, 315, 358,
497, 541
Schweizerit 503
Seifenstein 525
Sepiolith 558
Serizit 443
Serpentin (allg.) 348, 495, 496, 503, 504,
520
Serpentinböden 351, 575
Serpentinhof(reaktions)gesteine 510, 516
Serpentinit 325, 509
Shandit 314, 359
Siliciophit 496, 556
Skapolith 318, 442, 452, 508, 544, 380
Skapolithgabbro 508
Skarn 443
Smaragdit 315, 365, 496, 508
Souesit 314, 359
Spatmagnesit 598
Speckstein 524

Sperrylith 360, 362
Sphen 442
Spilit 336, 337, 383, 584
Spinell 318, 355
Spodumen 544
Staurolith (1. Tl. 200)
Steatit 524
Stibiopalladinit 362
Stichtit 513, 552
Stubaehit 310
Syenit 345, 460
Talk 496, 519, 523, 524, 525, 526, 541,
543, 556, 598
Tarapacait 573
Tawmawit 451, 546
Tektit 595
Teschenit 331
Thomsonit 333, 545
Titanit 443, 544
Titanomagnetit 357, 418
Titanoxyde 318, 357, 418
Tonalit 460
Topfstein 525, 527
Trachyt 547
Tremölit 443, 444, 497, 518, 546
Tremolitasbest 531
Troilit 595
Troktolith 333
Tuffit-Jaspisschichten 283 u. f., 338
Turmalin 442, 497, 519, 544
TJltrabasitgesteine des Peridotitkomplexes, u. a. 315, 435
Ultramafic 324, 412
Uralit 334, 345, 508
TTralitdiabas (1. Tl. 188)
Uranminerale 461, 549
TTwarowit 360, 365, 445, 497, 541, 542,
546
Variolit 336, 383
Vauquelinit 546
Verkieselung 547, 555
Vermiculit 520, 523, 544
Verwitterungserze 565
Vesuvian 318, 365, 442, 444, 446, 497, 541,
544
Vesuvianfelse 444, 518
Villarsit 502
Webskyit s. Faserserpentin
Websterit 395
Wehrlit 307, 595
Weilburgit(-diabas) 337, 338, 436, 441
Weißstein 331
Williamsit 502
Wolchonskoit 497, 549, 573
Wollastonit 497, 541
Wulfenit 546
Zaratit 568
Zeolith 333, 442, 497, 545
Zinnober 546
Zirkon 313, 497
Zoisit 333, 442, 443, 518

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661

Ortsverzeichnis
für 1. und 2. Teil (Seitenzahlen für 1. Teil 1—255 links vom Bindestrich — für den
2. Teil 263—610 rechts vom Bindestrich)(Nur die für den Gegenstand der Abhandlung bedeutsameren Örtlichkeiten werden
angeführt, bei wiederholter Nennung derselben nur in den wichtigsten Seitenhinweisen)a) Die einzelnen Länder der Balkanhalbinsel und Anatolienb) Alpen, Apenninhalbinsel, Nordkarpathenc) Sonstiges Europa (ohne Ural)d) Amerika und Grönland (NA = Nordamerika, ZA = Zentralamerika, SA = Südamerika, Gr = Grönland)e) Afrikaf) Asien einschließlich Bereich Philippinen und J a p a ng) Australien, Inselgürtel und St. Paula) Die einzelnen Länder der Balkanhalbinsel und Anatolien
Jugoslawien (M=Mazedonien)
Airanli (M) 121 —Alchar (M) 98, 102 | — 281, 300, 437, 465,
548, 603
Amselfeld (Kossovo polje) 18, 22, 58, 175 |— 353
Antoinette (M) 113 | — 547
Avala — 281, 546, 548
Baba Boks (M) 178 —Babuna (M) — 278
Bachern — 476
B a n a t — 283, 304, 572
B a n Do (M) 74, 76, 78 | 280, 288 291,
454
Banja Luka 288
Barowo (M) 120 —Belgrad ^ - 281, 476
Belikamen (M) 51, 52 | — 371, 375
Bitolj (M) — 530
Bogdanci (M) 121 —Bogoslovac (M) 119 | — 281, 299, 409, 530
Bogutevac 74 —Bojmija (M) 118 —Borja 95, 96 | — 291, 308, 404, 511, 604
Bosnien (allg.) 88 — | 344, 367, 416, 432,
435, 439, 451, 456, 465, 473, 492, 506,
509, 511, 557, 604
Brazda (M) 18 —Breäance (M) 63, 70 —Bresoica (M) 28, 30, 33, 249 —Brod (M) 28, 30 —Bujanowce (M) 113 | — 460
Bukowska pl. — 308
Caf Cadis (M) 21 —öareva Cuprija 87 —•Cacak 83, 84, 86 | — 555, 564
Casak (M) 40, 41, 53 | — 309, 334, 377, 446,
517, 543, 559, 603

Öerna (M) 119 ) — 274
Crna gora (M) 106 —Crnajka — 304
Crna stena 85 —Crni Vrh (M) — 272
Debra (M) 11, 24 | — 278
Decani (M) 180 —Dedeli (M) 119 —Deli J o v a n 198 | — 303, 456
Demirkapija (M) 98, 110, 120 | — 435, 484
Deva (M) 178 — 334
Djakovica (M) 65, 176, 180 [ — 353, 405,
604
Djevgeli(a) (M) 121 | — 281, 335, 344, 353,
435, 460
Doiran (M) 144 | — 276, 449
Dragovic (M) 104 —Drenica (M) 58, 59 | — 280, 291, 571,
572, 604
Drim(fiuß) 58 —Dubocica 74 —Dubostica 87, 89 90 | — 285, 308, 326, 336,
368, 385, 386, 404, 405, 417, 435, 454,
535, 601, 604
Dudica (M) 22, 100, 102, 105, 113 | —281
Durmitor 179 —Dzep (M) — 460
Fruska gora — 306, 448, 449, 476
Glogovce (M) 60 —Gnilan (M) 117 —Godene (M) 59, 62 —Gokcanica 73 | — 299, 334, 424, 454, 548
Golesberg (M) 62 —Gorance (M) 27, 43, 53 | — 359, 397, 512,
552, 603
Gostivar (M) 21 | — 273

