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AMSTERDAMnbsp;J. H. DE BUSSYnbsp;MCMXXlll

PROEFSCHRIFT TER VERKRIJGING VAN DEN GRAAD VAN
DOCTOR IN DE FACULTEIT DER WIS- EN NATUURKUNDE
AAN DE RIJKSUNIVERSITEIT TE UTRECHT, OP GEZAG
VAN DEN RECTOR-MAGNIFICUS MR. J. C. NABER, HOOG-
LEERAAR IN DE FACULTEIT DER RECHTSGELEERDHEID,
VOLGENS BESLUIT VAN DEN SENAAT DER UNIVERSITEIT,
TEGEN DE BEDENKINGEN VAN DE FACULTEIT DER
WIS- EN NATUURKUNDE TE VERDEDIGEN OP MAANDAG
19 MAART 1923, DES NAMIDDAGS.TE VIER UUR, DOOR

lt;

Bij het verlaten der Universiteit is het mij een behoefte, U allen,
mijn academische leermeesters, hoogleeraren in de faculteit der Wis- en
Natuurkunde te Utrecht, wier onderwijs ik mocht genieten, mijn oprechten
dank te betuigen.

U, hooggeleerde WICHMANN, ben ik veel dank verschuldigd
voor den steun, dien ik van U steeds bij mijn studie heb ondervonden.
De jaren, dat ik het voorrecht had Uw assistent te zijn, zullen mij in
aangename herinnering blijven.

U, hooggeleerde NIERSTRASS, PULLE en WENT, dank ik
voor Uw heldere colleges en voor de steeds betoonde gulle hulpvaardigheid
gedurende de voor mij zoo moeilijke mobilisatiejaren.

Ik ben er dankbaar voor, dat ik op excursie\'s en bij Uw colleges
U, hooggeleerde OBSTREICH, heb mogen leeren kennen cn hoogschatten.

Ihnen, Prof BUXTORF und PREIS WERK und auch Ihnen,
Dr. HOTZ und TOBLER, danke ich für das viele Gute, dass ich
während meiner Basler Studienzeit, empfunden habe.

Niet het minst ben ik U, hooggeleerde RUTTEN, hooggeachte
promotor, dank ervoor verschuldigd, dat ik gedurende meer dan een
jaar voor de vervaardiging van mijn proefschrift, van Uw voortdurende
leiding heb mogen profiteeren.

Uw groote energie, Uw stoere werkkracht zullen mij ten allen
tijde in mijn verder leven ten voorbeeld strekken.

r. GRANITE (EINSGHMELZGESTEINE), GNEISE (INJEKTIONSGESTEINE), GRANITAPLI-
TISGHE- UND -PEGMATITISCHE GESTEINE.

GESTEINEN VON AMHON. ALTER UND GENKTISCRER ZUSAMMENHANG DER
PERIDOTITE UND PEGMATITE.

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Die geologische Literatur der Insel Ceram ist nicht gerade umfangreich. Für diese
Ceram-Literatur im allgemeinen kann auf Verbeeks: „Opgave van geschriften over Geologie
en Mijnbouwkunde van Nederlandsch Oost-Indiö, \'sGravenhage 1912quot;, hingewiesen werden.

Das in dieser Arl)eit beschriebene Gebiet wurde zuerst geologisch erforscht von K. Martin,
der in den Jahren 1891-\'92 eine Studienreise durch die Molukken machte. In seiner Arbeit:
Reisen in den Molukken, in Ambon, den Uliassern, Seran und Buru, geol. Teil II»® Lief.
Lran und Buano, Leiden 1902quot;, wird schon in grossen Zügen der geologische Bau dieses
Ge])ietes angegeben. Auch fuulet man in seiner Arbeit eine Uebersicht der sehr dürftigen

Martin besuchte West-Ceram und einen Teil Mitten-Cerams. In West-Ceram wurde,
ausser einem Teile Hoeamoeals auch die Kilstengegend in der Nahe Kaibobos bereist, wilhrend
zugleich ein Ausflug ins Innland, von Kairatoe nach Honitetoe gemacht wurde.

Verbeek besuchte wahrend seiner Reisen, welche mehr den Charakter von Aufklarungs-
zügen hatten, in 1899 ebenfalls diesen Teil Corams. Die Resultate dieser Reisen wurden in

wahrend diese Uelsen fast ganz beschrankt blieben auf das Küstengebiet Kaibobos,
wurden von der Ceram-oxpedition 1917-1919 von L. Butten und W. Hotz viele Ausflüge
ins Innere gemacht, wodurch jetzt dieses Gebiet schon mehr detailliert bekannt geworden ist.

Don Teil wkt-Cerams, der in dieser Arbeit teilweise petrographisch beschrieben wird,
findet man angegeben auf den Karten XII und XIV der Reiseberichte der Cerame.xpedition.
Im Norden wird das Gebiet von dem Wai Eti begrenzt, im Osten ungefähr von dem Wai
Rioeapa im Süden und Westtni vom Meere. Die Gesteine aus diesem Gebiete sind
Eruptivgesteine, kristalline Schiefer und Sedimente. Nur erstere werden in dieser Arbeit
behandelt. Die Fundorte der Gesteine findet man naher angedeutet auf einer Karte am Endo

Die Minerale der Gesteine wurden nach den in den Lehrbüchern von RosenbusciiS) und

Weinsoiiknk*) erwähnten Methoden bestimmt. Die in vielen Gesteinen keine Zwillingslamellen

aufweisenden Feldspate wurden nunstens nach der Methode Schroeder van deu Kolks bestimmt

1)nbsp;Jaarboek van liot Mijnwe/.on in Nedoriiuulsch Oost-lndiö: Welenschappolijk Gedoolte, 1908.

2)nbsp;Dio Roisoborichto dieser Expedition finden sich in: TUdschrift van liet Koninklijk Nederlandsch
Aardrijkskundig (lonootschap. Jahrgang 1918, 1Ö20.

.1. l. C. ScimoKDKH van dkr Koi.k: Tabellen zur mikroskopischen Bestimmung der Mineralien nach
ihrem Brechungsindex. Wiesbaden, 190G.

und wenn möglich immer kontrolliert mit einer andern optischen Methode. Besonders die
älteste und einfachste Methode, die Bestimmung der Auslöschungsschiefe auf Spaltblättchen,
hat sich für die grösseren, pegmatitischen Plagioklase gut bewährt. Für grosse Feldspate
lässt sich letztere Methode immer gut kombinieren mit der von Schroeder van der Kolk;
man taucht die Spaltblättchen dann in eine der Flüssigkeiten. Für die Unterscheidung der
verschiedenen Plagioklase wurden die von Weinschenk in seinem Lehrbuche aufgeführten
Flüssigkeiten benutzt. Immer wurden vor einer Messung die Brechungsexponenten der zur
Verfügung stehenden Flüssigkeiten mit einem Abbeschen Refraktometer bestimmt.
Die Gesteine werden wie folgt in vier Abschnitten behandelt:

Kap. I: Aplitische (pegmatitische) und granitische Gesteine (Letztere: Injektions- und

Kap. III: Beziehungen zwischen den unter I und II genannten Gesteinen. Kontaktbreccien und
-Gesteine.

Kap. IV: Gabbroide Ganggesteine (Hornblendepegmatite) In den Peridotiten, Hornblendegabbros,
eigentliche Gabbros, (Diabas).

Für einige indischen Fremdwörter und deren Abkürzungen folgt hier unten eine Erklärung:

I. Granite (Einschmelzgesteine),
Gneise (Injektionsgesteine), granitaplitische und .
»pegmatitische Gesteine.

Von der Insel Ceram wurden zuerst Granite beschrieben von Schroeder van der Kolk i),
der eine Sammlung Handstücke, von Martin während seiner Reisen in 1891 und 1892
gesammelt-), bearbeitete. Schroeder van der Kolk unterschied unter seinen Graniten zwei
Typen, nämlich cordieritführende aus dem Gel)iete von Kaibobo und cordieritfreie von der
Nordküste und viel weiter nach Osten. Alle Granite von Kaibobo führten Cordierit. Auch das
von mir untersuchte Granitmaterial von Kaibobo bestand nur aus cordieritführenden Gesteinen.

Es zeigte sich aber, dass neben Graniten auch Pegmatite mannigfach vorkommen und
weiter noch mehr oder weniger schielrige Gesteine, die man gebankte Granite oder Gneise
nennen könnte.

Von den Pegmatiten sind nur wenige Gänge auf der Karte U vom 9^°quot; Reisebericht der
Ceramexpedition angegeben. (Z.B. bei dem G. Ilenhoenoi und westlich des G. Elpia.) Nach
dem achten Reisebericht der Ceramexpedition ») müssen diese Gänge im Serpentingebiet nördlich
und östlich von Kaibobo zahlreich sein.

Alle aus der näheren Umgebung von Kaibobo beschriebenen Gesteine stammen vom
Anstehenden und zwar teilweise von den grösseren Massiven nördlich (Wai Tihoemolong) und
nordöstlich von Kaibobo, zum Teil von den Gängen nördlich von Tg. Modjane und vom
G. Ilenhoenoi und G. Elpia. (Für die Gesteine des Tg. Modjane sieh: zweites Kapitel).

Von den anderen von mir ))earbeiteten Ilaiidstücken sind einige Gerölle, andere sind von
freiliegenden Blöcken abgeschlagen, deren geologische Stellung unsicher ist.

Die Pegmatite sind nirgendwo als grobkörnige Gesteine ausgebildet; man würde sie, nur

») .1. L. C. ScHHOKDEii VAN DE« Kolk : Mlkroskopisclio Stiulion übor Qestoiiio au8 don Molukken. —
2: Oostoine von Comm. (Samml. il. geol. Roichsmusouma in Leiden, 1899—15)02).

Auch in: Jaarboek van hot Mijnwe/.en in Noderlandsch Ooat-Indiö. Jaargang 1899. Eerste weton-
schappelijko gedeelto.

2) K. Maktin: ]loi.sen in don Molukken, in Ambon, don Uliassern, Seran (Ceram) und Buru. Gool.
Teil, 2te Lief.: Seran und Buano. Leiden 1902.

s) L. Kütten : Do geologische expeditie naar Ceram. Achtste verslag iTijdsclu-ift van hot Koninklijk
Nederl. A.ardrijksk. (ionootschap 1919, S. 160).

die Korngrösse ins Auge fassend, aucli Aplite nennen können, was ja auch geschehen ist auf
den Kärtchen der Ceramexpedition. i) Weil aber einige Handstücke ausschliesslich aus Sohriftgranit
bestehen und miarolithische Strukturen aufweisen, habe ich hier den Namen Pegmatit gewählt.

Zu den eigentlichen Schriftgraniten gehören die Handstücke 931, 933« und 935. Neben
diesen Pegmatiten in engerem Sinne, die spärlich einen dunklen Glimmer führen, treten
Gesteine auf, die durch ihren deutlich leukokraten Charakter ihre nahe Verwandschaft zu
derselben Gruppe von Schizolithen verraten. Zuweilen sind in diesen Gesteinen Quarz und
Orthoklas noch pegmatitisch verwachsen, meistens aber ist dieses nicht mehr der Fall. Ausser
Orthoklas und Quarz enthalten sie Glimmer, Plagioklas, Cordierit oder Andalusit. (933, 937,83).

Als lose Blöcke in der mittleren Wai Kawanenoe kommt ein Albitpegmatit vor. (85-4).

Zu den Cordieritgraniten und Gneisen gehören sehr verschiedene Gesteine. Im Folgenden
werde ich alle Gesteine, die geschiefert sind, zu den Gneisen rechnen und die richtungslos-
körnigen Gesteine zu den Graniten. Die Nummern 867, 868 und 875«, welche einen üebergang
zwischen beiden Gruppen bilden, wurden, obwohl sie richtungslos-körnig sind, zu den Gneisen
gerechnet. Schon jetzt muss bemerkt werden, dass beide Gruppen von Gesteinen genetisch
zu einander im engsten Zusammenhang stehen.

Bei dieser Einteilung werden zu den Cordieritgraniten ähnliche Gesteine gebracht, wie
solches schon von Schroeder van der Kolk getan wurde.

Alle Granite und Gneise können ihrer Farbe nach zu den mesokraten Gesteinen gerechnet
werden. Einzelne führen schon zu den melanokraten hinüber.

Die Cordieritgranite sind ziemlich feinkörnige Gesteine. Einem normalen Granit am
meisten ähnlich ist die Nummer 909, der mit den deutlich zu erkennenden Biotitblättchen
einem dunklen Biotitgranit gleicht. Sehr ähnlich sind die Nummern 909a, 84 und 85, alle
feinkörnig mit gut zu erkennenden Gemengteilen und brauner Farbe. Diese vier Gesteine, die
alle Nester von stengligem Quarz enthalten, stammen aus dem Massiv östlich von Kaibobo.

Grössere habituelle Unterschiede weisen die Gneise aus dem Massiv nördlich von Kaibobo
(nördlich und südlich des Wai Tihoemolong) auf.

Die Nummer 901 gleicht der Farbe nach noch sehr den vorigen Handstücken. Das
Gestein ist aber deutlich schiefrig. ünregelmässige helle und dunkle Bänder wechseln mit
einander ab. Die hellen Partien sind zuweilen linsenförmig und bestehen aus Quarz und
Feldspat; die sehr dunklen Partien sind zuweilen dilnnschiefrig,

903a und b machen den Eindruck von sehr dünnschiefrigen Gesteinen, bei denen Quarz
zwischen die Schieferungsflächen eingedrungen ist.

Die Nummer 903 hat eine fast gleichmässige, blaue Farbe. Man erkennt im sehr fein-
körnigen Gestein dunkle Glimmerblättchen. Die einseitige Streckung liieses Glimmers verleiht
dem Gesteine eine schielrige Textur. Der Bruch ist aber muschelig und splitterig, wodurch
das Gestein einem Hornfelse ähnlich sieht.

Auch das Gestein 905 ist schiefrig; es weist schwache Fältelung auf. Die Orthoklase
treten porphyrisch zwischen den BiotitschHeren auf. Alle letztgenannten Gesteine stammen
aus dem Massiv des Wai Tihoemolong.

Ihnen sehr ähnlich sind noch weitere Gesteine von andern Fundorten, Richtungslos-

1) L, Kütten en W, Hotz: De geologische expeditie naar Ceram, Negendo vorslaß (Tiidsrhnfr vo.
liet Koninklijk Nederl. Aardrijksk. Genootschap 1919, S. 559).nbsp;^ Uij(l.schiift van

körnige Gesteine sind die Nummern 867, 868 und 875« und zwar sind 868 und 875a. feinkörnig,
während 867 einen dichten quarzitischen Habitus aufweist.

Die cordieritführenden Gesteine aus dem Kaibobogebiete sind also zum Teil normale
richtungslos-körnige Granite, zum Teil Gneise, von denen aber einzelne einem Hornfelse gleichen,
andere richtungslos sind, oder einen quarzitischen Habitus aufweisen.nbsp;quot;

Schon durch ihre mineralogische Zusammenstellung erweisen die Gesteine ihre gegenseitige
Verwandtschaft. Immer sind die gewöhnlichsten Gemengteile: Quarz, Orthoklas, Cordierit und
Biotit, neben denen eine ganze Reihe anderer Mineralien vorkommt, unter denen wohl Plagioklas
und Muscovit am häufigsten sind. Durch ein Zu-oder Abnehmen von bestimmten Komponenten
unterscheiden sich die Gesteine von einander.