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Goritse (M) 70 —Gradsko (M) 278
Grebnik (M) 64 —Greeane (M) 54 | — 571, 572, 603
Grmnik (M) 49, 51 | — 375
Guberevac — 572
Gusinje 180 —H a n Pijesak — 291
Henrievo (M) 18 —Ibartal 71, 75 | — 280, 287, 299, 309, 330,
344, 352, 424, 506, 549, 554
Jablanioa — 332, 415, 446, 452, 543
J a d a r — 276
Jaschince (M) 27, 54 | — 327, 603
Jakupioa (M) 18, 19, 23, 24, 34 —
273, 274
Janjevo (M) 116, 117 | — 439, 456, 542,
546
Jelica pi. 83 —Jelova gora — 468
Jezerina (M) 25, 36, 37, 41, 43, 54, 55, 56,
247 | — 300, 347, 350, 377, 404, 425,
437, 461, 491, 512, 516, 574, 603
Jezevica 83 —Josanicka banya 73 —Jugoslawien (allg.) — 600, 604, 608
Kacanik (M) 18, 25, 29 | — 451, 529
K a r a dagh (M) 18, 25
K a v a d a r (M) — 281
Kavir Odjak (M) 43, 53 | — 329, 365, 378,
382, 398, 414
K a z a n Do (M) 121 —Kobiliea (M) 18, 21, 180 | — 272
Kocane (M) — 302
Konjsko — 281
Konjuh 87 | — 459
Konopiäte (M) — 435
Kopaonik 21, 73, 74, 86 | — 299, 309,
460, 546
Korab (M) 21, 24 | — 272, 449
Koschuf (M) 22 —Kosnica pi. (M) 116 —Kossovo polje (Amselfeld, M) 65, 71, 78,
175 | — 280, 483
Kossovsko Mitrovitza (M) 74, 75, 77, 179 |— 280, 332, 333, 486
Kotraze (M) 75, 76 —Krivaja 87, 90 | — 308, 385, 404
K r n d a — 308, 316
Kroatisoher Hoehkarst — 573
Kuckovo (M) 29 —Kumanovo (M) 107 | — 291, 324, 338, 460,
564
Kursumlija — 281
Kysela voda (M) 26, 32, 38 | — 396, 398
Lepenac (M) 18, 27, 33, 41 | — 352. 446,
493, 506
Limtal — 290
Livad (M) 25, 57 —Ljubis — 290
Ljuboten (M) 19, 22, 25, 29, 39 | — 271,
536

Lojane (M) 25, 105, 109, 111 | — 291, 299,
309, 312, 318, 347, 353, 357, 372, 400,
407, 408, 430, 435, 437, 460, 498, 504,
508, 522, 523, 526, 529, 536, 541, 543,
544, 552, 553, 559, 603
Lopatnica 74 —Mackatica (M) 25 | — 460
Maglaj 94 | — 285, 404, 550
Maljen pi. 87 | — 280
Mazedonien (M) allg. — 574, 575, 600
Medeni kamen (M) — 559
Medvenik — 280, 291
Moglena pi. (M) 105 —Mojkovacs 180 | — 276, 278, 458
Morawa(fluß) westl. 80, 85, 86 j — 567
Morawa(fluß) südl. 107, 171
Mreschitzko (M) 99, 100 | — 281
N a d a (M) 45 | — 327, 372, 377, 378, 489,
498, 524, 542, 545, 602
Neresi (M) 31 —Nikustak (M) 108 | — 564
Novipazar (M) — 288, 337, 338, 473
Nova Rakovac 91, 92 —Nova Varos — 336, 439
Obelic (M) 61 —Olova 89 | — 285, 454
Orahovac (M) 58, 62, 64, 65, 204 | — 280,
356, 377, 404, 415, 468, 480, 603
Orasje (M) 19, 20, 25, 26, 39, 42, 48, 50,
247 | — 317, 355, 372, 378, 425 449,
491, 535, 603
Orizari (M) — 572
Osren pi. 93, 94 | — 285, 291, 293, 308,
404, 604
Ostrovica (Lepenac, M) 33, 41, 44, 56 |— 350, 404, 491, 507, 574, 603
Ostrovica (Presevo, M) 105, 108, 114 J — 603
Pec (M) 60, 180 | — 280
Pcinjatal (M) — 277
Pelagonisches Massiv 22, 25 —Petkovich (M) 67, 204 | — 313, 356, 357,
358, 417, 536, 542
Plaus pi. (M) 118, 120, 121 —Plav 171, 179 | — 277, 278
Porec (M) 18, 24 | — 416
Premeca 83, 86 —Presevo (M) 105, 108 | — 529, 543, 603
Prijepolje — 456, 458
Prilep (M) 22, 24 | — 274, 300, 460
Pristina (M) 59, 60, 61, 116 | — 277, 451
Prizren (M) 22, 65, 173, 176 | — 278
Pustenik (M) 34 —Rabrowo (M) 117, 118, 119, 122 —Raduscha (M) 17, 25, 32, 33, 38, 42, 245 |— 300, 309, 321, 325, 327, 346, 349,
356, 357, 373, 374 — 376, 391, 392 —
394, 413, 418, 425, 430, 431, 437, 448,
468, 480, 491, 503, 564, 574, 576, 600,
602, 603
Ralja — 570
Rasce (M) 31, 35 —Ravniäte (M) 42, 52 | — 318, 330, 373,
395, 499, 558, 559, 568

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Razanj — 554
Rogozna (M) 75 | — 399
Rozden (M) 98, 100, 101, 102 | — 281,
300, 465, 603
Rudnjak 73 | — 548, 549
Sarajevo •—• 287
Schar pi. (M) 18, 29 | — 269, 271, 316
Scheden (M) 19 | — 268, 269, 270
Sedsiste (M) — 491
Serbien (allg.) — 531, 604
Shaldare (M) 57, 249 —Sjenica 61 | — 290
Skoplje (M) 23, 31 | — 281, 396, 405, 451,
468, 480, 601
Slatina 83, 84 —Slemen — 280, 476
Slisane 25 —Stankovac (M) 26, 39, 48 | — 603
Stara Raska — 285, 286, 309, 324
Stari Trg (M) 21 —Stip (M) 121 | — 460, 530
Strpce (M) 21, 27, 28, 58 [ — 268
Strumica (M) 117 —Studenica 72 | — 344, 4S9Suha gora (M) 19, 24 —Suha reka (Loj.) (M) 110, 113 | — 547,
553, 603
Suva ruda — 506
Sveti Petar 81 —Svilare (M) 31 | — 356
Tabanowee (M) 107 | — 603
Tetovo (M) 18, 22, 180 | — 416
Timok — 576
Topola — 572

Trebinje — 338, 460
Trepca (M) 21, 75, 77 | — 267
Treska (M) 18, 23, 31, 34 | — 270
Tribur (M) 103 —Trnava 74, 76 | — 330
Trnovo (Pres. M) 108 | — 603
Trojaci (M) 22 | — 275
Usee 72 | — 299
Usice — 439
Vaköince (M) 109 | — 603
Valandovo (M) 117 | — 278, 281, 407,
408, 460, 491, 601, 603
Valjevo —264
Vardar (M) 23, 26, 32, 245 | — 466, 483,
484, 487, 506
Vares 87, 89 | — 285, 456, 458
Veles (M) 18, 25, 98 | — 267, 281, 300,
347, 491, 507, 569, 572
Veluee 85 | — 281, 359, 416, 564
Visegrad 81 | — 290
Vodno (M) 18, 23, 24, 31, 34, | — 273,
448
Vrutci — 554, 556, 557
Zagreb — 280
Zlatar pi. — 276, 280, 285, 287, 288, 292,
456, 473
Zlatibor 71, 78 | — 264, 276, 280, 285, 288,
290, 293, 300, 309, 310, 316, 326, 329,
333, 336, 340, 344, 345, 347, 352, 367,
424, 430, 431, 435, 437, 439, 452, 458,
460, 464, 473, 493, 506, 512, 515, 574
Zvornik 96 | — 280, 446
Zwecan (M) 77 | — 280, 288

Rumänien und Ungarn
Orsova 195, 197 | — 278, 282, 304, 330,
336, 344, 345, 359, 410, 458, 460, 467,
526, 527, 548, 568, 576, 607
Parang(u), Paring 199 | — 322, 444, 516
Plavisevita 196, 198, 200, 203 —Predeal 198, 199 —Rudaria 198 —Rumänien (allg.) — 600, 607, 608
Steierdorf 199 —Südkarpathen (allg.) — 428, 471, 475, 518
Tisovita 196, 198 | — 330
Tricule 200 —Urdele 199 —Valea Sasalui 203 —Banat —• 475, 536
Barcasca 198 —Catramat 198 —Corbu 199 —Dobrudscha —282
Eisernes Tor — 475
J u t i 200 —Lotru 199 —Luti — 330
Muntii Lotrolui — 304
Neamtu 202 —Ogradina 198, 202 —Bulgarien
Ardafluß 124 | — 302
Asenowgrad 124 | — 303
Babin do — 302
Balkangebirge — 303
Blagowest — 303, 415, 452
Bulgarien (allg.) — 275, 500, 503. 600,
607, 608
Dobromirci 124 —Dobrudscha — 282

Emiler 127 —Ferdinandowo — 303, 607
Fetiler 129 | — 306, 492, 519, 524
Golemo Kameniane ( = U l e v n i K.)
Gorne Djumaja — 302
Isker — 269
Jambol — 303, 415
Kirkowo 130 —Kirli 125 —©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at664
Karlowo — 303
Krumovo — 303
Maritzafluß — 302, 303
Nevrokop — 549
Ostbulgarien (allg.) — 524, 526
Ostrhodope — 475
Pirin 24 —Pirot — 303, 458
Plovdiv 124 | — 303
Rhodope 24, 25, 124, 129 | — 275, 301,
460, 481, 500

Rilagebirge — 301, 309
Sabada 129 —Sofia — 269
Sotir — 607
Svilengrad 131 | —•Ulevni Kameniane ( = Golemo K.) 130 j —410, 451, 481, 520, 524, 607
Westrhodope — 484
Zlatograd 126 —Albanien
Albanien (allg.) 171 | — 277, 454, 456,
480, 499, 503, 573, 600, 604, 605, 608
Baba(j) Boks (Jugoslav.) 178, 184 | — 604
Bythuci 178, 183 —Cafa e Prushit 178, 251 —Cukali — 484
Deva (Jugoslav.) 178, 184 | — 604
Drim 172, 185, 188 j — 271
Dukagjini 188 —Durazzo 173 —Elbassan 172, 175, 194 —Galica Lurries — 271
Kalimash 189 | — 390
K a m 183 —Katjelice 195 —Kepenek 183 —Klos 173, 175, 191, 192 | — 406, 576, 605
Korab 21, 24, 172, 173 | — 268, 272
Korea (Korica) 176 | — 530
Koritnik 186 | — 271
K i u m a 184 —Krumes 178 —Kukes 173, 185, 186, 187 | — 336, 337,
344, 353, 434
Leithise 183 —Lepurit 192 —Letaj 176, 177, 178, 180, | — 310, 353,
381, 405, 503, 605
Lin 176 —Ljumafluß 185 —Malcije e Gjakoves 178 —Mamelisht 195 —Merdita 171, 173, 177, 191 | — 335, 337,
352, 405, 438, 454, 467, 475, 480, 484,
503
Mta Lepurit 192 —Ochridsee 171, 176, 194 | — 278, 282, 406,
569, 571
Pastrik 176, 178, 179 —Piani 180 —Piskash 194, 251 —Pogradec 173, 175, 193 | — 301, 406, 605
Pukes 173 | — 336
Schwarze Drim 185 —Serroy 189, 190 —Skumbi (Scumbi) 172, 194 | — 285, 288
Skutari 171, 172, 173 —Suka Mamzit 186 —Valbonatal 171, 176, 177, 178, 179, 181 —Weißer Drim 185 —Griechenland
Aegäis (allg.) — 448, 475, 485
Amorgos — 277
Anaphi — 301, 303
Anghida 154 —Argolis 171 | — 282, 475
Arnea 152 —Athos 152 —Attika 135 | — 275, 309, 406, 486
Chalkidike 123, 136, 144 | — 298, 299, 407,
408, 426, 431, 451, 459, 464, 500, 534, 606
Candili (Euböa) — 301
Chromion 164 j — 282
Cykladen — 486
Cypern (brit.) 122, 206 | 264, 279, 282, 301,
345, 454, 475, 530, 580
Develika 163 —Doiransee — 277, 458
Domokos 167, 169 | — 282, 406, 468 ; 606
Edessa 167, 105 | — 276, 281
Elafina 167 —Euböa 135, 136 | — 301, 432, 449, 454,
475, 551, 557, 606
Fteri 136, 166, 167 —Galatista 152 | — 606
Gjumanital 160 —Gomati 145, 161, 162 | — 302, 542, 606
Griechenland (allg.) 134 | — 454, 600,
605, 608, 610
Griech. Mazedonien — 475
Hadziviran 138 | 505
H y d r a — 277, 279
Javornica 136, 164 | — 358
Jerakini 161 —Jerissos 161 —Jeromanilaki 160 —Kalamaki — 549
Kalamudi 153 —Kar'ditsa — 569, 572
Karpathos — 485
Kassandragolf 144 | — 464