Eine Beschreibung von den Eigenschaften und dem Vorkommen der gewöhnlichsten
]\\Iineralien folgt jetzt.

a. Orthoklas. Dieser Feldspat bildet neben dem Quarz den Hauptgemengteil der
Cordieritgesteine. Bestimmte Schichten in d^n schiefrigen Gesteinen oder nesterartige Partien
in den richtungslos-körnigen Gesteinen bestehen zuweilen ganz aus beiden Mineralien oder
auch aus einem von beiden. In den Pegmatiten 931 und 985 hat der Orthoklas eine milchweisse
Farbe. In den Graniten und auch in einigen Gneisen erkennt man ihn an seinen Spaltflächen;
in diesen Gesteinen hat er meistens eine gelblich braune Farbe. Die Grösse der Orthoklase ist
fn den Pegmatiten ungefähr 8 mm; im Gneis 905, wo er zwischen don Biotitschlieren
gewissermassen in porphyrischen Kristallen auftritt, sind diese 5 mm gross. In den Dünn-
schliffen der Pegmatite sieht man, dass der Orthoklas oft von Albitlamellen durchwachsen ist.

In den Schliffen der anderen Gesteine ist er zuweilen ausserordentlich klar; man kann
ihn dann im gewöhnlichen Lichte nur durch seine Spaltrisse von dem Quarz unterscheiden.
J^leistens aber ist er trübe.

Einschlüsse kommen vielfach v or. Manchmal sind es Flüssigkeitseinschlüsse, dio zuweilen
bandförmig angeordnet sind. Weiter können alle anderen Mineralien als Einschlüsse im Orthoklas
auftreten. Immer findet man eine poikilitische Durchwachsung von Quarz, sei es dass dieser
in rundlichen oder oiR)rmigen Körnern (Quarzaugen) vorkommt, oder dass er wio in den meisten
anderen Gesteinen, idiomorphe Kristalle, öfters mit gerundeten Ecken, bildet.

Der Orthoklas ist immer xenomorph. Er bildet meistens rundliche oder polygonale Kristalle,
dio gewissermassen Linsen im Gestein bilden. Nur in einem einzigen Granit kommt er als
Füllma-sse zwischen don anderen Gemengteilen vor.

Zwillingsbildung nach dem Karlsbader Gesotz tritt selten auf; diese scheint zuweilen
(Pegmatite) mit Druck zusannnenzuhängen. Häufig lindot man eine Verwachsung mit Mbit;
dio geraden, sehr feinen Lamellen werden erst mit Objektiv 7 von Leitz sichtbar (Mikroperthit).
Zuweilen sind die Lamellen gebogen und es zeigt sich dann auch undulöse Auslöschung der
Orthoklase; die Biegung ist also eino Folge von Druckwirkung. Dio kataklastischen Erscheinungen
gehen beim Orthoklas selten weiter als undulöse Auslöschung; gebrochene Orthoklaskristallo
findet man nur in 881. Die Quarzsplitter drängen sich hier zwischen dio Feldspatfragmente.

Die Verwitterung führt stets zur Bildung von Muscovitschttppchen, daneben treten
grüne, pleochroitische Fasern von Chlorit auf.

b Quarz. In den Pegmatiten erkennt man zuweilen schon makroskopisch die schrift-
granitische Verwachsung mit Orthoklas. In den Cordieritgesteinen (Graniten, Gneisen) kommt
immer viel Quarz vor und zwar findet man neben dem Quarz, der zum normalen Gesteins-
, verband gehört, auch noch Linsen oder Nester dieses Minerals in oft stengliger Ausbildung.
Durch Infiltration von Limonit ist die Farbe häufig gelblich braun. Die grosse Menge des
Quarzes verleiht denn auch den Graniten eine braungelbe Farbe. Unter dem Mikroskop ist
er meistens klarer als der Orthoklas. Flüssigkeitseinschlüsse und Gaseinschlüsse kommen
häufig vor. Erstere haben oft eine bewegliche Gaslibelle. Immer sind die Quarze kleiner als
die Orthoklase; zum Teil ist dies die Folge mechanischer Deformation.

Meistens tritt der Quarz in zwei Formen auf, entweder idiomorph und dann eingeschlossen
im Orthoklas, oder in unregelmässigen Kristallen. Letztere können in verschiedenster Weise
ausgebildet sein. Vielfach sind die Individuen intensiv verzahnt; sie zeigen überhaupt die
kompliziertesten Entwicklungsformen. Streifenquarz ist häufig; während auch Felderteilung
sehr viel vorkommt. Die idiomorphen Quarze sind meistens pyramidal ausgebildet, während
zuweilen ein Prisma schwach entwickelt ist.

Die Verteilung des Quarzes im Gestein ist sehr unregelmässig. Fast immer findet man
ihn in Aggregaten (Nester, Lagen, Linsen, Streifen). Undulös auslöschender- und zerbrochener
Quarz ist ungemein verbreitet. Selbst die idiomorphen Kristalle, welche Einschlüsse im Orthoklas
bilden, sind zuweilen in verschiedene, von welligen Linien begrenzte Fragmente zerlegt worden,
die ungleichzeitig auslöschen, während dann der Orthoklas kaum undulöse Auslöschung zeigt.
Derartige Erscheinungen sind, wenigstens teilweise, Folgen von Kataklase. Es muss aber bemerkt
werden, dass man, im Zusammenhang mit der Genese dieser Gesteine, auch protoklastische
Erscheinungen erwarten darf. Auch optisch zwei-achsiger Quarz findet sich häufig.

Die lineare Streckung der Quarzkristalle erhöht oft die Parallelstruktur der Gesteine.

c. Cordierit. Dieses Mineral findet man sowohl in den Pegmatiten wie in den Graniten
und Gneisen. Es bildet in den beiden letzten Gesteinen den bedeutendsten femischen Gemengteil.
Nirgendwo kann man die Anwesenheit von Cordierit makroskopisch konstatieren, was sehr
begreiflich ist, weil die Korngrösse niemals mehr als 2 mm beträgt.

Der Cordierit bildet in vielen Gesteinen gut ausgebildete idiomorphe Kristalle. Weiter
tritt er hin und wieder schlierenförmig, zuweilen der Schieferungsebene parallel, auf. Auch
abgerundete Formen kommen häufig vor.

Im Längsschnitt ist der Cordierit viereckig, im Querschnitt sechseckig und dann vielfach
abgerundet. Nur die Flächen m (110), b (010), und p (001) sind entwickelt. Zwillinge sind
verbreitet. In guten Schliffen konnte festgestellt werden, dass es stets Zwillinge nach (110)
•sind. Die Verwachsungsebenen sind stets sehr unregelmässig. Gute basale Schliffe, an denen

man Durchkreuzungsdrillinge mit nach aussen gewendetem (010) sehen kann, sind äusserst selten.

In gut orientierten Schliffen kann man ihn bei gekreuzten Nicola meistens von Quarz
unterscheiden, durch seine klaren, grauen Polarisationsfarben, welche immer etwas höher
erscheinen als die des Quarzes. Beim Glühen eines Schliffes wurden die Polarisationsfarben
höher (gelb und sogar rot erster Ordnung) und nach der Abkühlung blieben diese Polarisations-
farben erhalten. Die des Quarzes änderten sich fast nicht. Das Glühen konnte also benutzt
werden, um die beiden Mineralien von einander zu unterscheiden.

Als Einschlüsse in Cordierit findet man verschiedene andere Mineralien und zwar

hauptsächlich Erz, Zirkon, Biotit, Quarz, Spinell, Sillimannit und kohlenstoffhaltige Substanz.
Zuweilen ist der Cordierit ganz von diesen Mineralien ausgefüllt. Der Biotit bildet zum Teil
unregelmässige, gewissermassen korrodierte Kristalle, zum Teil aber auch idiomorphe Blättchen,
welche immer sehr kleine Dimensionen aufweisen. Der Quarz bildet meistens abgerundete Körner.

Die Sillimannitsäulchen und -nadeln sind meistens unregelmässig angeordnet. Zuweilen
findet man aber eine undeutlich fluidale Anordnung, während in 867 ein einzelner Cordierit-
kristall vorkommt mit kreisförmig angeordneten Sillimannitsäulchen. Der Sillimannit ist häufig
von grünem Spinell begleitet, welcher selten gut ausgebildete Oktaeder aufweist, meistens aber
Anhäufungen von unregelmässigen Körnern bildet. Auch Plagioklas kann in Cordierit einge-
schlossen sein, und verleiht ihm zuweilen sogar eine Siebstruktur.

Die gleichen Einschlüsse findet man in den Cordieritpseudomorphosen; den grünen
Spinell erkennt man sofort zwischen den Muscovitfasern an seiner Farbe, den SiUimannit findet
man nur zwischen den Pinitfasern zurück, wenn er günstig orientiert ist.

Es ist wichtig, dass die Cordierite in den Pegmatiten niemals Einschlüsse enthalten.

In allen Cordieriten von Ceram kommen gelbe, pleochroitische Höfe vor. Solche pleochroi-
tischen Höfe um Einschlüsse in Cordierit sind seit längerer Zeit bekannt. Rosenbusch gibt
in seinem Lehrbuch eine Uebersicht von den verschiedenen Mineralien, die als Zentrum eines
pleochroitischen Hofes auftreten können. Nach Rosenbusch sollte Hatch -) sie gefunden haben
um Quarz, Apatit und Titanit. In seinem Lehrbuche aber erwähnt Hatch für Cordierit nur
Apatit und Zirkon. In den Cordieriten von Ceram bilden sich nur um Zirkoneinschlüsse
pleochroitische Höfe. Keins der anderen zahlreichen eingeschlossenen Mineralien M wird jemals
zum Zentrum eines solchen Hofes. Apatit kommt allerdings in den Ceramschen Cordieriten nicht vor.

Im zweiten Teile seines Lohrbuches schreibt Rosenbusch folgendes: Soweit die
Umwandlung fortschreitet, verschwinden mit dem Cordierit auch die durch seine Molekularordnung
bedingten pleochroitischen Höfe.quot; Weinschenk ®) dagegen gibt an, dass die pleochroitischen
Höfe in den Pseudomorphosen des Cordierits oft noch als gelbbraune Flecken erhalten bleiben.
Aehnliches konnte ich in den Cordieriten der Ceramgestoine konstatieren. Häufig kann man
einen Zirkon finden, der teils in dem noch unversehrten Cordierit, teils in dem sich bildenden
Muscovit liegt und der an der i\\[uscovitseito einen gelbgrünen, an der Cordieritseito einen
gelben pleochroitischen llof aufweist. Andere Zirkone liegen schon ganz im Muscovit. Der
Pleochrolsmus nimmt dann ab und in don vollständigen Pseudomorphosen ist der Zirkon
umringt von einem dunklon, )n-aungrünen Rand, der kaum mehr pleochroitisch ist, oder der
seinen Pleochroismus ganz verloren hat.

1)nbsp;H. RosENiJUscii unci E. A. Wülfinq : Mlkroskopisclio Physiographio dor Mineralien und Ge.stoino.
Bd. I: Ailgomoiner Toil S. »40; Stuttgart 1901.

3)nbsp;F. n. Hatch: Tho petrology of the igneous Rocks. London 1914. S. 1:11, 155.

•} In ri. Rosenbusch und E. A. AVülfing: Mikrosk. Pbysiogr. der Min. und Gostoino. Bd. 12, wird bei
der Beschreibung des Cordierites angegeben: „Um EiuschUisse der verschiedensten Art.quot;

Im isotropen Stadium der Cordieritverwitterung (sieti weiter unten) lionnten die Höfe
niclit entdeckt werden, was wohl mit der Gelbfärbung der Cordierite in diesem Stadium
zusammenhängt.

Die Verwitterung der Cordierite, die zu verschiedenen Pseudomo-rphosen führt, ist von
vielen Autoren, hauptsächlich aber von Wichmann undGAREiss*) studiert worden. Wichmann
untersuchte den ganzen Verlauf des Prozesses und fand, dass der Cordierit sich nicht sofort
in Muscovit umwandelt, sondern dass zwischen der frischen Cordieritsubstanz und dem End-
produkt ein Stadium liegt, in dem das ursprüngliche Mineral isotrop wird. Die in diesem
Stadium sichtbare isotrope Masse nannte er „Zwischensubstanzquot;.

Zu ungefähr ähnlichen Resultaten kam Gareiss, der zu gleicher Zeit Ordnung in der
verwirrten Nomenklatur der Cordieritpseudomorphosen brachte. Im allgemeinen stimmt der
Verwitterungsprozess der Ceramcordierite mit dem von Wichmann und Gareiss beobachteten
überein. Letzterer beschreibt eine Umwandlung von Cordierit in Pinit aus dem Fichtelgebirge,
wobei, wie in keinem anderen Falle, von den Spalten aus eine Gelb- oder Grünfärbung und mit
dieser eine bis zur Isotropie verringerte Doppelbrechung des Cordierits eingetreten war. Diese
Gelb- und Grünfärbung tritt nun in fast allen Ceramcordieriten auf und bildet ein sehr
charakterisches Merkmal dieses Minerals.

Das Endprodukt, obwohl einigermassen abweichend in den verschiedenen Kaibobo-
gesteinen, darf stets Pinit genannt werden, in der von Gareiss gegebenen Fassung.

Fast überall kann man die isotrope Zwischensubstanz wahrnehmen. Die Zufuhrkanäle
(sieh: Wichmann), welche oft unregelmössig verlaufen, aber auch gerne die Richtung der
c-Achse und jene senkrecht darauf bevorzugen, kann man z.B. in 909« deutlich beobachten.
Die isotrope Substanz ist fast immer gelbgrau oder gelb, bisweilen farblos. Ganz gelb goßlrbte
isotrope Kristalle kommen fast niemals vor. In 909« findet man isotrope Kristalle, in denen
kein frischer Cordierit mehr auftritt, die aber randlich schon in Muscovit umgewandelt sind.
Meistens aber findet sich in demselben Kristall sowohl unversehrter Cordierit, wie isotrope
Zwischensubstanz und Muscovitfasern. Der Kaliglimmer grenzt dann unmittelbar an die
isotrope Zwischensubstanz.

In 909« und noch deutlicher in 85 wandelt letztere sich nicht direkt in Pinit um. In
909« wird die gelbe Farbe zuweilen orange und zeigt dann deutliche Doppelbrechung. Einer der
Pinite besteht zum grössten Teil noch aus gelbgefärbter Substanz, die zwischen gekreuzten Niçois

Serpentin sehr ähnlich sieht. Einige schmale Adern, von sehr feinfaseriger Substanz mit niedrigen

grauen Polarisationsfarben durchziehen das Ganze. Die Maschen zwischen diesen Adern bestehen
aus homogener, gelber Substanz mit einer höheren Doppelbrechung, welche derjenigen dos
ursprünglichen Cordierits ungefähr gleich ist. Die Ränder der Adern sind fast ganz isotrop
Offenbar vertreten die Adern, in denen hin und wieder Spuren von Zuluhrkanälen sichtbar
sind, die früheren Verwitterungsspalten im ursprünglichen Mineral, während die Maschen den
dazwischen umgewandelten Cordierit vertreten.

In 85 sind keine frischen Reste des Cordierits mehr vorhanden. Ueberau findet man
hier die Pinitsubstanz mit noch vielen gelben Resten der Zwischensubstanz. Diese Reste liabmi

1)nbsp;A. wichmanx: Die Pseudomorphosen des Cordierits. (Zeitschr. D. ßeol. Ges. Bd. 26\' 1874 S Gquot;\'quot;

2)nbsp;A. Garei-ss : Ueber Pseudomorphosen nach Cordierit (Tscherm. Min. und Perrogr. Mitt. Bd 20-1901 S I)

hier oft eine orange Farbe, in einem Falle sind sie sogar rotbraun. Fast immer sind sie
doppelbrechend. Eigenartig ist eine deutliche Absonderung senkrecht zur Längsrichtung des
Cordierits, bei der wenige, aber breite, klaffende Spalten entstanden sind, die übrigens auch in
909a vorkommen. Es scheint, dass diese Spalten erst später in der gelben Substanz entstanden sind.