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Kastania 164 —Klimazida 153 —Konjare Pigade 156 —Kopaissee — 572
Kozani 164 —K r a n Mahal(e) 136, 145, 149 | — 310, 408,
417, 437, 461, 517, 555, 606
Kremasmata 154 —K r e t a — 264, 282, 301, 473, 475, 580
Lamia 167 —Larymna — 569, 570, 571, 572
Limonadika 163 —Lithoohori 167 —Lokris — 572
Longos 152 —Mantudi — 352
Maritzafluß 139 | — 302
Marmeiko (Larymna) — 572
Moglena — 274
Motschali 166 —Mytilene 136 | — 303, 475, 552, 557
Naussa 105, 167 | — 281
Nigrita 145 | — 302
Olympos 166 | — 300, 484, 606
Ormiglia 123, 155, 157 | — 376, 377, 391,
407, 408, 551, 553, 554, 555, 556, 606
Paikongebirge — 268
P a p a petra 166 —Peloponnes 171 | — 277, 282, 475
Peristeri — 301
Phurni-Inseln — 449
Polykarpi 105, 167 | — 281
Eodiani 164 | — 282, 292, 406, 606

Rhodope (s. a. Bulgar. Rh.) — 481, 500
Rhodos 206 ) — 264, 282, 301, 475, 485,
580
Saloniki 136, 144, 147, 152 | — 299, 332,
461, 464, 484, 555, 606
Samos — 449
Santorin — 301
Sedes 145, 150 | — 408, 606
Sigosti 166 —Silo — 449
Sinikli 134, 137 | — 410, 464, 506, 521,
545, 606
Skyros — 572
Soufflion (Suffli) 131, 136, 139, 143 | —410, 425, 437, 464, 481, 512, 517, 522,
601, 606
Spourlita 136, 167 —Stajira 145 —Syphnos — 449
Syra — 449
Taxiarehis 164 —Theben — 557
Thrazien — 275, 352, 505, 606
Tinos — 301, 449, 522
Troodos (Kreta) — 345, 350, 530
Tsangli 167, 168, 170 | — 282, 406, 468, 606
Tsigrikatal 159 —Verria 164 —Volos 168 | — 406
Vouvari (Mytilene) — 552
Wafdos 147, 151 | — 328, 408, 606
Wassilika 150, 152 —Anatolien
Anatolien (allg.) 205 | — 503
Ankara — 530
Antalya (Adalia) 207, 216 —Arghana Maden 216, 253 | — 455
Armenien — 475, 503
Armenischer Taurus 217 —Bithynien — 268
Bithyniseher Olymp •— 302
Bosporus — 268, 337, 459, 475
Brussa — 305, 330
Bulgar dagh — 282, 476
Daghardi 206 | — 282, 305, 411, 439, 475
Denizli — 305
Djenger 211, 212 —Eskishehir — 305, 530, 557
Fethiye (=Makri) 176, 205, 211 | — 305,
411, 482, 601
Firanlar — 538, 539
Golalak 217 —Guleman 206, 216, 217, 219, 255 | — 282,
378, 410, 432, 475, 506, 535, 538, 543,
576
H a t a y s (Ostanat.) — 386, 545
Karagatch 207 —Katschil 213 —Kazandere 206, 209 | — 373, 380, 411, 536
Kezerali 215 —Kilikischer Taurus — 306
Kleinasien (allg.) 205, 206 | — 449, 453,
454, 458, 466, 475, 508, 530
Koee caj. 215 —Konya — 305
K u m Odjak 215 —Kündikan 218 —Kurdistan 217, 253 —Kuskavak 176, 212, 213, 214, 253 | — 411
K u t a h y a — 305
Lüftiya — 538
Makri ( = Fethye)
Marmaris 205, 207 J — 304, 326
Mersina 207, 216 | — 279
Nergizlik — 359, 366
Saiver 217 —Smyrna — 305, 449
Sorudag(h) 221 | — 432
Südanatolien (allg.) — 454, 543
Taurus 207, 211, 216 | — 279, 305, 473,
476, 488
Tigristal 217, 253 —Tschatal 213 —©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at666b) Alpen, Apenninhalbinsel, Nordkarpathen
Admont — 338
Alpenrand — 591
Alpen-Serpentine (allg.) — 444, 449, 515,
516, 534, 586, 598
Apennin-Serpentine (allg.) •— 345, 425,
449, 515, 579, 586
Arosa — 478
Bernstein (Burgenland) — 476, 477
Dachstein — 578
Dobschau (Slowakei) — 479, 579
Eisenberg — 476, 477
Elba — 579
Engadin — 444, 448, 451, 478, 519
E r r = J u l i e r — 443, 478, 518, 579
Frein (Stink) — 477
Füssen (Allgäu) — 591
Ganoz (Hohe Tauern) — 495, 520
Gleinalm ( = alpe) — 307, 321, 343, 476,
506, 510, 511, 522
Graubünden — 478, 518
Großarltal (Salzb.) — 534
Großglockner — 347
Gulsen (Kraubath) — 348, 545, 558
Güssing — 476
Habachtal — 445, 524
Hirt (Kärnten) — 313
Hohentauern — 476
Hohe Tauern — 319, 477, 478, 578
Ivreazone — 340, 347, 579
Kainach (Stmk.) — 477
Kalabrien — 579
Kais (Tirol) — 495
Karpathen (allg.) — 469, 598
Karwendel — 578
Kilb (Melk) — 477
Koralm — 476, 578
Korsika — 488, 579
K r a u b a t h — 307. 310, 317, 347, 355, 418,
432, 437, 476, 506, 510, 511, 522, 524,
543, 552, 554, 556, 558, 561, 572, 574
Liechtensteinerberg (Stmk.) — 572
Ligurische(r) Alpen (Apennin) — 327, 448,
553, 579
Lunghinpaß (Schweiz) — 443
Malencotal (ital. Nordalpen) — 552
Matrei (Osttirol) — 478
Mixnitz (Stmk.) — 444, 507, 517

Mölltal — 443, 518
Montblanc — 461
Nordkarpathen (allg.) — 478
Oberdorf (Brück) — 525
Oberengadin — 443, 447, 478
Oberrheintal — 443
Oppenberg (Stmk.) — 307, 341, 347, 358,
437, 451, 476, 511, 524, 530, 554
Ortler — 478
Ossolatal (N.-Ital.) — 322
Ostalpen (allg.) — 476, 478
Osttirol — 517
Ötztal — 478, 506, 511
Penninische Serien (allg.) — 579
Piemont •— 579
Poschiavo (Graubd.) — 313, 531
Predazzo —• 557
Puchberg (N.Ö.) — 578
Radmer — 477
Rhätikon — 471, 515
Sardinien — 580
Schladming — 307, 476
Schlaining (Burgenld.) — 445, 450, 476, 518
Selva (Schweiz) — 313
Silvretta — 337, 367, 478, 579
Steiermark — 351, 476, 477
Steinamanger — 476
Stubach(tal) — 310, 358, 451
Tarntal — 478, 519
Tauern (allg.) — 338, 442, 443, 486, 534,
598
Tilisuna 181 | — 368, 493, 502
Toskana — 579
Tragöß (Stmk.) — 444
Val d'OUomont — 451
Veitsch (Rotsohlschneid) — 578
Venediger — 310, 442, 504, 506, 518, 519
Voestenhof (N.Ö.) — 456, 477
Wallis — 313
Westalpen (allg.) — 433, 478, 578
Westkarpathen (allg.) — 579
Wien — 477
Willendorf — 477
Zermatt — 451
Zillertal — 519
Zips (Karpathen)479c) Sonstiges Europa (ohne Ural)
Bairische Ostmark — 528, 529
Ballantrae (Schottland) — 582
Baste (Harz) — 356, 537
Bilin (Böhmen) — 445
Böhmen — 328, 581
Böhm. Massiv (N.Ö.) — 445
Budweis — 445, 566
Dlaschkowitz (Böhmen) — 358, 581
Eulengebirge (Schles.) — 518
Faröer — 582