In einem der Pinite sind die gelben Flecken im Innern isotrop, am Rande aber doppel-
brechend. Hier wandelt sich also die gelbe isotrope Substanz zuerst in eine doppelbrechende
Substanz von derselben Farbe und dann erst in Glimmer um. Irgend eine Struktur in der
gelben Substanz lässt sich hier nicht feststellen. Meistens ist der Uebergang der gelben
Substanz in Pinit unvermittelt. Zuweilen dringen aber vom umringenden Muscovit scharfe
Nadeln in die gelbe doppelbrechende Substanz. Diese Nadeln haben eine hellgelbe Polarisations-
farbe, die durch das Zusammentreffen der eigenen hellgelben Farbe mit einer niedrigen
Interferenzfarbe zu Stande kommt. In beiden Fällen geht also der Muscovitbildung ein Stadium
voraus, in dem die gelbe Zwischensubstanz deutlich doppelbrechend wird.

Sofern Endprodukte vorhanden sind, sind diese in allen Gesteinen mit einzelnen
Ausnahmen, welche nachher besprochen werden, Pinite, welche fast ganz aus Muscovit bestehen.
Meistens liegen die Blättchen oder Fasern wirr durcheinander. Zuweilen aber liegen auch in
bestimmten Partien die Fasern unter sich parallel, oder besteht der ganze Pinit aus parallel
angeordneten Fasern, sodass eine fast vollständige Auslöschung zwischen gekreuzten Niçois möglich
ist. Zuweilen sind die Pinite gelb gefärbt mit fleckenhafter Farbenverteilung (84, 85). Diese
Gelbfilrbung rührt wohl von Limonit her. In 90\'Hindet sich parallolfasriger Pinit mit deutlichem
Pleochroismus von gelb bis hellgelb. In den meisten Piniten findet man in geringer Menge
Chloritblättchen, die durch ihre ojitischen Eigenschaften zu erkennen sind und auch Biotit-
blättchen. Es ist schwer zu beweisen, dass letzteres Mineral sekundär ist, weil stets Biotit
in Cordierit eingeschlossen vorkonnnt.

In den Gesteinen 75 und 7G von Tg. Modjane -) und in allen Cordieritpegmatiten kann
man aber nachweisen, dass wohl Biotit, oder doch wenigstens ein braungrüner pleochroitischer
Glinuner aus Cordierit entstehen kann. In den Graniten 75 iuid 70 führt die Verwitterung
über ein Stadium, in dem erst eino grüne isotrope Substanz und dann ein grünes doppelbrechendes
Mineral auftreten, zu einem deutlich pleochroitischen grünen Glimmer hinüber, zwischen dessen
Fasern spärlicher Muscovit vorkommt. Auch in den Cordieritpegmatiten führt die Verwitterung
inuner zu einem pleochroitischen Glimmer. Ein Stadium mit isotroper grauer, gelber bis
gelbgrüner Farbe geht diesem voran.

Der Pegmatit 936 gibt ein gutes Bild von dem Verlauf der Verwitterung. Diese fängt
innner am Rande an und schreitet auf unregelmässigen Spalten nach innen fort. Zuweilen
liegen die Spalten in der Richtung der c-Achse und senkrecht darauf In den Spalten und am
Rande hat sich schon i)leochroitischer braungrüner Glimmer gebildet. Von diesen Glimmer-
blättchen aus dringen feine Fasern in allen Richtungen in dio isotrope Substanz hinein. Das

gt;) Auch J. L. G. öchkokuek va.\\ der IvoLK orwülitit bei der Boschreibung der Cordiorifgranite Anibons
dass neben dem frisclien Cordierit ein isotropes, braunes Mineral auftritt, das in weiterer Entfernung des
frischen Cordierits deutlich schuppig, sowie auch doppelbrechend wird.

J. L. C. Schroeder van der Kolk: Mikrosk. Studien über Gesteine aus den Molukken. L Gesteine
von Ambon und den Uliassorn. (Jaarboek van hot M\\jnwezen in Nederlandsch Oost-lndiö, 1895: Wetonsch
Gedoelto. S. 10).

Endprodukt in letzteren Gesteinen ist immer ein grüner Pinit, welcher wahrscheinlich aus
Biotit mit etwas farblosem Glimmer und zuweilen Chlorit besteht. Es kommen zwar auch
Aggregate vor, welche aus farblosem Glimmer bestehen, aber es ist möglich, dass diese aus
Andalusit entstanden sind. Unsicher ist, ob hier gebleichter Biotit oder Kaliglimmer vorliegt.
Die sehr kleinen Fasern gestatten keine Entscheidung.

d. Glimmer. Sowohl Muscovlt wie Biotit kommen vor. Meistens überwiegt der Biotit
und spielt der Muscovit nur eine untergeordnete Eolle. In den Pegmatiten kommt letzteres
Mineral in fächerförmiger Anordnung vor, jedoch nur sehr wenig. In gleicher Weise kommt
es auch in den anderen Gesteinen vor, daneben aber in kleinen Blättchen und in Faser-
bündelchen. Niemals fehlt der Muscovit. Zuweilen kann seine Menge sogar grösser sein als
die des Biotits (868). Muscovit unzweifelhaft sekundären Ursprungs, z.B. Pinit, kommt natürlich
sehr viel vor.

Viel wichtiger ist der Biotit. Dieses Mineral ist einer der ältesten Gemengteile, weil
es Einschlüsse in Cordierit und in anderen Mineralien bildet. Uebrigens ist idiomorpher Biotit
selten. In den Graniten 84 und 85 finden sich grössere, idiomorphe oder teilweise geradlinig
begrenzte Individuen im Orthoklas. Meistens sind die Biotitkristalle unregelmässig begrenzt.
Oft sehen sie angefressen aus. An den Korrosionsrändern finden sich häufig Erzkörner. In
den Pegmatiten kommt der Biotit nur in langen, schmalen Fasern vor. In den übrigen
Gesteinen ist er immer tafelförmig.

Weil der Quarz häufig kataklastische Erscheinungen aufweist, dürfte man auch beim
Biotit mechanische Deformation erwarten. In der Tat sind Lamellenverbiegungen, Ausfaserungen
und undulöse Auslöschung allgemein auftretende Erscheinungen.

Der Achsenwinkel des Biotits ist immer sehr klein. Das Mineral zeigt einen starken
Pleochroismus von dunkelbraun, bisweilen schwarz, bis hellgelb.

Die Verwitterung führt stets zu Chlorit. Der Biotit verbleicht dann, wird hellbraun,
die Polarisationsfarben werden niedriger, bis schliesslich die blauen Farben des Chlorits
auftreten. Bei der Verwitterung entstehen sehr oft die bekannten Sagenitgitter.

Als Einschlüsse im Biotit finden sich Zirkon, Quarz und viel Erz. In einem Granit ist
oft alles anwesende Erz in den Biotiten angehäuft.

Der Biotit kommt meistens in geringerer Menge als der Cordierit vor. Wio wir später
sehen werden, besteht zwischen den beiden öfters ein genetisches Verhältnis. Für den
primären oder sekundären Charakter der beiden Glimmer kann auf die ZuHammenfassung
hingewiesen werden.

e. Uebrigc Gemengteile. Für die übrigen Gemengteile, Plagioklas, Myrmekit, Granat
SiUimannit, Spinell, Andalusit, Zirkon, Apatit, Erz und kohlenstoffhaltige Substanz kann auf
die Gesteinsbeschreibung und auf die Zusammenfassung hingewiesen werden.

031. Oniiiitpegmatit. (D. 8834). Atistehendes Gestein nördlich des Tg. Modjane, östlich
von Kaibobo.

Das sehr helle Handstück ist ziemlich frisch und enthält einige Hohlräume, in die
Quarzkristalle frei hineinragen. Neben Quarz befindet sich in diesen Hohlräumen noch ein
braun-rotes, limonitisches Verwitterungsprodukt. Die in den Hohlräumen aufsitzenden Quarz-
kristalle sind wasserhell und erreichen ein^ Grösse von 2 bis 3 mm. Folgende Flächen sind
hier entwickelt: p (lOTl), z (Olli) und m(lOlO). Grünliche Glimmerblättchen, langleistenförmig,
kommen dann und wann vor. Mit unbewaffnetem Auge ist die schriftgranitische Verwachsung
nur schwierig zu erkennen.

Unter dem Mikroskop zeigt es sich, dass Quarz und Feldspat immer schriftgranitisch
mit einander verwachsen sind. Die in einem Feldspate immer gleich auslöschenden Quarzstengol
sind viel klarer als der Feldspat, welcher immer trübe ist. Der Quarz führt zahlreiche Flüssig-
keitseinschlüsse, welche immer unregelmässig verteilt sind und oft eine bewegliche Libelle
enthalten. Die Stongeldurchschnitte sind nur selten geradUnig begrenzt und haben dann die
Form eines Parallelogramms, eines Dreiecks oder einer Raute; meistens aber sind sie krummlinig
begrenzt. In einem der Kristalle umschliesst der Quarz Hist immer eine Achse des Feldspats.

Der Orthoklas erreicht hier eino Grösse von 8 mm. Neben diesem monoklinen Feldspat
kommt auch Mikroklin vor, während ebenfalls eine perthitische Verwachsung von Orthoklas
mit Albit aullritt.

ßiotit kommt vor in vereinzelten langfaserigen Kristallen, welche eine Länge von 8 mm.
erreichen können und nur 0,2 mm. breit werden. Mohr isometrische Kristalle treten seltener
auf. Das Mineral ist meistens ganz verwittert und in eine hellgrüne, schwach pleocliroitische
Masse umgewandelt, welche die Eigenschaften des Chlorits zeigt. Der Biotit durchschneidet
alle anderen Gemengteile und muss demzufolge älter sein als der Schriftgranit. Die langen
Kristalle sind Vielfach tordiert. Da keine Spuren von Kataklase vorkommen, nur vereinzelt
ein Quarzkristall eino schwach undulöso Auslöschung zeigt, muss diese mechanische Deformation
des Biotits die Folge von Bewegungen im Magma sein. Es ist nicht unmöglich, dass ein Teil
des Biotits, der niemals idiomorpho Kristallformen aufweist, fremden Ursprungs ist.

Leukoxenkristallo, dio ganz gobuiulen sind an in Chlorit umgewandeltem Biotit, vor-
danken augonscheinlich ihr Entstehen einem ursprünglichen Gehalt an Titansilure im letzt-
genannten Minerale. Neben Leukoxen kommt auch Titanit vor. Einer von den Titanitkristallen
mit Leukoxonrando ist deutlich rot pleochroitisch. Zirkon tritt im Feldspat auf, bald in
abgerundeten Körnern, bald auch in idiomorphen Kristilllchen. Ein gelbes Epidotkristall stammt
vermutlich auch von Biotit her. Ebenso können vielleicht einige Aggregate von ziemlich fein-
faseriger, meistens radialstrahliger, hellgrüner Hornblende nach Schuster i) als pilitischer
Vorwitterungsprodukt des Glimmers a\'ufgefasst werden.

1) Sieh Kosenbuscii: Mikroskopische Physiographio der massigon Qostoino I: Tiofongostoino, Gang-
gosteino: S. 50.

935. Granitpegmalit. (D. 8685). Anstehendes Gestein., Ostfasz des Goenoeng Henhoenoi^
nordöstlich von Kaibobo.

Makroskopisch ist dieses Gestein dem vorigen sehr ähnlich; die schriftgranitische Ver-
wachsung ist in diesem Handstück besser mit unbewaffnetem Auge zu beobachten. Auch dieses
Gestein führt Hohlräume, in denen frei auskristallisierter Quarz auftritt.

Beim Studieren des Dünnschhffes sieht man, dass der Quarz bisweilen ziemlich grosse
Kristalle bildet. Man denkt dann an selbständige Kristalle, aber immer sind diese mit benach-
barten Stengeln in einem Orthoklas gleich orientiert. Auch führen grosse Teile verschiedener
Orthoklaskristalle keine Quarzstengel. Im allgemeinen herrscht in diesem Gesteine nicht jene
gleichmässige schriftgranitische Ausbildung wie in 931. So wächst hier der Schriftgranit ofb
um einen älteren Kernkristall. Dieser besteht meistens aus Orthoklas, bisweilen aus Plagioklas,
während in einem Falle in dem Orthoklas sich ein Kern von triklinem Feldspat (Albit) findet.

Die grösseren Quarzkristalle löschen immer undulös aus; sie sind in einigen Fällen
stark gepresst und dann in Fragmente zerlegt. An dem Orthoklas sind diese Erscheinungen
nicht oder fast nicht zu beobachten. Eine perthitische Verwachsung von Orthoklas mit Albit
kommt manchmal vor.

Dunkle Gemengteile treten auch in diesem Gesteine nur spärlich auf. Ebenso wie im
vorigen Dünnschliffe, kommt hier ein spärlicher braungrüner, gebleichter Biotit vor, der sich
in Chlorit umwandelt. Hellfarbige Muscovitschüppchen, sehr wenig in Anzahl, können primär
sein, vor allem diejenigen, welche im Quarz eingeschlossen vorkommen,

933. Cordieritpegniatit. (D. 8683). Amiehendes Gestein, siidioestlich des Goenocm/
Elpia., östlich von Kaibobo.

Das Handstück hat feineres Korn als die beiden vorhergehenden. Es hat eine hellgraue
Farbe und führt Tüpfelchen eines dunklen Minerals, welches meistens gleichmässig im Gestein
verteilt ist. Jedoch können diese Tüpfelchen auch fehlen. In diesem Falle ist die Farbe des
Gesteins fast homogen hellgrau. Dann sind die dunklen Mineralien anscheinend angehäuft in
wenigen kleinen Kügelchen von iVa cm. Durchmesser.

Unter dem Mikroskop findet man nur in einem kleinen Teile des Dünnschliffes die
eigentliche pegmatitische Struktur. Der Durchschnitt ist sehr trübe. Der Orthoklas aus der
schriftgranitischen Verwachsung löscht undulös aus, ebenso wie der Quarz, der ausserdem
dann und wann zerstückelt ist. Hierdurch ist die gleiche Orientierung der Quarzstengel schon
aufgehoben; im übrigen Teil des Dünnschlifles hat die Zertrümmerung der Gemengteile jede
Spur der ursprünglichen Struktur verwischt

Dieser Teil besteht aus einem kataklastischen Gemenge von Ortoklas und Quarz mit
wenig Muscovit und Biotit, wozwischen die bald rechtwinkligen, meistens aber xenomorphen
gelbgrünen Verwitterungsprodukte des Cordierits liegen. Die ursprüngliche Cordieritsubstfinz
ist noch, obgleich selten, vorhanden. So zeigt ein kleines Muscovitaggregat noch einen Kern
von Cordierit, an dem ein undeutlicher Drilling zu erkennen ist. Uebrigens findet man auch
in den Längsschnitten eine Verzwillingung. Auch die charakteristische gelbbraune isotrope
Verwitterungssubstanz fehlt nicht.

Der Biotit ist wieder vorhanden in langgestreckten Kristallen. Die Art und Weise,

wie solchie Biotitfasern gespalten sind und der Zwischenraum wieder von Quarz ausgefüllt
ist, beweist wohl, dass die Deformation dieses Gümmers eine protoklastische Erscheinung ist.
Der Biotit ist meistens in Chlorit umgewandelt.

Fächerförmiger und wasserklarer Muscovit, sehr wenig vorkommend, kann primär sein.
Der Orthoklas wandelt sich bisweilen um in feinkörnigen, fast farblosen Chlorit. Der Teil des
Dünnschliffes, wo noch Schriftgranit entwickelt ist, zeigt verschiedene Abweichungen vom
normalen pegmatitischen Bau. Die Verwachsung ist sehr unregelmässig. Es ist bemerkenswert,
dass bisweilen eine schriftgranitische Verwachsung von Orthoklas und Quarz oder auch ein
gewöhnlicher Orthoklas randlich übergeht in sehr feinkörnigen Mikropegmatit. Kataklastische
Erscheinungen erschweren eine gute Uebersicht über die Strukturen.

Ein zweiter Schliff (D. 9072) dieses Gesteins wurde durch eins der runden Kügelchen
angefertigt. Diese bestehen aus Quarz, wenig Orthoklas und einem grünlichem, aus verwirrten
Fasern bestehenden Muscovit-aggregat. Letzteres ist dem umgewandelten Cordierit aus dem
ersten Schliff sehr ähnlich, obgleich alle Andeutungen, welche dort auf ursprünglichen Cordierit
hinweisen, hier fehlen. Der Cordierit würde dann zwischen zum Teil idiomorphen Quarzen aus-
kristallisiert sein. (Vielleicht sind diese Kügelchen eingeschmolzene Schieferfragmente.)

Interessant ist in diesem Schliff das die Kügelchen umringende Gestein. Zwischen
gekreuzten Niçois bilden der Orthoklas und Quarz ein Gemenge von unregelmässigen Körnern,
welche lappig in einander greifen. Im gewöhnhchen Licht aber und vor allem, wenn man
diaphragmiert, ist deutlich die ursprüngliche pegmatitische Struktur zu erkennen, obgleich doch
schon Abweichungen vorhanden sind. Jeder Quarzstengel ist in mehrere lappig in einander
greifende Fragmente zerlegt, e])enso wie der Orthoklas; all diese Fragmente löschen undulös
aus. Verschiedene kleinere Orthoklasfragmente zeigen Verzwillingung nach dem Karls])ader
Gesetz, was vermutlich auch im Zusammenhang steht mit der mechanischen Deformation, weil
in den erstbeschriebenen Pegmatiten diese Verzwillingung nicht oder sehr selten auftritt.

imn. Granit,pegmatit. (D. 8682). Anstehendes Gestein, südlich des Gg. Elpia, ösllich
von Kaibobo.

Das Ilandstück ist dem vorigen ähnlich. Als dunkle Gemengteile aber sind nur einige
Glimmerblättchen zu erkennen.

Unter dem Mikroskop erweist sich das Gestein wieder sehr kataklastisch. Der Schliff
zeigt nur sehr trüben Orthoklas mit wenig klarerem Quarz, wozwischen unregelmässige Blättchen
eines G Ummers (Biotit). Stellenweise kommt eino schriftgranitische Verwachsung von Quarz
und Orthoklas vor. Alle Spalten im Gestein zeigen Infiltration von Limonit, dem auch das
Ilandstück die gelbbraune Farbe einiger Teile verdankt. Der Biotit hat sich meistens in Chlorit
umgewandelt; vielfach bilden sich dabei die bekannten Sagenitgitter. Der Quarz löscht immer
undulös aus, ebenso wie bisweilen der Orthoklas, der dann und wann Karlsbader Zwillinge bildet.

1)3(). Corrtieritpogniatit. (D. 8684). Aufziehendes Gestein am Gipfel de^ Gg. Ilenhoenoi,
östlich von Kaibobo.

Makroskopisch stimmt das Handstück ganz] mit 938« überein. Auch dieses Gestein muss
wohl ursprünglich von schriftgranitlscher Zusammenstellung gewesen sein.

Am Rande des SchUftes ist noch eine Verwachsung von Orthoklas und (Juarz sichtbar.

Auch an anderen Stellen sind im gewöhnlichen Licht noch Relikte dieser Struktur zu erkennen.
Durch den ganzen Schlifif verbreitet liegen die umgewandelten Cordierite. Klarer Muscovit und
gebleichter Biotit kommen beide in geringer Menge vor. Der Biotit wandelt sich bisweilen in
sphaerolitischen, hellgrünen, schwach pleochroitischen Chlorit mit blauen Interferenzfarben um.
Einige Plagioklase kommen vor.

Das Handstück ist ziemlich feinkörnig. Die Farbe ist hellgrau mit vielen dunklen
Mineralien, die als kleine Streifchen und Tüpfelchen auftreten. Diese 1 mm grossen Streifchen
liegen alle in einer Richtung, wodurch das Gestein eine schwach schiefrige Textur erhält.

Unter dem Mikroskop bemerkt man nichts von dieser Schieferung. Der ganze Dünnschliff
ist ziemlich trübe. In diesem und in den folgenden Gesteinen (83, 854) kommen keine
pegmatitischen Verwachsungen mehr vor. Doch wurden auch diese Gesteine, in Anschluss an
die vorigen, Pegmatite genannt. Augenscheinlich hatten alle Cordieritpegmatite und dieser
Andalusitpegmatit ursprünglich eine schriftgranitische Zusammenstellung, doch kam diese durch
Einschmelzen fremder Gesteinsfragmente nicht zur Ausbildung. Auch haben wohl spätere
kataklastische Erscheinungen etwa vorhandene pegmatitische Strukturen wieder verwischt.

Im Dünnschliff dieses Gesteins beobachtet man zwischen kleinen, unregelmässig in
einander greifenden Quarz- und Feld spatkör nern, welche meistens undulös auslöschen, grössere
Kristalle von Orthoklas, Plagioklas und bisweilen grössere Andalusite. Die Quarzkörner treten
an Grösse immer gegen die anderen genannten Gemengteile zurück. Dieses Verhalten verdanken
sie wohl ganz der Kataklase. Bisweilen treten auch abgerundete Quarzkörner im Orthoklas auf.

Der Plagioklas ist öfters verzwilhngt nach dem Albitgesetz und kommt in diesem Gestein
in grösserer Menge als in den vorhergehenden vor, aber diese Menge bleibt doch immer gegen
•die des Orthoklases zurück. Der trikline Feldspat, welcher in dem feinkörnigen Teile manchmal
vorkommt, gehört meistens dem Albit an. Perthitische Durchwachsung von diesem Minorale
mit Orthoklas findet man oft.

Der Quarz ist kataklastisch und löscht undulös aus. Auch Feldspatkristalle zeigen öfters
undulöse Auslöschung und Zerstückelung. Myrmekit kommt selten vor und tritt nur am Rande
des Orthoklases auf. Die Quarzkörner in den Feldspaten sind bisweilen annähernd idiomorpli

Biotit, in grünen, unregelmässigen Fleckchen, kommt in diesem Gestein nur wenig vor\'
Spärliche Aggregate von grünlichem und hellem Glimmer köimen von Cordierit herstammenquot;
zumal weil dann und wann der Kern eines solchen Aggregates aus einer schwach gelben fast
isotropen Substanz besteht.nbsp;\'

Andalusit kommt überall vor, meistens in sehr kleinen Kriställchen. Der grösste Krist-ill
hat eine Länge von \'A mm; meistens aber sind die Dimensionen mm und noch kleiner
Die Andalusite können eingeschlossen in allen anderen sahschen Gemengteilen vorkommen\'
Die grösseren Exemplare sind niemals idiomorph, immer unregelmässig begrenzt- die kleineren
sind öfters idiomorphe, rechteckige Säulchen und bisweilen sind diese Säulchen\' reihenlörmi^r
angeordnet, wie man diese auch in den fingerartigen Aggregaten im Andalusithornfels finden
kann. Die Spaltung parallel c ist gut ausgebildet. Pleochroismus findet man immer bei
grosseren Kristallen; diese haben eine fleckig verteilte hellrote Farbe. Meistx3ns ist die.e - e

auf einen einzigen roten Fleck in der Mitte des Kristalls beschränkt. Der Pleochroismus ist
sehr deutlich; auch ohne Niçois erkennt man die Kristalle sofort.

Zwischen gekreuzten Niçois zeigen diese pleochroitischen Kristalle keine homogene
Interferenzfarbe. Wo nämlich der rote Fleck im Kristall auftritt, erscheint zwischen gekreuzten
Niçois eine dunkle violett-blaue Farbe, die sich scharf vom grau Ister Ordnung des übrigen
Kristallkörpers abhebt.

Der Andalusit ist meistens an den Rändern in farblosen Glimmer umgewandelt. Weiter
kommt im Gestein noch ein wenig Zirkon und ein vereinzelter, unregelmässig begrenzter
Apatitkristall vor.

Das Handstück ist hellgrau und feinkörnig mit dunklen Tüpfelchen; es ist dem
Gestein 983 fast ganz ähnlich.

Der Dünnschliff besteht ganz aus Orthoklas, Quarz und Cordierit. Der Orthoklas ist
sehr trübe, der Quarz ziemlich klar, sodass eine Unterscheidung im gewöhnlichen Licht schon
möglich ist. Das Ganze besteht aus geradlinig begrenzten, polygonalen, auch bisweilen idiomorphen
Quarzkristallen, eingebettet in Orthoklas. In diesem Gemenge liegen die rechteckigen, grüngelben
Verwitterungsaggregate der Cordierite überall zerstreut.

Zwischen gekreuzten Niçois ergibt sich, dass der Quarz immer mechanisch deformiert
ist, wobei jeder Kristall in verschiedene, meist unrogelmässig, zahnförmig in einander greifende
Fragmente aus einander gefallen ist. Der Orthoklas bildet zwischen den Quarzen keine grösseren
Kristalle. Er besteht aus vielen kleineren, xenomorphen Individuen. Alles weist darauf hin,
dass auch hier, wenigstens zum Teil, ursprüngliche schriftgranitische Verwachsungen vorlagen,
welche durch Kataklase diese Struktur verloren haben.

Der Orthoklas wandelt sich dann und wann in Serizit um. Zwischen dem Quarz-
Orthoklas-Gemenge finden sich noch vereinzelte, idiomorphe Plagioklaskristalle. Biotit kommt
Xiicht vor. Von Erzen darf hier Ilmenit und Haematit in geringer Menge erwähnt werden,
während auch Limonit, ebenso wie in fast allen anderen Cordieritgesteinen hier auftritt.

854. Albitpcfîniatit. (D. 8(U8). Freiliegende Blöcke in dem Mittellauf des Wui Kawanenoe.

Das Handstück hat eine deutliche, zuckerkörnigo (miarolithische) Textur. Das Gestein
ist feinkörnig, mit einer hellen, fast weissen Faibe. Zwischen den fast weissen Feldspaten
kann man überall grüne, unrcgclmässigo Fleckchen wahrnehmen.

Unter dem Mikroskop zeigt es sich, dass dieses Gestein fast ganz aus Plagioklas besteht.
Dieser Feldspat kommt in bisweilen idiomorphen Rechtecken vor, meistens aber sind die Ecken
abgerundet. Die Zwischenräume werden von demselben Plagiokkus in Form kleiner, rundlicher
KrisUlllchen ausgefüllt. Der Feldspat hat die Zusammenstellung eines Albits oder Oligoklas-
Albits. Fast alle Kristalle löschen unduliis aus, während auch zerbrochene Kristalle vorkommen.
Zwillinge nach Karlsbader- oder Albitgesetz sind ziemlich häufig; die Lamellen sind meistens
unscharf. Der Albit erreicht eine Grö.sse von l bis 2 mm.

Chlorit mit hellgrüner Farbe und schwachem Pleochroismus kommt in den Hohlräumen
vor. Vermutlich stammt die.ser von Biotit her. Auch einige Leukoxen- und Titanitkristilllchen,

welche neben und in dem Chlorit auftreten, sind wohl bei der Verwitterung des Biotits entstanden.

Das Gestein ist der Oligoklasbreccie aus dem dritten Kapitel nicht unähnlich. Es ist
möglich, dass auch hier eine Breccie vorliegt, und zwar eine Eruptivbreccie.

901. Cordieritgueis, Anstehendes Gestein, südicestlich des Wai Latira, südlich
des Wai Eti.

In dem Gestein wechseln gelbliche, quarzreiche Lagen mit dunklen ab. Erstere verdanken
dem Quarz ihre gelbe Farbe. Zwischen diesen Quarzkristallen finden sich viele Feldspate, welche
durch ihre spiegelnden Spaltflächen unmittelbar zu erkennen sind. Diese erreichen eine Grösse
von 6 bis 8 rnm. In den dunklen Teilen lässt sich bisweilen noch ganz deutlich eine Schiefer-
textur erkennen. Der Quarz bildet hin und wieder eine Linse zwischen zwei dunklen Lagen.

Von diesem Gestein wurden vier Dünnschliffe angefertigt und zwar einer von einem
hellen Teile, einer von einem teils hellen, teils dunklen Teile und zwei von dem ganz dunklen
Teile des Gesteins.

Der erste Schliff (D. 8679) zeigt uns bei kleiner Vergrösserung ein panidiomorph-körniges
Gemenge von Orthoklas und Quarz, in dem, meistens an bestimmten Stellen angehäuft, die
femischen Gemengteile, namentUch Biotit und Cordierit, begleitet von Plagioklas, sich finden.
Der Quarz führt zahlreiche Flüssigkeitseinschlüsse, welche bisweilen bandförmig angeordnet sind.
Der Orthoklas ist sehr frisch; nur dann und wann finden sich einige Muscovitschüppchen als
Verwitterungsprodukt. Dieser Feldspat ist meistens ebenso klar wie der Quarz und kann im
gewöhnlichen Licht oft nur durch die sehr feinen Spaltlinien von letzterem unterschieden
werden. Beide Mineralien sind unregehnässig begrenzt. Offenbar sind beide neben einander
ungefähr gleichzeitig auskristallisiert (aplitische Struktur). Die Verteilung der beiden Komponenten
im Dünnschliff ist unregelmässig; meistens dominiert an einer bestimmten Stelle eine von
den beiden Mineralien. Der Quarz tritt auch als gerundete Körner (Quarzaugen) in dem Orthoklas\'
auf. Letzteres Mineral wird meistens grösser als der Quarz. Zwillingsbau beim Orthoklas fehlt
ganz. Der Quarz löscht viellach undulös aus, der Orthoklas bisweilen auch, aber dann schwach
während dagegen die Quarzkristalle an bestimmten Stellen selbst kataklastisch zerbrochen sind.
Der Orthoklas ist bisweilen ganz fein gestreift; in einem der Kristalle verbreitert sich diese
Streifung am Rande des Kristalls, wo die Streifen überdies gebogen sind. Weil der Orthoklas
gerade an dieser Stelle undulös auslöscht, ist diese Umbiegung offenbar ein mechanisches
Phaenomän. An dieser Stelle der Streifen liess sich feststellen, dass die Streifung durch eine
Durchwachsung des Orthoklases von feinen Albitlamellen verursacht wird.

Der Biotit ist einer von den ältesten Gemengteilen. Er ist neben Quarz und Orthoklas
das gewöhnlichste Mineral. Die Farbe ist dunkelbraun bis hellgelb; als Einschlüsse kommen
Erze und Zirkon vor, letzterer mit schönen pleochroitischen Höfen. Der Biotit selbst tritt als
Einschluss in allen anderen Mineralien auf und ist dann idiomorph. Sonst ist er immer
stark korrodiert.

Muscovit kommt primär vielleicht nur vor als Verwachsung mit Biotit und dann noch sehr
wenig. Sekundärer Kaliglimmer ist zahlreicher und hervorgegangen aus Orthoklas und Cordierit.

Der Plagioklas ist ganz an bestimmten Stellen gebunden, und tritt nur da auf, wo
schon Biotit und (oder) Cordierit vorkommen. Dieser Feldspat, welcher bald dem Oligoklas, bald
dem Andesin angehört, ist fast immer nach dem Albitgesetz verzwillingt, seltener nach Albit-
und Karlsbader Gesetz. Das Mineral ist stark xenomorph und bisweilen fast ganz korrodiert.
Die Kristalle sind immer kleiner als die von anderen Mineralien und erreichen selten die
Grösse von Vs ßi™-

Der Cordierit kommt nur an einigen Stellen vor und zwar in abgerundeten Kristallen.
Er ist meistens am Rande und zuweilen vollständig in Pinit umgewandelt. Die frischen Teile führen
wenig Einschlüsse und zwar nur Erz, Biotit und Zirkon. Um letzteren findet sich oft ein
gelber pleochroitischer Hof.