Finnland (allg.) — 500, 506, 524, 525, 526,
531, 544
Frankenstein (Schles.) — 321, 346, 548,
553, 557, 565
Girvan-Ballantrae (Schottland) — 582
Glen Fyne (Schottland) — 582
Gurhof (N.Ö) — 445
Halditjokko (N.-Finnland) — 330, 400, 434
Harz — 433
Hebriden — 582

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at667
Helgoland — 591
Hestmandö (Lofoten) — 355, 356, 581
Hunsrück — 450
Irland — 582
Island — 582
J a n Mayen — 582
Karelien (Finnland) — 451, 524
Kaulatunturi (Finnland) — 315, 401, 434
Korsika — 488, 579
Kremze b. Budweis — 445, 566
Lahn-Dill — 337, 338, 436, 441, 581
Lofoten —-581
Madrid — 557
Mähren — 581
Malaga (Span.) — 359
Mediterran (allg.) — 277, 577, 581, 587
Mitteldeutschland — 581
Mühlviertel, O.Ö. — 445
Niederösterreich — 581
Nordfinnland — 461, 492, 518, 519, 522
Nordkarelien — 310
Nordpyrenäen — 580
Nordschweden — 461
Norwegen —• 318, 444
Nygärd (Schweden) — 401
Outokumpu (Finnland) — 446, 519, 535,
546, 548

Passau — 576
Petsamo (Finnland) — 315, 324, 401, 446
522
Portugal — 312, 317, 361
Pyrenäen — 331, 434, 445, 461, 577, 580,
586, 588
R a d a u t a l (Mitteldeutschland) — 366
Röros (Norwegen) — 581
R u m (Schottland) — 401, 582
Salzgitter — 570
Schlesien — 581
Schottland — 582
Schwarzwald — 461
Schweden (allg.) — 510, 581
Shetland (Schottland) — 366, 423, 582
Sierra Nevada (Span.) — 488
Skandinavien (allg.) — 581
Skye (Schottland) — 324, 423, 582
Spanien (allg.) — 580
Taberg (Schweden) — 311
Tampadel (Schles.) — 380, 385, 504, 521,
524, 527, 537, 543, 544, 581
Thuleprovinz — 581
Unst (Shetland) — 523
Waldviertel (N.Ö.) —- 341, 516, 581
Zopten (Schles.) — 310, 331, 356, 521d) Amerika und Grönland(NA

Nordamerika,

ZA = Zentralamerika,

Alaska — 568, 585
Amerika (allg.) — 577, 595
Anden (SA) — 573
Antillen (ZA). — 585, 589
Appalachen (NA) — 402, 432, 434, 461,
519, 525, 585
Argentinien — 585
Arizona (NA) — 585
Arkansas — 358, 519, 585, 589
Atlin, Brit. Columbia, (NA) — 552
Bahia (SA) — 585
Brasilien — 585
Britisch Columbien (NA) — 585
Chile — 568
Choate (Brit. Columb.) — 366, 513
Colorado — 573
Cordilleren (NA) — 432, 588
Dominika (ZA) — 568
Duluth (Minnesota, NA) — 432
Georgia (NA) — 313
Grand Canon (NA) — 585
Grönland (Gr) — 434, 510, 582
H a i t a (ZA) — 585
Hochanden (SA) — 573
Kaersut (Gr) — 434, 582
Kalifornien — 380, 444, 448, 536, 585
K a n a d a — 415, 528
Kolumbien (SA) — 361, 362, 568
Kordilleren (NA) — 432, 588

SA = Südamerika, Gr :Grönland)K u b a — 366, 415, 564, 569, 585
Minas Geraes (SA) — 526, 568, 585
Mississippi (NA) — 585
Montana (NA) — 585
Newfoundland (NA) — 347, 398, 414, 430,
432, 434, 585
Nordkarolina (NA) — 313, 357, 566
Nordkolumbien (NA) — 358
Ontario (NA) — 452
Oregon (NA) — 566
Pensylvanien (NA) — 568
Pike County, Arkansas (NA) — 519
Puerto Rico —• 568
Quebec (NA) 204 | — 348, 359, 366, 415,
432, 536, 585
Reunion (ZA) — 585
Rocky mountains (NA) — 585
Saguenay (Quebec, NA) — 432
Sheridan (Montana, NA) — 366
Sierra di Cordoba (SA) — 585
Stillwater (Montana, NA) — 400, 585
Sudbury (Kanada) — 366, 389
Texas — 568, 585
Thuleprovinz (Gr) — 582
Trout River (NA) — 398, 447, 499
U t a h (NA) — 573
Virginia (NA) — 509
Westindien (ZA) — 349

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at668e) Afrika
Abessinien — 403, 485, 555, 567, 576, 584
Aegypten — 485, 584
Afrika (allg.) — 584
Atlasgebirge — 580, 584
Bushveld — 321, 345, 357, 389, 399, 411,
413, 415, 423, 431, 432, 434, 446, 450,
485, 531, 542, 584
Great Dyke — 355, 366, 386, 400, 403,
404. 432, 434, 485, 584
Kapprovinz — 450, 531
Madagaskar — 544, 558
Merensky Reef — 360, 384, 416
Mooihoek (Bushveld) — 360, 416

Onverwacht (Bushveld) — 360
Pretoria — 357
Rhodesien — 365, 525, 531, 584
Sahara — 585
Selukwe — 366, 367, 386, 403
Sierre Leone — 403
Sinaihalbinsel — 485
Südafrika (allg.) — 357, 358, 360, 361,
378, 525, 528, 589
Togo — 584
Transvaal — 361, 450, 531, 542
Westafrika — 568
Zaarplaats (Südafrika) — 361f) Asien einschließlich Bereich Philippinen und Japan
Afghanistan — 583
Aidarbak (Ural) — 560, 565
Anarek (Persien) — 582
Armenien —• 582
Bashenovo (Ural) — 529
Beluchistan — 357, 555, 583
Beresowska (Ural) — 546
Damaskus (Syrien) — 581
Himalaja — 588
Indien (allg.) — 555, 583
Iraniden — 582
J a p a n — 449, 568, 583, 584
Kaukasus — 537, 541, 582
Khalilovo = Halilowsky (Ural) — 508, 572
Krasno-Uralsk — 360, 365, 401, 417, 437,
589
Kusa (Ural) — 402
Lattakia (Syrien) — 581
Libanon — 581
Mandschurei — 598
Mysore (Indien) — 583
NishniTagil(sk) (Ural) — 3 6 0 , 365, 492
Novo Akkerman (Ural) — 566

Oberbirma — 3 3 1 , 451
Orsk (Ural) — 560, 565, 566
Ostindien — 349
Persien — 582
Philippinen — 568, 569, 583
Rotes Meer — 485
Rußland (allg.) — 537
Saranowskaya — 401, 589
Shordza (Transkaukasien) — 382, 402, 434
Sibirien — 357
Surigao (Philippinen) —• 569
Südural — 520, 523 566, 572
Sundainseln — 583, 589
Syrien — 454, 461, 476, 580, 581
Taurus 207, 217 | — 581
Tawmaw (Oberbirma) — 450
Transkaukasien — 434
U r a l — 3 1 8 , 331, 341, 347, 355, 356, 358,
360, 361, 365, 367, 368, 389, 415, 418,
431, 432, 434, 470, 483, 499, 520, 526,
527, 537, 542, 547, 560, 565, 572, 576,
582, 586, 598
Verblynski Gory (Ural) — 537g) Australien, Inselgürtel und St. Paul
Australien (allg.) — 584
Borneo — 583, 589
Celebes — 449, 566, 568, 583
Cristobal — 583
Guadalcanal — 583
J a v a — 449, 583
Kalgoorlie — 584
Neuguinea — 583
Neukaledonien — 449, 564, 566, 567, 568,
574, 575, 583

Neuseeland — 583, 584
Neusüdwales — 449, 584
Ostindien — 349
Salomonen — 583
St. Paul (Atlantik) — 596
Sumatra — 583
Sundainseln — 583
Tasmanien — 313, 314, 584
Timor — 449

©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at669
Abbildung 13. Belikamen, Raduscharevier(Mazedonien). Plattiges Sprenkelerz Chromit
mit lockerer Erzkornstreuung in Dunit(Schlierenplatten-Sprenkelerz).

Abbildung 14. Raskop, Raduscharevier(Mazedonien). Plattiges Sprenkelerz Chromit
mit dichterer Streifenpackung, in Dunit(Schlierenplatten-Streifenerz).

Abbildung 15. Kavir-odjak Raduscharevier (Mazedonien). Strähniger Erztypus
Chromit in Dunitfels.

Abbildung 16. Kavir-odjak, Raduscharevier (Mazedonien). Rundlich-eiförmige
Aggregierung der Chromitkörner in Dunit(„Leoparderz").

Jahrbuch der geologischen Bundesanstalt, Sonderband 1, 2. Teil.

• ' -©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at©Geol. Bundesanstalt, Wien; download unter www.geologie.ac.at

671

Abbildung 17. Raduscharevier (Mazedonien). Von Cbromit umflossene ovoide
Formen des dunitisohen Muttergesteins(„Negatives Leoparderz").

Abbildung 18. Kavir-odjak, Raduscharevier (Mazedonien). Chromit ovoide mit„zweiter Erzschale".

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Abbildung 19. Kukes (Albanien). Dünnflüssigerer Dunit durchschneidet gangartig fertig ausgebildete, doch noch zähflüssigere ovoidale Anhäufungen vonChromitkorn in Dunit, hiebei einzelne
Ovoide scharf abschneidend oder zerteilend, zugleich noch eine kleine verwurfartige Verschiebung bewirkend — ,,Magmatischer Vorwurf'.

Jahrbuch der geologischen Bundesanstalt, Sonderband 1, 2. Teil.

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Abbildung 20. Zentrale Lojane (Mazedonien).
Chromit-Aplitgranit-Breccio;
jüngerer Granitaplit durchbricht undzerteilt derbe Chromitlagerstätte.

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Abbildung 21. Zentrale Lojane (Mazedonien). Aus einem in eine Chromitlagerstätte eindringenden Aplitgranit entwickelt sich ein Diopsidfelsgang mit
offenem Drusenraum, der mit gelblichen
bis farblosen Diopsidkristallstengeln besetzt ist, nebst auf Diopsid aufsitzenden
Uwarowit- und
Schwefelkriställchen.
(Siehe mineralog. Beschreibung [64] inZeitschr. f. prakt. Geologie 1934).

Abbildung 22. Zentrale Loj ane (Mazedonien). Der faserige Brucit „Nemalith"
im granitdurchsetzten Dunitfels der Chromitlagerstätte.
Jahrbuch der geologischen Bundesanstalt, Sonderband 1, 2. Teil.

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675

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Abbildung 23. Kran Mahal bei Saloniki. Olivinkörner mit streifig-welliger
Auslöschung quer zur angedeuteten Olivinspaltbarkeit,; ansonsten frischer,wenig serpentinisierter, mechanisch wenig Versehrter Dunitfels. Schwarzlängliches Chromitkorn.
N + , Vergr. 22 mal.
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W:K;ÄAbbildung 24. Loj ane bei Kumanovo(Mazedonien). Primär ? brecciöser,mit Pyroxen vermischter Dunitfels,
maßig serpentinisiert.
N —. Vergr. 25 mal.

Abbildung 25. K r a n Mahal bei
Saloniki. Websterit-artiger Gabbro;
schmaler Hypersthenkranzumschließt Diallag.
N —, Vergr. 74 mal.

Jahrbuch der geologischen Bundesanstalt, Sonderband 1, 2. Teil.

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677

Abbildung 26. Kukes in Nbrdalbanien. Durehbruch von Uralitdiabas durch Hornblendegabbro; rein mechanische Auswirkung am Kont a k t : der grobausgebildete Gabbro-Plagioklas(hell, Mitte) wird am Kontakt abgesplittert undin Diabasmasse (dunkel, rechts) eingebettet,
z. T. auch randlich mylonisiert, behält aberseine Frische.
N + , Vergr. 25 mal.

• Abbildung 27. Orasje, Raduschamassiv (MazeB donien). Korrodierter Chromit als oktaed• risches Gerippe in mäßig serpentinisiertem
Dunitfels der Basiszone.
N —, Vergr. 25 mal.