Den Kern einer der Cordierit-Biotit-Plagioklas-Anhäufungen bildet hier ein Granat. Zuerst
umringen ihn Biotit und Muscovit, zwischen denen sich hier und da Cordierit drängt; das Ganze
wird wieder von einem Kranze von Plagioklas umgeben. Der Granat ist unregelmässig begrenzt
und hat eine Grösse von etwa 2 mm. Die farblose Substanz ist sehr klar. Als Einschlüsse
kommen nur Biotit und einige Erzkörnchen vor. Uebrigens findet man von Erzen ziemlich
viel Magnetit in unregelmässigen Kristallen durch den ganzen Dünnschliff verbreitet.

Eine myrmekitische Verwachsung kommt stellenweise vor und dann gerne am Ran^e
des Orthoklases.

Der zweite Dünnschliff (D. 9074) zeigt ganz dieselben Gemengteile wie der erste, aber
hier hat sich die Anzahl dunkler Mineralien wie auch die des Plagioklases sehr vermehrt.
Kölner der Gemengteile hat eine eigene Form. Der Biotit spielt hier dieselbe Rolle wie im
vorigen Dünnschliff. Die .Grösse ist auch hier 0,7 mm. Der Plagioklas nimmt sehr in Menge zu,
während auch grössere Individuen auskristallisiert sind. Auch hier fehlt zonarer Bau.

Während im helleren Teile des Gesteins sich nur wenig Einschlüsse im Cordierit fanden,
sind hier einige Cordierite fast ganz erfüllt von anderen Mineralien. An erster Stelle kommen
diejenigen Mineralien als Einschlüsse vor, welche zu den eigentlichen Gemengteilen gehören,
wio: Biotit, Zirkon, Erz. Diese kann man immer finden; Erz tritt zuweilen in grosser Menge
auf. Auch kommen vereinzelte Quarze eingeschlossen vor. Daneben findet man immer zahlreiche,
schlanke Säulchen von Sillimannit, welche, ohne bestimmte Anordnung öfters an bestimmten
Stellen regellos angehäuft, manchen Cordierit grossenteils ausfüllen. Weiter tritt oft grüner
durchsichtiger Spinell auf, bisweilen in idiomorpher Oktaoderform, meistens aber in unregel-
mässigen al)gerundeten Körnern.

Der Cordierit erreicht bisweilen die Grösse von 4 mm. Einer der Kristalle ist
teilweise pegmatitisch durchwachsen von Quarz, während ein anderer Cordierit neben zahlreichen
anderen Einschlüssen auch einen eingeschlossenen ürthoklaskristall mit Quarzaugen enthält.
Während der Bildung des Cordierits muss also schon ein Teil des Orthoklases auskristallisiert
gewesen sein. Zuweilen ist der Cordierit kataklastisch und dann in wenige Fragmente zerlegt.

Der dritte Dünnschliff (D. 9075), gewählt aus einem der dunkelsten, deutlich geschieferten
Teilen des Gesteins besteht fast ganz aus Plagioklas, welcher zusammen mit Biotit eine schöne
Pflasterstruktur aufweist. (Taf. I, Abb. 4). Dieser Dünnschliff wurde parallel der Schieferlläche
angefertigt. Zwischen und auch wohl in dem Plagioklas finden sich zahlreiche, rundliche
Biotitblättchen, während in diesem Biotit-Plagioklas-Gemenge Cordierit in einigen grossen,
langgestreckten, sehr unregelmässig begrenzten Kristallen vorkommt, welche aber alle gleich
orientiert sind, also offenbar einem einzigen grossen Kristalle angehören. Durch die fiuidale

Anordnung der Sillimannitnadeln, die bisweilen so zahlreich sind, dass die Cordieritsubstanz in
den Hintergrund tritt, macht dieses Mineral den Eindruck einer Schliere, welche in dem Plagioklas-
Biotit-Gemenge auskristallisierte. Einzelne Teile dieser Schliere strecken sich über eine Länge von
mehr als 1 cm aus.

Der Plagioklas, welche immer isometrisch ist, erreicht die Grösse von 0,2 bis 0,3 mm.
Zwillingsbau kommt vor, jedoch sehr wenig. Der Brechungsindex weist auf eine Zusammen-
stellung von Oligoklas bis Andesin, während eine Auslöschung in der symmetrischen Zone von
22° auf basischen Andesin hinweist. Der Plagioklas führt immer viel Erz in zahlreichen,
kleinen, runden Körnern, neben denen auch viel kohlenstoffhaltige Substanz, ebenfalls in kleinen
Körnchen, auftritt. Oefters hat sich Limonit in den Spalten des Feldspates angesiedelt.

Quarz kommt wenig zwischen den Feldspaten vor. Am häufigsten ist dieses Mineral
noch in der Nähe des Cordierits. Granat tritt dann und wann in ziemlich grosser Menge auf,
bisweilen in unregelmässigen Kristallen, öfters aber in abgerundeten\'Körnern, welche zu kleinen
Dimensionen hinabsteigen können und als Einschlüsse im Plagioklas vorkommen.

Orthoklas findet sich stellenweise, meistens in der Nähe des Cordierits und fast immer
mit Quarzaugen. Auch einige kleineren, unregelmässigen Cordieritkristalle kommen vor, die
immer teilweise umgewandelt sind, und dann die rotbraune und gelbliche Farbe zeigen. Auch
diese führen Einschlüsse von Spinell, Biotit, Erz und SiUimannit. Der Biotit hat hier eine
kastanienbraune Farbe und unregelmässige Begrenzung. Abgerundete Blättchen treten im
Plagioklas auf

Die Cordieritschliere, welche sehr unregelmässig gebildet ist, strotzt von SiUimannit
Spinell, Erz und Kohlenstoff, und schliesst bisweilen sehr viel Biotit mit Erz ein. Dieses Erz
stammt wohl zum Teil von resorbirtem Biotit her. Die pleochroitischen Höfe um den Zirkon
sind hier ganz gut ausgebildet. Der SiUimannit erscheint immer in langen, schlanken Säulchen
welche bisweilen so dicht zusammengedrängt sind, dass sie das bekannte Filzgewebe bilden
Der Spinell kommt vor in unregelmässigen Anhäufungen. Kristallformen lassen sich nicht
erkennen. Das Erz ist wohl Magnetit, der in einigen Teilen des Gesteins in gut ausgebildeten
Kriställchen auftritt. Daneben kommt ziemlich viel schlierenförmiger Magnetkies vor.

Einige von den Orthoklasen, welche die Cordieritschliere umsäumen, führen am
Rande Myrmekit.

Der vierte Dünnschliff (D. 9076) wurde auch vom dunklen Teile angelertigt, jedoch
senkrecht zur Schieferung. Deutlich zeigt sich hier, dass die Cordieritschlieren zwischen den Lagen
auftreten. (Taf I, Abb. 5). In diesen Schlieren haben die Einschlüsse eine deutliche fiuidale Anord-
nung. Auch Orthoklas, der bisweilen in dem Cordierit eingeschlossen vorkommt, tritt in länglichen

Kristallen auf und verdeutlicht durch seine lineare Streckung die Fluidalstruktur. Die Cordierit-
schlieren sind umsäumt von Orthoklaskristallen, welche zum Teil am Rande Myrmekit führen
Auch eine mikroperthitische Verwachsung von Orthoklas mit Albit tritt auf. Muscovit kommt
nur wenig in dem Plagioklas-Biotit-Gemenge vor, tritt jedoch öfters in den Schlieren und in

deren Nähe auf Quarz kommt wenig vor; man findet ihn ebenso wie Orthoklas und Muscovit neben
den Schlieren.

909. Cordieritgranit. (D. 8697). Anstehendes Gestein, Massiv östlich von Kaihoho.

Auch hier ist hauptsächlich der Quarz der Träger der gelben Farbe des Gesteins. Von den dunklen

Mineralien lassen sich die Biotitblättchen gut erkennen. Im Gestein findet sich ein abgebrochenes
Stück Strengligen Quarzes, das in der Richtung der Stengel 3 cm, senkrecht dazu 4: cm misst.
Uebrigens macht das Handstück ganz den Eindruck eines normalen richtungslos-körnigen Granites.
(Taf. I, Abb. 1).

Unter dem Mikroskop findet man wieder folgende Mineralien als die hauptsächlichsten
zusammenstellenden Gemengteile: Quarz, Orthoklas, Plagioklas, Biotit und Cordierit. Was die
Struktur betrifft, so fallen einige Unterschiede mit dem vorigen Gestein auf. Der Cordierit
und der Plagioklas haben meistens gut idiomorphe Begrenzung, während der Orthoklas bisweilen
den Quarz umschliesst.

Der Biotit kommt in unregelmässigen Kristallen vor. Er ist wenig zahlreich, aber über
dem ganzen Dünnschliff verteilt. Er ist immer korrodiert und man trifft ihn als Einschluss in
allen andern Gemengteilen in geringer Menge an. Bisweilen sind diese eingeschlossenen Biotite,
namentlich in Cordierit, gut idiomorph in der Gestalt sechseckiger Blättchen. Der Achsenwinkel
ist sehr klein, das Kreuz öffnet sich kaum. Verbiegung von Biotitlamellen und undulöse Auslöschung
sind ziemlich verbreitet. Erze kommen fast nur vor als in Biotit eingeschlossene Körnchen. Neben
Magnetit tritt dann und wann auch Magnetkies auf. Zirkonkristalle sind ziemlich verbreitet.

Den Muscovit trifft man fast immer als sekundär enstandenes Mineral an. Doch können
einige rosetten- und fächerförmige Aggregate, welche selbständig zwischen Quarz und Orthoklas
liegen, primär sein.

Der Plagioklas ist meistens idiomorph, während auch korrodierte Feldspate vorkommen.
Im Gegensatz zu dem vorigen Gestein (901), ist zonarer Bau sehr verbreitet. Auch Zwillinge,
bei denen das Albitgesetz vorherrscht, kommen sehr viel vor. Daneben tritt dann und wann
das Karlsbader Gesetz auf. Die Feldspate erreichen bisweilen eine Grösse von 1,2 mm. Bei
den zonar gebauten Kristallen besteht der Kern, welcher bald idiomorph, bald korrodiert ist,
aus Andesin, der Rand aus Oligoklas. Stellenweise tritt auch wiederholter Schalenbau auf.
Der Unterschied in Lichtbrechung zwischen Kern und Rand ist meistens deutlich zu beobachten;
immer hat der Kern den grössten Brechungsindox. Die nicht-zonare Kristalle gehören sowohl
zum Andesin, wie zum Oligoklas. Der Kern der Plagioklaso ist öfters mit einem von Limonit
rotbraun gefilrbten Verwitterungsprodukt angefüllt. Die Menge triklinen Feldspates in diesem
Gestein hält ungefähr dio Wage mit der des Orthoklases.

Der Cordierit tritt ebenfalls in gut idiomorpher Begrenzung auf und zwar in rechteckiger
Form. Auch dieses Mineral ist öaers korrodiert, vor allem diejenigen Kristalle, welche ein-
geschlossen im Orthoklas vorkommen. Die Kristalle sind meistens sehr der Verwitterung
anheim gefallen. Uoberall fallen die gelbbraun gefilrbten Umwandlungsprodukte auf. Der
Cordierit enthält nur spärliche Einschlüsse. Es sind dann meistens dio gewöhnlichen Gesteins-
best^indtoile wie Quarz, Biotit, Erz u.s.w.

Das Gestein zeigt sowohl makroskopisch wio mikroskopisch nur wenig Unterschied
mit dem vorigen.

Deutlich ist hier der Orthoklas am letzten auskristallisiert, weil er alle anderen Mineralien
einschliessen kann. Ebenso wie in dem vorigen Gestein, kommt auch hier der Orthoklas in

grossen isometrischen, xenomorphen Kristallen vor. Der Quarz, welcher als Einschluss in dem
monoklinen Feldspat auftritt, zeigt bisweilen eine deutliche, idiomorphe Begrenzung. Er ist
hier in pyramidaler Form ausgebildet.

Der Biotit ist bisweilen auch idiomorph. Der Cordierit weist alle Stadia einer Umwandlung
in Pinit auf. Es treten hier braungefärbte, deutlich doppelbrechende Kristalle auf, welche
deutlich homogen erscheinen, und auch braungelbe Cordierite mit einer Art Maschenstruktur.

In 901 trafen wir Granat als Kern für Biotit, Cordierit und Plagioklas, sodass ein
Knollen entstand.

Aehnliche Knollen, obgleich ohne Granat, finden wir hier. So ist ein Knollen in diesem
Gestein wie folgt zusammengesetzt. Der Kern besteht aus verschiedenen kleinen Plagioklasen
welche unregelmässig in und durcheinander gewachsen sind. Diese Plagioklase werden
von Cordierit umschlossen, welcher teils noch frisch, teils auch in Muscovit umgewandelt ist.
Dann folgen ringsum einige Biotitkristalle. Zum Schluss wird das Ganze wieder von grösseren
Plagioklaskristallen umgeben, während ein grosser Orthoklas dieses Gemenge teilweise umschliesst.

Der Plagioklas ist in diesem Fall sehr unregelmässig gebildet. Der Kern ist immer
xenomorph. Saure- und basische Teile eines Plagioklases wachsen öfters in fremdartigster
Weise durcheinander. Die Lamellen sind immer unregelmässig und unscharf Die Biotitblättchen
in den Knollen sehen oft wie angefressen aus.

84. Cordieritgranit. (D. 9077). Massiv östlich von Kaibobo. Anstehendes Gestein.

Das Gestein hat ein etwas feineres Korn als die beiden vorigen Handstücke. Es gleicht diesen
der Farbe nach übrigens ganz. Ausser einigen dunklen Flecken ist das Handstück ziemlich homogen

Im Schliff zeigt sich stellenweise der Cordierit in rechteckiger Form. Das Mineral ist
ganz in Pinit umgewandelt, welcher meistens eine fleckig gelbe Farbe zeigt. Die rechteckige
Form, die gelbe Farbe und die Einschlüsse von Biotit und Erz, wie auch das Auftreten eines
gelblich-grünen Randes um Zirkon sichern die Herkunft dieses Muscovits aus Cordierit

Der Orthoklas kommt hier nicht in grossen Kristallen vor, sondern nur in schmalen
Streifen als Ausfüllung zwischen den anderen Gemengteilen. Auch dieser Feldspat hat sich
teilweise in Muscovit umgewandelt, wobei meistens auch Chlorit gebildet wird Da viele
Gesteinsspalten von Limonit infiltriert sind, ist der Kaliglimmer, der aus Orthoklas entste^L^
kaum von dem aus Cordierit hervorgehenden zu unterscheiden.nbsp;\'nbsp;\'

Der Quarz bildet unregelmässig neben einander liegende Körner, welche bisweilen idiomornh
sind. Dieselben haben ziemlich viel feine Erzeinschlüsse. Undulöse Auslöschung und zerbrochene
Kristalle kommen vor. Die Grösse der Quarzkristalle wechselt sehr und variiert von 0 ^ h\'
2 mm. Quarzaugen kommen im Cordierit vor, selten im triklinen Feldspat

Plagioklas ist selten. Die öfters idiomorphen Kristalle zeigen zonaren Bau. Viele derselben
sind verwittert und in Muscovit und in Chlorit umgewandelt. Der Biotit in diesem Gestein i.

noch sehr frisch. Der Pleochroismus ist stark, von fast schwarz bis hellgelb Bisweilen ko Td

Mineral noch in idiomorphen sechseckigen Blättchen vor. Die Erzeinschlüsse ze\' • quot;quot; . ^^
Rand von Leukoxen und sind somit wohl Ilmenit oder titanhaltiger Macnetit Ifnl^T\'..^quot;!?

Weiter findet sich hin und wieder Apatit in einigen «nregelmässigen Kristallen.

85. Cordieritgrauit. (D. 9078). Anstehendes Gestein am Massive östlich von Kaibobo.

Das Handstück ist fleckiger als das vorige, doch zeigt sonst wenig Unterschiede. Der
Quarz ist wieder gelb gefärbt.

Im Gegensatz zu dem vorigen Gestein kommt hier der Orthoklas wieder in grösseren
Kristallen vor, welche alle anderen Gemengteile umschliessen. Das Gestein gleicht der Nummer 909.
Der Orthoklas ist trübe und enthält überall kleine Nester von Muscovitschüppchen und bisweilen
hellgrünen, schwach pleochroitischen Chlorit. Die Breite der Kristalle ist bisweilen fast 1 cm.

Der Biotit ist ähnlich wie der in 84. Er ist bisweilen teilweise oder fast ganz resorbirt,
was angedeutet wird durch einen Rand von Erzkörnchen. Der Biotit ist frisch und nur
spärlich in Chlorit umgewandelt.

Die Cordieritkristalle zeigen öfters schöne idiomorphe Rechtecke. Es finden sich alle
Uebergänge von frischem Cordierit zum Pinit. Frischer Cordierit ist nicht gerade häufig,
meistens findet man Pinite mit noch vielen gelben Resten der Zwischensubstanz. Einer
von den Pinitkristallen ist ganz von Quarz durchwachsen. Ein anderer, der sich ganz in
Muscovit umgewandelt hat, geht an einem Ende in ein feinkörniges Plagioklasaggregat über.
Diese Feldspate grenzen mit buchtigen Linien aneinander und führen viele kleine Erzkörner.

Die übrigen Plagioklase sind oft idiomorph und gleichen denen in 909 ganz. Der Quarz,
welcher eingeschlossen in dem Orthoklas vorkommt, ist ziemlich klar und bisweilen kataklastisch.
Dreieckige und bisweilen hakenförmige Quarzkristalle, welche gleich orientiert sind mit grösseren,
xenomorphen, in einem Orthoklase eingeschlossenen Quarzindividuen, erinnern an schrift-
granitische Verwachsungen.

Granat kommt vor und wird immer von Biotit, Cordierit und Plagioklas begleitet. (Taf 1
Abb. 2). Die Kristalle sind xenomorph und oft unregelmässig mit den genannten begleitenden
Gemengteilen verwachsen. Der Biotit durchwächst ihn. (Siebstruktur, offenbar eine Relikt-
struktur eingeschmolzener Schieferfragmente).

Plagioklfts-Augit-Gestüiii. Ei7w:hliiss im oben beschriebenen Granit. (D. 9097).

Der dunkle Einschluss hat eine ovale Form und eino Grösse von 4 cm. Unter dem
Mikroskop sieht man hauptsächlich Pyroxen und Plagioklas. Die bis 5 mm grossen Pyroxene
werden ganz von Plagioklas durchwachsen und zwar so, dass oft dio gleiche Auslöschung das
Zusammengehören des Pyroxens zu einem Individuum andeutet. Der Pyroxen ist, der
Auslöschung und Polarisationsfarbe nach, grossenteils monokliner Augit. Dio fast quadratische
Spaltung wird nur in vereinzelten Kristallen angetroffen. Neben diesem monoklinen- kommt
auch ein rhombischer Pyroxen vor, weil ein Kristall mit schwacher Doppelbrechung und
parallelen Spaltlinien das zentrale Austreten der negativen Bissectrix zeigt. Beide Pyroxene
sind farblos.

Der klare, meist idiomorphe Feldspat ist nur spärlich verzwillingt. Die scharfe Begrenzung
mit dem Quarz lässt schon erwarten, dass hier basischer Feldspat vorliegt. Die Zusammen-
stellung ist denn auch die eines basischen Labnidorits, während auch Bytownit vorkommt.

Quarz drängt sich überall zwischen und in den Feldspat, bildet aber nur selten grössere
Kristalle. Meistens tritt er in schmalen Streifen nur stellenweise zwischen dem Feldspat auf
Erz in kleineren und grösseren unregelmässigen Körnern tritt ziemlich häufig auf und gehört

teils zum Pyrit, teils zum Magnetit. Zahlreiche längUche, abgerundete Erzkörner finden sich
eingeschlossen in den Pyroxenen.

Ein Hornblendekristall, mit hellbrauner Farbe und guter Prismaspaltung kommt noch
zwischen den Augiten vor. Vielleicht muss eine Hellbraunfärbung der Pyroxene am Eande
des Einschlusses einer Hornblendisierung des Augites zugeschrieben werden.

Das Handstück ist ein dichtes, fast homogenes, dunkelgraues Gestein mit spärlichen bis
Vs cm grossen Flecken, welche ganz aus Quarz bestehen. Die zusammenstellenden Gemengteile
lassen sich nicht unterscheiden. Durch den splittrigen bis muschligen Bruch ähnelt das
Gestein einem Hornfelse.

Bei mikroskopischer Untersuchung zeigt es sich, dass der Orthoklas hier oft die Rolle
einer Grundmasse spielt. (Taf I, Abb. 3). Besonders wird dieser Eindruck da hervorgerufen, wo
einige grösseren Feldspate an einander grenzen. Uebrigens schliessen die Orthoklase im allgemeinen
nicht ohne Zwischenräume an einander. Sie werden oft unterbrochen von Aggregaten unregel-
mässig verzahnter Quarzkörner, und von Anhäufungen der anderen Gemengteile dieses Gesteins.

Der klare Orthoklas ist hin und wieder verzwillingt. Die Maximumgrösse ist ungefähr
2Y2 mm. Umwandlungsprodukte kommen selten vor. In den immer isometrischen Kristallen
ist eine sehr feine Streifung, die wohl von eingewachsenen Albitlamellen herrührt, sehr verbreitet.
Der Quarz kommt in diesem Feldspat als meistens gut idiomorph begrenzte Kristalle, und
weiter im Gestein als unregelmässig begrenzte Körner, oft viele neben einander, zwischen den
anderen Gemengteilen, vor. Auch die Quarzsubstanz ist wenig trübe und führt nur spärliche
Einschlüsse. Undulöse Auslöschung tritt hin und wieder auf

Biotit kommt nur wenig vor und zwar in unregelmässigen Flecken, welche nur selten
eine Grösse von Vg mm erreichen. Er zeigt Pleochroismus von dunkelbraun bis hellgelb.
Als Einschlüsse in den anderen Gemengteilen können die Biotite idiomorph sein. Sonst sind
sie immer xenomorph.

Der Cordierit ist nach Orthoklas und Quarz am häufigsten. Die Kristalle erreichen
zuweilen eme Grösse von 1,6 mm. Sie haben selten eine vollständige idiomorphe Begrenzung,
meistens sind die Ecken abgerundet. Die Substanz ist noch sehr frisch. Völlig in Pinit umge-
wandelter Cordierit findet sich nirgends. Nur die Ränder haben sich in Kaliglimmer oder in die
bekannte isotrope Substanz umgewandelt. Gelbfärbung tritt auch hier auf Die Längsschnitte
zeigen oft Zwillingsbildung, während auch ein Querschnitt einen unregelmässig verwachsenen
Drilling, mit nach aussen gewendetem (010), also einen Durchkreuzungsdrillung, erkennen lässt
Pleochroitische Höfe um Zirkon treten öfters auf Man findet Einschlüsse von Erz und Biotit
neben SiUimannit und wenig Spinell.

Ein schiefriges Plagioklas-Biotit-Aggregat (sieh das Gestein 875«) führt auch SiUimannit
und Spinell als Einschlüsse. Muscovit in vereinzelten Blättchen kommt selten vor. Der Plagioklas
in diesem Gesteine ist nür spärlich vertreten. Er ist fast immer idiomorph und bildet scharf
begrenzte Rechtecke, die meistens nicht grösser werden als 0,3 mm. Zonarer Bau kommt vor

Zahlreicher als in den vorigen Gesteinen tritt hier eine myrmekitische Verwachsung
von Quarz und Plagioklas auf Dieser Myrmekit kommt selten eingeschlossen im Orthoklas
vor; meistens ist er am Rande des monoklinen Feldspates angewachsen oder tritt er auch mit

Quarz und Feldspat in sehr feinkörnigen Aggregaten zwischen den anderen Gemengteilen auf.
Auch umgeben diese Aggregate kranzförmig den Orthoklas oder durchziehen Streifen dieser
Aggregate den Feldspat.

Apatit findet sich nur wenig. Dieses Mineral tritt in unregelmässigen Kristallen auf.
Neben Magnetit kommt ziemlich viel Magnetkies vor. Weiter können noch folgende Erze, die
nur in geringer Menge auftreten, erwähnt werden: Haematit und Limonit.

Das feinkörnige Handstück hat eine dunkelbraune Farbe. Quarz und Feldspat sind gut
zu erkennen, die dunklen Gemengteile aber lassen sich nicht unterscheiden. Das Gestein gleicht
der Nummer 909« einigermassen. Es ist aber feinkörniger und etwas dunkler.

Im Dünnschliff bietet das Gestein ungefähr denselben Anblick wie das vorige. Der
Orthoklas spielt hier dieselbe Rolle. Auch der Quarz ist nur wenig verschieden.

Der Plagioklas ist hier zahlreicher als im vorigen Gestein; dieser Feldspat erreicht denn
auch bisweilen die Grösse von 1 mm. Speziell die kleineren Kristalle, welche im Orthoklas
eingeschlossen sind, haben eine ausgezeichnet idiomorphe Begrenzung. Ueberall findet man die
scharf begrenzten, fiist rechteckigen Kristalle.

Ausser den grösseren Plagioklas- und Cordieritkristallen, die durch den ganzen Dünnschlift\'
verbreitet liegen, findet man hier viele-Aggregate, welche entweder aus Plagioklas, oder aus
Plagioklas und Cordierit bestehen, neben denen immer ziemlich viel Biotit auftritt.

Wenn letztgenanntes Mineral zunimmt, sind diese Aggregate schon im gewöhnlichen
Licht leicht zu erkennen. Der Biotit ist immer in einer bestimmten Richtung orientiert und
verleiht so den Aggregaten eino schiefrige Struktur. In diesen Aggregaten bleibt der Plagioklas
sehr klein, etwa 0,1 mm. Die meistens rundlichen Individuen, welche nur selten Zwillingsbildung
zeigen, erzeugen zusammen eine Art Pfiasterstruktur. Die Zusammenstellung wechselt von
Oligoklas bis Andesin.

Oft hat sich ein grosser Cordieritkristall zwischen den Plagioklasen und um dieselben
gebildet, wodurch dann eine Siebstruktur entsteht.

Die Einschlüsse, welche sich sonst In den Cordieriten finden, wie Erz, Sillimannit und
Spinell, trifft man auch immer in den Plagioklas-Biotit-Cordierit-Aggregaten. Eins von diesen
Aggregaten, das schlieren förmig ausgebildet ist, besteht aus in einer Richtung gestreckten
Cordieriten mit wenig Biotit, zwischen denen Plagioklase auftreten. Der Cordierit führt Gas-
und Flüssigkeitseinschlüsse, welche parallel der Streckungsrichtung der Kristalle verlaufen.
Auch die eingeschlossenen Kohlenstoffteilchen und der Sillimannit erhöhen durch ihre lineare
Streckung die schiefrige Struktur dieses Aggregates.

Spinell und Erz finden sich als Einschlüsse in den verschiedenen Mineralien. Weiter
kommt noch in diesem Aggregat ein Turmalinkristall vor, der einen Pleochroismus von braun
bis hellgelb zeigt und eine teilweise idiomorpho Begrenzung hat. Eigenartig ist hier das
Auftreten des Zirkons in abgerundeten Körnern, die bisweilen den Eindruck machen von den
„Insekteneiernquot; des Titanits, wie diese in Amphiboliten aufzutreten pflegen. Die niedrigere
Doppelbrechung und die grossen, gelbgrünen pleochroitischen Höfe um eino Anhäufung dieser
Körner in gebleichtem Biotit, weisen aber auf Zirkon. Bisweilen sind diese Kriställchen perl-
schnurartig angeordnet in der Streckungsrichtung der Schliere.

Im übrigen Teil des Dünnscblififes sind die Cordieritkristalle denjenigen im vorigen
Handstück ähnlich. Ein basaler Schnitt mit unregelmässiger Drillingsbildung, zeigt die Sillimannit-
nadeln kreisförmig angeordnet. Auch einige Plagioklase führen bisweilen Sillimannitsäulchen
und auch wohl Biotit und Erzkörnchen, wobei bisweilen der Sillimannit, ebenso wie im
obengenannten Cordieritschnitt kreisförmig angeordnet auftritt.

Myrmekit, öfters mit Quarz und Feldspat in sehr feinkörnigen Aggregaten, ist auch hier
ziemlich häufig.

Das bräunlich graue Handstück kann wieder, was Farbe betrifft, zu den mesokraten
Gesteinen gerechnet werden. Das Handstück ist sehr feinkörnig bis dicht, der Bruch splitterig
und muschelig. Durch diese Eigenschaften ist man anfangs geneigt das Gestein für einen
Hornfels zu halten. Man beobachtet im Handstück viele dunklen Einschlüsse, welche schon
makroskopisch deutlich als Schieferreste zu erkennen sind und die durch ihre lineare Streckung
in einer Richtung dem Handstück eine schiefrige Textur verleihen.

Auch unter dem Mikroskop ergibt sich eine mehr oder weniger schiefrige Beschaffenheit
des Dünnschliffes. In einer feinkörnigen Quarzmasse liegen grössere Kristalle von Orthoklas,
Cordierit und Plagioklas. Die Quarzkörner sind treppenförmig begrenzt und zeigen eine nur
schwache, undulöse Auslöschung.

Nur die spärlich auftretenden Myrmekite und die ebenfalls nur wenig vorkommenden
Orthoklase, welche hin und wieder von idiomorphen Quarzen durchwachsen sind, wie auch das
reichliche Auftreten von Cordierit, erinnern an die vorigen Handstücke.

Grössere Quarzkristalle finden sich nur wenig. Diese erreichen selten die Grösse des
Orthoklases. Der Dünnschliff ist ziemlich trübe ; der Orthoklas wandelt sich oft in Chlorit und
Muscovit um. Dieser immer xenomorphe Feldspat erreicht bisweilen eine Grösse von 0() mm
Karlsbader Zwillinge sind verbreitet.

Der Cordierit ist nur an der Rechteckform zu erkennen. Die ursprüngliche Substanz ist
immer verschwunden, sogar das gelbe Verwitterungsprodukt ist nur noch selten wahrzu-
nehmen. Fast immer hat sich Pinit gebildet. Es fällt hier auf, wie oft die Muscovitschüppchsn
parallel liegen. Wenn die Rechtecksseiten den Niçois parallel hegen, sind die Aggregate fast
ganz dunkel. Der Cordierit ist das grösste Mineral. Seine Länge kann bis zu 2 mm werden
Einschlüsse von Quarz, Biotit und Erz kommen vor. Um den Zirkon zwischen den Muscovit-
blättchen finden sich gelbgrüne Höfe. Einige Cordieritpseudomorphosen zeigen eine Siebstruktur
indem sie von zahlreichen Quarzkörnern durchwachsen sind.nbsp;\'nbsp;\'

Biotit tritt nur wenig in kleinen, unregelmässigen Blättchen auf. Anscheinend stammt
der meiste Chlorit, zumal wo dieser eine schwach braune Farbe aufweist, von Biotit her
Muscovit findet sich wieder in den bekannten fächerförmig gruppierten Blattchen

Einige unregelmässigen Fleckchen von braunem Turmalin, welche gleichzekig auslöschen
gehören zu einem einzigen Kristalle.nbsp;\'

Plagioklas ist nur spärlich vertreten; zonarer Bau kommt bei den Kristallen die selten

eine Grösse von V^ mm erreichen, vor. Dann und wann treten idiomorphe Kristalle auf

Ilmenit oder titanhaltiger Magnetit tritt in wenigen unregelmässigen körnerrrf Fine
Umwandlung in Leukoxen ist verbreitet.nbsp;^ hörnern auf. Eine

Neben dieser herrschenden Zusammenstellung des Gesteins, treten einige Lagen auf,
welche ganz aus salischem Material bestehen und zwar aus Orthoklas und Quarz, letzterer in
reichUcher Menge. Auch findet man in dem gewöhnlichen Quarz-Cordierit-Gestein noch Lagen,
welche aus Plagioklas und Biotit bestehen. Sie vertreten hier die Plagioklas-Biotit-Aggregate
aus den andern Gesteinen. Auch die Einschlüsse von Spinell und SiUimannit, letzterer einem
Filzgewebe ähnlich, fehlen nicht. Zugleich führen die Plagioklase fein verteiltes Erz und Kohlenstoff.