Abbildung 28. Kavirodjak, Raduschamassiv(Mazedonien). Gabbropegmatit in 2 phasiger
Ausscheidung: erste Phase grobkörnig, Diallag.
Hypersthen, Labrador-Bytownit, korrodiertvon nachdrängender kleinkörniger Phase desgleichen Mineralbestandes, unter Eisenerzausscheidung an den Rändern, insbesondere der
grobkörnigen Pyroxene. Die Anlösung unter
Fließbewegung ruft augengneisähnliche Texturen inmitten nicht differentialbewegter Gesteinsbestände hervor. Bildmitte grobkörniger
verzwill. Plagioklas der ersten Phase umgeben
von kleinkörnigem Mineralpflaster der zweiten
Phase; oberer Bildrand Eisenerzausscheidung
entlang grobkörnigem Hypersthen der ersten
Phase und in die Kornzwickel der zweiten
Phase eindringend.
N + , Vergr. 33 mal.
Jahrbuch der geologischen Bundesanstalt, Sonderoand 1, 2. Teil.

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679
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1 :# •r;I*. — | Abbildung 29. Kavir-odjak,

Raduschamassiv(Mazedonien). Andeutung von „chain struct u r e " an Chromit des strähnigen Erztypus(neg. Leoparderz) in Dunitserpentin.
N—, Vergr. 21 mal.

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Abbildung 30. (Letaj in Nordalbanien. Ausbildung von Blätterserpentin (Antigorit) nebst
bastitisiertem ' Pyroxen in mechanisch fast
unversehrtem Peridotit.
N—, yergr. 21 mal.

Abbildung 31. Golemo Kameniane (Ostbulgarien). Hornblendeserpentin. Rhomb. Querschnitte der feinantigoritisierten Hornblende(mit Einschlüssen und randlicher Ansammlungvon Magnetit) inmitten von grobschuppigem
Antigorit und Chlorit, die Gitterserpentin überwuchern. Auch die Hornblende wird von dieserÜberwucherung erfaßt. Rechts der Hornblenden zerfranstes Chromitkorn mit Magnetitauswanderung.
N + , Verg. 20 mal.
Jahrbuch der geologischen Bundesanstalt, Sonderband 1, 2. Teil.

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681

Abbildung 32. Golemo Kameniane (Ostbulgarien). Hornblende-Chlorit-Serpentin. Antigoritsprossung (lange helle Schuppen) ziemlich wirr über älteren geordneten Gitterserpentinbau hinweg. Ungefähre Bildmitterhomb. Querschnitte von serp. Hornblende;
randlich, z. T. auch aus dem Kern heraus
sproßt leuchtenborgitischer Chlorit auf. —(Dunkelheit li. unt. = Bildrand).
N + , Verg. 25 mal.

Abbildung 33. Jezerina bei Kacanik (Mazedonien). Durchbewegter granatführender Grenzamphibolit des Peridotits. Orthit mit pleochroit.
Höfen (Schwärm von Kristallkörnern von oben
durch Bildmitte nach seitlich links) in Hornblende (hell, schwach pleochr. farblos-hellbräunlich) ; rechts oben zerdrücktes Granatkorn,schwarz Erz.
N—, Vergr. 85 mal.

Abbildung 34. Jezerina bei Kacanik (Mazedonien). Leidlich idiomorphe, prätektonischdoch postaltkristallin gebildete, im Dünnschliff farblose Granate mit Muskowitkern,in stark durchbewegten, z. T. serizitierten
Glimmer-Gneisschiefern am Peridotit-Amphibolit-Kontakt. (Siehe auch Abb. 141).
N—, Vergr. 60 mal.
Jahrbuch der geologischen Bundesanstalt, Sonderband 1, 2. Teil.

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Abbildung 35. Soufflion,
Ostgriechenland.
Chloritfels. Schwach pleoehr. (farblos-blaßbläulichgrün) leuchtonbergitischer Pennin (mitanomalen, metallisch schimmernden graugrünen
Interferenzfarben) in Büschelaggregaten.
N + , Vergr. 25 mal.

Abbildung 36. Lojane bei Kumanovo (Südserbien, Mazedonien). Dunitischer Serpentin.
Auswandern von Fe (als Magnetit) aus Chromit bei der unter erststufiger Metamorphose
fortgesetzten Serpentinisierung. — (Weniger
wahrscheinliche Deutung: Orientiertes Anwachsen von Magnetit, aus Olivinabbau herrührend, an Chromit).
H —, Vergr. 25 mal.

*4 § Ä

.'!:':^''-:_ Abbildung 37. Petkovich bei Orahovac (Maze1 donien). Anschliff des Magnetit-Chromiterzes.
I (Nach A. TORNQUIST). Verdrängungsskelette
von Chromit (dunkel) in Magnetit (hell).
Gewöhn!. Licht, Vergr. 440maJ.
Jahrbuch der geologischen Bundesanstalt, Sonderband 1, 2. Teil.

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TAFEL
Rooiberg\ 0'5km

ObereZone• 2 2 tunsehr schwächt Bankung (horizontal)

W-:(900 -3200 m)„Kritische Zone"-

Hangendgesleinefzlg/eichwie Liegendserie zx trans' gressive Oberkreide c K)'

Quarzite

Dunit * Saxonit(Bronzitperidoht)

Feldspatreicbe
undOlivinreiche
Felslagenwechselnd

TIF«'Lagen von Titannagnaht
zum Hangend
A - Anormosif

nahe

mißig

(horizontal)

ausgeprägte

gleichförmige

Bankung

Hangendnahe

Erz-reiche Dunitlage

Gesteinsausbildung

cawoom4-1—r*,KX 4 — lHeupfnorHzoneBr• 4'5 km

Cf'Granit

Dunit undBronzitperidofit,
Cr' Konkordante
Chromitmassen
näher
zum
Uangendt
Br-Bronzitschiieren• na— j - Ty0°

BronzHnorit

DOODOODok£\ v \(•_,
Kritische Zotte(1000 - 4800 m)

Cr Grundgestein:oPitttagnorit

Phyllite des Allpaläozoikum

ausgeprägte Bankung, vertinzeltTlfeim Hangend
Pt • Platin u.Ptatmsumde, H M Merensky Reef
A 'Anormosit
D • Hortolomm Dunit-pipf-mit n-.Fraiplatln
Py • Pyroxenite
Cr- Chromitlagan
Häufig Anorthosit,BronziW
Sehr ausgeprägte horizontale
konkordant*)Bankungvon(ChromiHager und Bnoniitschlieren in übertriebenem Mißverhältnis)

Wechsel von sterilen mächtigen Lagen nn Pyroxenperidotit, hauptsächlich
Harzburgit,mitmeist gerin
ger mächtigen, teilweiseErz-führenden Dunitlagen(schicht-d) Die geschichteten Peridotifmassen desTrout River Gebietes in Hew Foundland.
Nach den Textangaben in der ArbeitoErzreiche• Basiszone derPeridotit -Dunitmassen(Oerberzstöcke)''Liegendserie(Paläozoikum u. älter)'Witlel-bisfemköm. Pyrtuen-reiche Honte

Bari Jngarson (Ut. 660) in schemafischar Vereinfachung gezeichnet.