Von den Einschlüssen dieses Gesteins wurden zwei Dünnschliffe angefertigt. Ersterer
besteht aus einem:

Wo in diesem Einschluss viel SiUimannit neben Erz- und kohlenstoffhaltiger Substanz
auftritt, kann man den Plagioklas fast nicht unterscheiden. Hier kann die Zusammenstellung
dieses Feldspates, der nicht verzwilhngt ist, oder doch nur verschwommene Zwillingslamellen
zeigt, schwer • bestimmt werden. An einer Randpartie, wo der SUlimannit fehlt, muss der
Plagioklas nach dem Brechungsindex dem Oligoklas oder Andesin angehören. Die von buchtigen
Linien begrenzten Feldspate erreichen eine Grösse von 0,3 mm, doch bleiben oft viel kleiner.
Ein schwach zonarer Bau tritt, obgleich selten, auf. Der Feldspat bildet hier mit wenig Quarz
eine Art Grundmasse.

Der SiUimannit komt wenig in scharf begrenzten Säulchen vor. Meistens tritt er
als Filzgewebe auf. Er füUt mit Kohlenstoff und Erz fast ganz den Plagioklas aus. Das
Sillimannitgewebo liegt bisweilen in feinschuppigem Muscovit eingebettet. Oft sind viele
dieser Schüppchen parallel, wie aus der gleichzeitigen Auslöschung hervorgeht. Offenbar
stammen diese Schüppchen von Cordierit her. Sowohl Kristallform wie andere Kennzeichen,
welche auf Cordierit hinweisen könnten, fehlen aber. Uebrigens tritt Muscovit auch in den
gewöhnlichen grösseren Blättchen auf.

Andalusit kommt nur in einem einzigen Kristall vor, der aber eine Länge von 7 mm
und eine Breite von Vi quot;quot;quot; erreicht. Der Kristall enthält als Einschlüsse Kohlenstoff, Erz,
Biotit und etwas Muscovit. Der Andalusit ist deutlich rot pleochroitisch mit fieckenhafter
Verteilung dieser roten Farbe. Die Spaltung in der Längsrichtung ist gut ausgebildet.

Stellenweise findet man Anhäufungen von Biotit. Spinell ist etwas zahlreicher und
kommt in schmutziggraugrünen, unregelmässigen Kristallen durch den ganzen SchUff vor. Auch
finden sich einige xenomorphe KristaUo von Magnetkies im Dünnschliff.

Im ersten Hornfols waren nur an einigen Stellen Biotite vorhanden. In diesem Dünn-
schliff dagegen tritt dieses Mineral überall auf. Auch ist dieser Hornfols deutlicher schiefrig
als der vorige. Die Biotito veranlassen hier die Schiefrigkeit des Gesteins durch ihr Auftreten
in wolligen Schlieren. Einige Teile des Durchschnittes sind ganz indentisch mit den Plagioklas-
Biotit-Aggregaten aus den vorigen Gesteinen. Der fetzige Biotit ist oft umgewandelt in
grünlich braunen, nicht pleochroitischen Chlorit.

Die Plagioklase sind denen aus dem vorhergehenden Schliff ähnlich. Sie haben hier

aber eine bessere Pflasterstrulitur. Sillimannit kommt nur in den feinen Zügen des bekannten
Filzgewebes vor. Feinschüppige Aggregate von Muscovit deuten vielleicht auf einen ursprüng-
lichen Gehalt an Cordierit. Kristallform ist an den Aggregaten nicht wahrzunehmen.

Spinell und Granat kommen in manchen Lagen ziemlich viel vor, beide ohne Kristall-
form. Der Granat findet sich meistens in kleinen rundlichen Körnern von höchstens 0,2 mm.
Muscovit tritt auch auf in rosetten- oder fächerförmigen Aggregaten und kann stellenweise
ziemlich häufig vorkommen. Er ist jedoch auf bestimmte Schichten beschränkt. Erzkörnchen
neben viel fein verteiltem Erz und Kohlenstoff finden sich durch den ganzen Schliff.

Das Handstück ist feinkörnig. Es zeigt eine graue Farbe und enthält spärlich Anhäufungen
von Quarz. Auch in diesem Gestein kommen dunkle Schiefereinschlüsse vor.

Unter dem Mikroskop fällt gleich auf, dass hier ein grösserer Gehalt an Muscovit
vorkommt als in den anderen Gesteinen, Dieses Mineral kann nicht stets als sekundär aus
Cordierit und Orthoklas entstanden, betrachtet werden. Wo dieser Kaliglimmer in kleinen
Schüppchen, die oft unter einander parallel liegen und hin und wieder ein Rechteck bilden,
auftritt, darf mit Sicherheit, auch im Zusammenhang mit den anderen Gesteinen auf Cordierit
als ursprüngliches Mineral geschlossen werden. Der Cordierit muss dann im Gegensatz zu
vorigen Handstücken nicht gerade häufig gewesen sein.

Der Orthoklas tritt hier wieder auf in grossen isometrischen Kristallen, die alle anderen
Gemengteile umschliessen, während diese eingeschlossenen Mineralien oft idiomorph sind. Der
Orthoklas ist trübe. Eine mikroperthitische Verwachsung ist sehr verbreitet.

Der Quarz bildet, ausser den Kristallen im Orthoklas, wieder unregelmässige Körner, die
bald zerbrochen sind, bald nur undulös auslöschen.

Myrmekit kommt selten vor. Der Biotit ist nur selten frisch. Er zeigt einen Pleo-
chroismus von dunkelbraun bis hellgelb. Als Umwandlungsprodukt dieses Minerals, das hier
nur spärlich vertreten ist, tritt Chlorit auf Auch Spinell und Sillimannit sind verbreitet.

Saure Plagioklase bilden mit nicht gerade häufigem Quarz, dio sich gegenseitig buchtig
begrenzen, eine Art Grundmasse, in der sehr viel Blättchen eines farblosen Glimmers vorkommen
neben vielen Andalusiten, die einsprenglingsartig in dem Gestein auftreten. Dio Andalusit-
kristalle zeigen unregelmässige Begrenzung; sie können eine Länge von 3 mm erreichen Die
Farbe ist fieckig rot. Das Mineral wandelt sich randlich in einen farblosen bis hellgrünlichen
Glimmer um.

Cordierit konnte nicht mit Sicherheit aufgefunden werden. Einige bräunliche Glimmer-
aggregate können wohl von diesem Glimmer herstammen. Der farblose Glimmer kommt hier
in viel grösserer Menge vor, als in den vorigen Hornfelsen. Dann und wann gehen solche
Glimmerblättchen in Chlorit über, sodass hier wohl zum Teil gebleichter Biotit vorliegt Auch
ein kleiner Achsenwinkel von einigen Glimmern weist daraufhin. Doch ist auch ursnrüi\' 1\' b
Muscovit nicht geradezu selten.

Der Sillimannit ist nicht häufig. Die farblosen Säulchen durchziehen meistens in Strängen
das Gestein. Unversehrter Biotit ist selten. In den Andalusiten finden sich häufig rundliche
Biotitblättchen, neben zahlreichen Kohlenstoff teilchen, Erzkörnchen und hin und wieder
grünem Spinell.

Erzkörnchen und kohlenstoffhaltige Substanz sind durch den ganzen Schliff verbreitet.

905. Cordieritgneis. (D. 8296). Ansiehendes Gestein am Unterlauf des Wai Tihoemolong,
nordöstlich von Kaibobo.

Das mesokrate Handstück ist deutlich schiefrig. Die 0,5 cm grossen Feldspate treten
porphyrartig zwischen den schlierigen Biotiten hervor. Das Gestein weist eine schwache
Fältelung auf.

Der Dünnschliff zeigt einige grossen Orthoklase mit eingeschlossenen Mineralien, buchtige
Schlieren von sehr unregelmässigem Biotit, eigentümlich in einander greifende Quarzkörner und
durch den ganzen Schliff verbreitet die oft idiomorphen Cordierite und Plagioklase.

Der Orthoklas kann alle Gemengteile einschliessen. (Taf. I, Abb. 7). Einer der ein-
geschlossenen Quarze schliesst seinerseits wieder einen Plagioklas ein. Auch Myrmekit kommt
in dem Orthoklas vor. (Taf. I, Abb. 9). Dieser ist bisweilen angeheftet an einem Plagioklas, der
eingeschlossen im Orthoklas vorkommt. In dem Fall ist die Orientierung des Plagioklasrandes
mit dem Feldspat des Myrmekits die gleiche. Der Myrmekit bildet eine Ausbuchtung am Rande
des Plagioklases. Also wächst hier der idiomorphe Plagioklas an einer Seite in der Form einer
myrmekitischen Ausbuchtung in den Orthoklas hinein.

Der Cordierit tritt oft in scharf begrenzten Rechtecken von 1 mm Länge auf. Die Substanz
ist sehr frisch. Ganz in Pinit umgewandelter Cordierit kommt nicht vor. Nur der Rand ist oft
umgewandelt in eine bläuliche, glimmerartige Substanz.Gelbförbung im ersten Umwandlungsstadium
kommt vor. Der Cordierit führt nur wenig Einschlüsse; Sillimannit und Spinell wurden nicht
angetroffen. Wohl findet sich Spinell in grosser Monge in einem Plagioklas-Biotit-Aggregat.

Der Biotit enthält viel Erz. Er ist oft korrodiert. Dann zeigt der korrodierte Rand eine
Anhäufung von kleinen Erzkörnchen. Die Biotitschlieren gehen oft über in sehr dünne Biotitstränge,
welche ihrerseits stellenweise wieder ersetzt werden von feinen Erzzügon. Speziell Magnetkies
spielt dabei eine grosse Rolle. Der Biotit ist immer sehr unregelmässig begrenzt und sieht oft
wie angefressen aus. In diesem Fall finden sich niemals Korrosionsrändor von Erzkörnchen.

Der Plagioklas ist bald xenomorph, bald idiomorph. Zwillinge und zonarer Bau sind
verbreitet. Der Quarz ist immer kataklastisch; die Fragmente sind intensiv verzahnt. (Taf. I, Abb. 8).
Auch der idiomorphe Quarz löscht oft undulös aus und ist stellenweise in einige Stücke zerlegt.

Alle anderen Gemengteile haben den Einiluss mechanischer Deformation erfahren. So löschon
Orthoklas, Plagioklas und Biotit undulös aus, wobei letzterer auch oft zerstückelt und zerfasert ist.

Ein unregelmässiger Apatitkristall tritt noch auf. Die sehr feinkörnigen Aggregate von
Myrmekit, Quarz und Feldspat, die schon bekannt sind aus vorigen Gesteinen, kommen
auch hier öfters vor.

Im Dünnschliff ist das Gestein dem mikroskopischen Bild des Handstücks 905 noch am
meisten ähnHch; nur verleiht ein hoher Grad von Kataklase dem Schliff ein andres Gepräge.
Hier beschränkt sich die mechanische Deformation nicht auf undulöse Auslöschung des
Orthoklases, sondern ist auch dieser zerstückelt. Die Körner sind dann umringt von einem
schmalen Rand ihrer eigenen Trümmer oder auch drängt sich der umringende Quarz zwischen
die Fragmente.

Ein QuarzkristaU von 3 mm Grösse liegt noch, stark undulös auslöschend, zwischen
den Quarztrümmern. Alle anderen Gemengteile zeigen ebenfalls Spuren der dynamischen
Wirkung. Der Quarz zeigt bisweilen eine lineare Streckung.

903. Cordieritgneis. (D. 8295, 9101). Anstehendes Gestein am Oberlauf des Wai-
Tihoemolong, südlich von Eti {Piroehai).

Es ist ein blaugraues, sehr feinkörniges, ziemlich homogen gefärbtes Gestein, das dunkle
Biotitblättchen und bis i cm grosse Quarzlinsen enthält. Der Bruch ist muschelig und
splittrig. Das Handstück ist deutlich schiefrig.

Bei mikroskopischer Untersuchung zeigt sich, dass hier die grossen Orthoklase ganz

fehlen. Dieses Mineral kommt als kleine, xenomorphe Kristalle spärlich zwischen den Quarz-

Kristallen vor. Auch die idiomorphen Cordieritkristalle treten hier selten auf Nur in sehr

quarzreichen Teilen des Gesteins finden sich hin und wieder die Rechtecken des Cordierits
und Idiomorpher Plagioklas.

In den quarzarmen Teilen sind diese Mineralien meistens unregelmässig durch einander

gewachsen, während dann neben Plagioklas und Cordierit auch viel Biotit auftritt Plagioklas

und Biotit bilden oft Aggregate, die meistens von einem grossen Cordieritkristall durchwadmon

werden. Wo Biotit und Cordierit an einander grenzen, findet sich an dem Biotit ein ^rm

sionsrand von Erzkörnchen. Letzteres Mineral geht vielfach über in Moscovit. Diese beiden GlimZquot;

finden sich oft in inniger Verwachsung mit Cordierit. Wahrscheinlich sind hier die bläuhZ

Muscovit bei der Umschmelzung von Biotit in Cordierit. Allerdings £?PhAn n« rT\'

ganz anderes Aussehen hat (nicht blätterig, sondern mehr feinschunn f nfd r T
vorigen Gesteinen).nbsp;lemschuppig und farblos, wie in

ganz; nur wenige Cordierite führen spärliche Säulchen anlTe ZJ^ T
kommen manchmal vor.nbsp;\'nbsp;Einschlüsse, Biotit und Erz,

Bau .onunt vor. Er. tritt vie, auf, fast nur in Hot f sITsrh-S^^^^
lindet sich noch als Zentrum für Biotit und Cordieritnbsp;® Magnetkies. Granat

904:. Cordieritgneis. (D. 8696). Amtehendes Gestein aus dem Wai Tihoemolong,
nördlich von Kaihoho.

Das Handstück ist etwas dunkler gefärbt als 909, ist aber übrigens diesem Gesteine
ungefähr- ähnlich. Die Farbe ist fleckig verteilt; unregelmässig abwechselnd finden sich
sehr dunkle und etwas hellere Teile, während die dunkelsten Flecke mehr oder weniger
schiefrig sind.

Auch der Dünnschliff besteht aus zwei deutlich verschiedenen Teilen und zwar aus
einer, die vorwiegend aus salischen Gemengteilen besteht (sehr viel Quarz, wenig Orthoklas,
wozu noch spärlich Cordierit und Biotit treten), und einer andern, in der die beiden letzt-
genannten Minerale überwiegen. Ein 0,2 mm breiter, buchtig verlaufender Rand, die aus
Biotit, Limonit und andrem fein verteiltem Erz mit Kohlenstoff besteht, trennt diese
beiden Teile. (Taf. I, Abb. 6).