(Gorancezone)
Anreicherung »on Sprenkelerz-Chromerz in Schlierenplatten(MiHlere)Gebankte Zone

(3000-UOOOm)„Basal Zone"K

r i i rr~r~TC) Vereinfachter Querschnitt durch den magb) Vereinfachter Querschnitt durch den magmatischen
matischen Schichtenaufbau des Chromerz fühSchichtenaufbau des Bushveld Jgneous Complex in S-afrika. renden Peridotitmassivs von Raduscha in MazeGezeichnet nach den Textangaben von A.M. Hall im„Führer zum Jntemationalen

Geologenkongreß

donien.- Raduschalyp der Chromerzlagerstätten des Balkans.

192g."D • Ounit, r>P" Pyroxenperidotit, fpPyroxenite,AfGabt>ropegmalite,

Die Basalzone und die einzelnen GesteinsH und Erzvorkommen innerhalb der Zonen
Ober/rieben groß, des übrige Größenverhä/tnis der Zonenmächtigkeiten ungefähr
maßstabrichhg gezeichnet.

\kvAbkühlungsbankung parallel der magmatischen Schichtgrenze,
KfAbkühlungsbankung und-Klüßung ungefähr senkrecht K t ,CfaChromittagerstäHen und zwar: Strich-und Punktreihe parallel K l •Schlierenple/Ien, unregelmäßige Figuren •siockartige messige Lagerstatten von Derberz (schwarz) oder
Liegendserie

Der magmatische Schichtaufbau derPeridotitmassive von Trout River, Bushveld und Raduscha.
Hiesaeitner, Jahrbuch der Gcol. Bundesanstalt, Sonderbaod 1 (Zweiter Teil). — österr. Stuudrudterri. 11.454 51••

Sprenkelerz(punktiert).

ph-Phy/ii/ä, sandige Phyllite, auch gneisariigj

qu-Quarzite, Kiese/messen, Ob-Grünschieier, Diabase,K'kristalline Kalke.

Chromittjger und P/roxenlt betw. AsoVferen übertrieben gross.

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TAFEL 2

Nummern der nebenstehenden Karte: Wichtigere Chromitgebiete(nebst Haupt vorkommen Platin) sowie sonstige im Text besonders
genannte, doch weniger bekannte Serpentingebiete.

• 4)
Nordamerika und Grönland
1 Quebec-Distrikt (Appalachen)
2 Newfoundland
3 Maryland
4 New-Carolina
5 State-Line
6 Arkansas
7 Colorado
8 Arizona

9 Kalifornien
10 Oregon
11 Stillwater (Montana)
12 Washington
13 Britisch-Kolumbien
14 Kenai (Alaska)
15 Sudbury
16 Kaersut (Grönland)

Zentral- und Südamerika
4 Kolumbien
5 Bahia
6 Cordoba

1 Cuba2 Haiti
3 Yarape

Europa9 Outoukumpu (Finnland)
10 Petsamo (Finnland)
11 Halditjokko (Finnland)
12 Shetland-Inseln
13 Rum, Skye (Schottland)
14 Girvan-Ballantrae (Schottland)
15 Malaga (Südspanien)
15aBraganca (Portugal)

1 Baduscha (Mazedonien)
2 Ostbulgarien
3 Orsova an der Donau
4 Kraubath (Steiermark)5 Dobfiina (Karpathen)6 Tampadel (Schlesien)
7 Röros (Norwegen)
8 Lofoten (Norwegen)

Afrika1 Birbir (Abessinien)
2 Great Dyke und Selukwe
3 Bushveld

4 Togo5 Sierra Leone
6 Konakry (Frz.-Guinea)

Asien (einschließlich Ural, Vorder- und Ostasien).

Anmerkungen

1 Daghardi (Kleinasien)
2 Fethiye (Kleinasien)
3 Guleman (Kleinasien)
4 Shordza (Transkaukasien)
5 Saranowo und Krasno-Uralsk(Ural)
6 Orsk (Südural)
7 Anarek-Nain (Persien):

8 Beluchistan
9 Ladak (Himalaja)
10 Singhbum (Indien)
11 Mysore (Indien)
12 Salem (Indien)
13 Philippinen
14 Watsamaku (Japan)
15 Hokkaido (Japan)

1. Die Serpentinvorkommen außerhalb der Kretezisch-tertiären Faltengürtel
sind Bauelemente paläozoischer oder älterer Geöirgsbildung.

Australien und Inselgürtel
2. Die hauptsächlichsten Serpentin vorkommen innerhalb der kretazisch tertiären Gebirgsketten sind-von Fällen nackter tektonischer Aufschürfung abgesehen (z.B.Aptnnin) -zugleich auch in den Vergitterungsräumen
junger und paläozoischer Tektonik gelegen (u.a.AJpen, Karpathen, Pyrenäen,
Dinariden, Tauriden, Jraniden und Himalaya, Cordülleren). Der gegenwärtige Stand der orogenefischen Forschung läßt die karten mäßige Abgrenzung dieser Vergitlerungsräume noch nicht zu.

»1&>
Maßstab am Aequator :m1109 Km (Erdkarte nach Mercatorprojektion).

, oder mit betonter Streichrichtung der Serpentingürte/ — :Gesteine des engeren

Peridotitzyklus;+ zugeordnete Chromerzführung und o Platinvorkommen (Örtlichkeit jedoch das nebenstehende Serpentin''•-. Kettenverlauf der kretazisch-tertiären

Hiessleitner, Jahrbuch der Geol. Bundesanstalt, Sonderband 1 (Zweiter Teil). — Osterr. Suatsdrucken-i. 11.454 51

10«-zeichen!).

Gebirgsbildung nach Darstellung von Born, C/oos, Kober u.a. (z.T. vereinfacht).

Die bedeutenderen Serpentin- und Chromerzgebiete der Erde in ihren Lagebeziehungen innerhalb undaußerhalb der kretazisch-tertiären Orogengürtel.
(Entworfen unter Benützung der Internationalen Geol. Karte von Europa, der Geol. Weltkarte von B e y s c h l a g , der Geol.
Übersichtskarte der Sowjetunion 1937, der Geol. Länderkunde von F. X. S c h a f f e r und zahlreicher anderer Werke.)

1 NS-Wales
2 Gippsland
3 Calgoorlie
4 Salomonen (Cristobal, Guadalcanal)

5 Neukaledonien
6 Neuseeland
7 Tasmanien
8 St. Paul