Der Quarz ist sehr kataklastisch und kommt als eine Art Füllmasse zwischen den
anderen Gemengteilen vor. Idiomorpher Quarz fehlt ganz; wohl finden sich spärlich Quarz-
augen in den übrigen Gemengteilen, wie z.B. im Cordierit und Plagioklas. Auch der Orthoklas,
der hier niemals in den bekannten isometrischen Kristallen wie in vorigen Gesteinen auftritt,
sondern immer in kleinen, xenomorphen Individuen, schliesst bisweilen Quarzaugen ein.

Der Cordierit kommt in allen Umwandlungsstadien vor. Einschlüsse von Sillimannit-
nadeln treten auf; Spinell wurde nicht gefunden. Die sehr kleinen Biotitblättchen in dem
Cordierit zeigen zuweilen eine schöne sechseckige Begrenzung. Das Endprodukt der Cordierit-
verwitterung, der Pinit, hat sehr feine Fasern, die vollständig parallel liegen. Einige neben
einander liegenden Pinite sind gelbgefilrbt und zeigen einen deutlichen Pleochroismus von gelb
in der Längsrichtung bis gelblich weiss senkrecht dazu.

Der Plagioklas ist wenig zahlreich und selten idiomorph. Zonarer Bau ist vorhanden.
Der Biotit tritt in unregelmässigen Kristallen auf. Apatit findet sich in spärlichen xenomorphen
Körnern. Magnetkies und Magnetit kommen mit einander verwachsen vor. J\\Iyrmekit in den
schon wiederholt genannten feinkörnigen Aggregaten kann man häufig antreffen.

J)03fl, 903igt;. Andnliisit-Cordieritgiiois. (D. 8803, 8695, 9102). Ansiehendes Gestein am
Oberlauf des Wai-Tihoemolong.

Das Gestein besteht aus abwechselnd dunklen und hellen Bändern. Die hellen Bänder
bestehen aus Quarz, der auch zuweilen Linsen bildet, die dunklen liilnder sind wieder fein
geschiefert.

Die quarzreichen Lagen enthalten im Dünnschliff fast nur dieses Mineral; vereinzelt llndet
sich noch ein 8 mm grosser Orthoklas, wozu spärliche kleine Plagioklase kommen. Der Orthoklas
aus dem Grenzgebiet der hellen und dunklen Bänder enthält am Rande Myrmekit.

Die dunklen Teile des Handstücks enthalten noch viel Quarz, der ebenso wie in den hellen
Teilen mechanisch deformiert ist und unregelmässig zahnförmig in einander greift. Die anderen
Gemengteile sind: Andalusit, Cordierit, Orthoklas und Biotit. Die Begrenzung der hellen und
dunklen Bänder ist ziemlich scharf und wird öfters durch dünne Biotitschlieren angezeigt.

Abweichend von allen anderen Cordieritgesteinen ist das Auftreten des Andalusits, der
hier in fast grösserer Menge als der Cordierit vorkommt. Der Andalusit ist xenomorph und hat
gute prismatische Spaltung. Der Pleochroismus ist kaum merklich; es ist nur eine schwache hellrosa

Färbung wahrzunehmen. Am Rande wandelt sich der Andalusit in farblosen, oder auch bisM^eilen
hellgrünen Glimmer um.

Da die Cordieritpseudomorphosen auch hellgrün gefärbt sind, ist eine Unterscheidung
schwierig. Jedoch sind, obgleich selten, kleine frische, xenomorphe Cordieritkristalle, mit
eingeschlossenen Sillimannitsäulchen vorhanden. Letzteres Mineral kommt nur spärlich vor und
tritt dann auf in sehr kleinen, feinen Säulchen, die auch in dem Plagioklas eingeschlossen sein
können. Einige hellgrünen Glimmeraggregate sind aus Cordierit hervorgegangen. Die gelbe isotrope
Substanz, bisweilen mit Maschenstruktur, ist nämlich hin und wieder noch als Kern darin
vorhanden. Auch der Cordierit ist niemals idiomorph.

Sowohl dieses Mineral wie auch der Andalusit schliessen oft Biotit ein, oder sind
unregelmässig von diesem Minerale um- und durchwachsen. Abgerundete Quarzkörner und
bisweilen auch annäherend idiomorphe Quarze finden sich im Cordierit. Der Andalusit enthält
noch häufig sehr viel fein verteiltes Erz und Kohlenstoff.

Muscovit kommt vor allem zwischen den Quarzkörnern ziemlich häufig vor, immer in
kleinen Schüppchen. Orthoklas und Plagioklas finden sich nur in kleinen xenomorphen Kristallen
zwischen den Quarzkörnern. Wo aber die femischen Geraengteile an Menge zunehmen, kann
auch der Feldspat bisweilen den Quarz ganz zurückdrängen.

Erz fehlt in den quarzreichen Teilen fast ganz, tritt aber übrigens ziemhch reich auf
in kleinen Körnchen. Xenomorpher Apatit und Zirkonsäulchen, bald abgerundet, bald idiomorph
sind durch den ganzen Schliff verbreitet. Ein 5 mm lange und ly, mm breite Stelle des
Schliffes wird eingenommen von unregelmässigen Turmahnkristallen, die einen Pleochroismus
zeigen von braun bis hellgelb und die alle einem einzigen, obgleich nicht sichtlich zusammen-
hängenden grossen Kristall angehören.

Der Biotit kommt noch in ganz kleinen Fetzchen vor, welche überall zwischen den
Quarzkristallen verbreitet liegen. Hierdurch entsteht eine Art Hornfelsstruktur. Der immer
undulös auslöschende Quarz ist bisweilen linear gestreckt. Der Orthoklas mit angehefteten
Myrmekiten zeigt in einem Schliff senkrecht zur Schieferung des Gesteins eine helizi-
tische Struktur.

Nach den Texturen und Strukturen liegen hier verschiedene Gesteine vor die man
dem Aussehen nach, zum Granit, Gneis und Hornfels rechnen würde. Die Uebereinstimmun
in mineralogischer Zusammenstellung jedoch weist, wie «chon erwähnt wurde, auf gegenseifquot;quot;^
Zusammenhang, wenigstens auf eine chemische Verwandtschaft hin. Nur die Gesteine au
älteren Literatur, die von Schroeder van der Kolk beschriebenen Cordieritgranite würde
man normale Eruptivgesteine nennen können. Diese Gesteine werden in der Sa\'
Rütten-Hotz vertreten durch die Nummern des Massives östlich von Kaibobo (909 QOda
84 und 85). Doch sind hier Minerale vorhanden, wie Spinell, Sillimannit, Cordierit und (Granat\'
die öfters als Fremdünge in Eruptivgesteinen auftreten. Meines Erachtens sind alle Cord\'ierit\'
Gesteine, welche von Kutten und Hotz entweder in grösseren Massiven oder in Gä ^ \'
dem Peridotit angetroffen wurden, teils Einschmolz-, teils Injektionsgesteine

Grubenmann 1) sagt in seinem Lehrbuche: „Für die Erkennung eines Injektionsgebietes
ist in den meisten Fällen das geologische Studium des ganzen Gesteinskörpers von erster
Wichtigkeit. Man wird finden, dass vom Intrusionskörper aus bald mehr, bald weniger mächtige
salische Gänge und Apophj^sen sich baumartig ins Nebengestein verzweigen.quot;

Die geologischen Anweisungen spielen gewiss beim Erkennen eines Injektionsgebietes
eine grosse Rolle. Es ist bezeichnend, dass seit Elie de Beaümont den Injektionsgedanken
aussprach, so viele Jahre verflossen, ehe auch die Aufmerksamkeit auf wichtige strukturelle
Eigenschaften von Injektionsgesteinen gelenkt wurde. Immer wurde nur geologisch das
Bestehen eines Injektionsgebietes konstatiert ; die geologischen Erscheinungen sind ja auch
meistens auflfäUig.

Die meisten Autoren aber waren der Meinung, dass die mikroskopische Untersuchung
keine Besonderheiten im Zusammenhang mit der Entstehungsweise des Gesteins, ans Licht
brachte.

Solche engen geologischen Beziehungen zwischen Instrusionskörper und Nebengestein, wie
Grubenmann meint, sind bei Kaibobo nicht beobachtet worden. Doch kommen in anderen
Teilen West-Cerams Einschmelzungserscheinungen vor.

So erwähnt der neunte Corambericht 2), dass in Kellang in dem Wai Tihoe Serpentin
auftritt, auf den grobkristalliner Granodiorit folgt. „Eenige honderden meters verder opwaarts
verkrygt dit gesteente over grooten afstand een merkwaardig breccieuzen habitus, doordat
talryke donkere insluitsels in een lichtgekleurde fijnkorrelige grondmassa zwemmen. Do insluit-
sels zyn maximaal 1 dm lang en worden door scherpe hoeken en ribben begrensd en nuiken
macroscopisch den indruk resten van kristallyne schisten te zyn.quot;

Man findet weiter eine Beschreibung von den Gesteinen in dem Wai Solati, die wie
folgt lautet: „Het noordelykste granodiorietmassief heeft weer gelyk in den Wai Tihoe, een
breccieusen habitus. Naast kleinere insluitsels van ouder gesteente komt echter in dezen
granodioriet ook een groote schol van nog weinig veranderde glimmerschist voor, welke
doorregen is met aplietgangetjes en kwartssnoeren. Een analoge zone van kristallyne schisten
vindt men nogmaals in den verder stroomopwaarts voorkomenden serpentyn.quot;

Rutten und Hotz fassen die Sedimentzone Glanzschiefer-Mesozoicun in dem zentralen
Teilo der Insel als eine Synklinale auf, deren Südschenkel zugleich zu dem Nordschenkel
einer breiton Antiklinale gehört, in deren Kern Serpentine und Granodiorite eindrangen,
dabei die Sedimente teilweise einschmelzend.

In mancher Hinsicht stimmt das Kaibobogebiet mit Kellang überein. Auch hier treten
zahlreiche pegmatitische Gänge im Serpentin auf. Weiter grenzt auch hier das Massiv des
Wai Tihoemolong an Serpentin und geht östlich in kristalline Schiefer über.

Offenbar sind die kleineren Pegmatitgänge nur Apophysen von den grösseren gangförmigen
Massiven, welche in und neben dem Serpentin vorkommen. Diese Auffassung wird gestützt
durch das Auftreten von Cordierit- und Andalusitpegmatiten, die wohl als Gesteine von
ursprünglich schriftgranitischer Zusammenstellung betrachtet werden müssen, welche fremdes
Material absorbiert haben, das wieder als Plagioklas, Cordierit oder Andalusit auskristallisiorte.

2) L. Rütten und W. Hotz: Do geologischo expeditie naar Cerani. Negende verslag (Tijdschrift van
het Kon. Ned. Aardr. Genootschap 1919. S. 566).

Offenbar sind hier die Cordieritpegmatite nur Uebergangsgesteine zwischen den Schriftgraniten
und den Cordieritgneisen (-Graniten).

Miljroslcopisch weisen viele Tatsachen auf die Injektions- resp. Einschmelzungsnatur
dieser Gesteine hin. Grubenmann nennt viele Kennzeichen der Injektionsgesteine, die sich
alle gelegentlich in den Gesteinen Cerams finden. Der Myrmekit z.B. kann bisweilen sehr
zahlreich sein und fehlt auch in den Graniten des Massives östlich von Kaibobo nicht, obgleich
er hier sehr spärlich ist.

Die makroskopische Beobachtung von drei gneisartigen Gesteinen des Massives am
Wai Tihoemolong erweckt sofort den Gedanken, dass diese zu den Injektionsgesteinen gehören
müssen. Es sind die Nummern 901, 903« und 905.

Die Nummer 901 ist einem sogenannten Adergneis oder Arterit Sederholms 2) sehr ähnlich
(abwechselnd dunkle und helle Lagen; letztere anastomosierend oder Linsen bildend, dunkle
Lagen schiefrig). Man sieht sofort, dass die Injektion nicht parallel der Schieferungsebene
stattgefunden hat. Die gemischte Natur des Gesteins ist sehr deutlich. Da hier die hellen
Lagen und Adern meistens schmaler sind als 1 cm, darf man noch ganz gut von einem Gneis
als einheitlichen Ganzem sprechen.

In diesem Gestein lassen sich, wie aus der Gesteinsbeschreibung hervorgeht, folgende
drei ganz verschiedene Teile unterscheiden:

a. Der salische Teil (die hellen Lagen), oder das verfestigte injizierende Magma.
h. Der teils dunkle, teils helle Teil: Das verfestigte injizierende Magma, in dem verschiedene
Brocken des Nebengesteins eingeschmolzen sind, wobei die Einschmelzungssubstanz entweder
noch vorhanden ist, oder zu Biotit, Cordierit, Plagioklas u.s.w., umkristallisierte.
c. Der dunkle schiefrige Teil. Die Schlieren zwischen den Schieferungsebenen stellen hier
offenbar das eingedrungene aplitische Magma dar, das mit einem Teil des Schiefers verschmolz
und als Cordierit mit vergesellschaftenden Mineralien auskristallisierte. Hierauf weist auch
der bisweilen in dem Cordierit fluidal angeordnete Orthoklas hin. Das Plagioklas-Biotitgemenge
muss wohl als der umkristallisierte Schiefer aufgefasst werden.

Das Gestein 905 vertritt einen andern Typus der Injektionsgneise, nämlich einen
Augengneis. In diesem porphyrartigen Gestein ist die ursprüngliche Schieferung nur in den
schlierigen Biotiten bewahrt geblieben. Diese umschlingen die grösseren Feldspate und Quarzag-
gregate. In den grossen rundlichen Feldspaten, die hier meistens dem Mikroperthit angehören,
kommen idiomorphe oder teilweise Kristallflächen aufweisende Minerale der anderen Gemeng-
teile vor (Eruptivstruktur). Die Kristallisationsfolge der in dem Orthoklas verfestigten Mineralien
lautet: Biotit-Plagioklas, Cordierit-Quarz-Orthoklas. Doch müssen alle Kristalle im Orthoklas
wohl ungefähr gleichzeitig auskristallisiert sein, denn es findet sich nur selten, dass ein
Mineral von einem andern umschlossen wird. Wohl kann man immer feststellen, dass der
Biotit (das älteste und der Orthoklas das jüngste Mineral ist.

Die Struktur der Teile, in denen die Biotitschheren liegen, ist schwer anzudeuten, aber
nähert sich am meisten der kristalloblastischen Struktur.

2)nbsp;.T. Sedebholm: Om Granit och Gneis. (Bulletin de la Commission géologique de Finlande No. 23 1907)

Die Gestieine 903a. und 9036 bilden einen dritten Typus der Injelvtionsgneise und zwar
den Lagengneis (parallele helle und dunkle Bänder). Im Gegensatz zu 901 hat hier eine
Injektion parallel der Schieferungsebene des Gesteins stattgefunden. Die dunklen Bänder sind
wieder fein geschiefert und bestehen nur scheinbar ganz aus femischem Material, weil hier
immer papierdünne, ghmmerreiche Schichten mit Quarzschichten abwechseln. Im allgemeinen
hat das Gestein eine kristalloblastische Struktur, während die kleinen, zwischen den Quarzen
zerstreuten Biotitfetzchen, annähernd eine Hornfelsstruktur erzeugen.

Die 8 Typen kommen in jedem grossen Injektionsgebiet vor. Das Aussehen
dieser Gesteine spricht schon ganz für die Auffassung als Injektionsgesteine. Wenn man
zugleich die mineralogischen und strukturellen Eigentümlichkeiten dieser Gesteine mit denen
aus geologisch besser bekannten Gebieten vergleicht, so wird die Natur der Ceramschen
Gesteine ganz klar.

Ein solches Gebiet ist z. B. das aus dem Kanton Tessin, das von Gutzwillep. bear-
beitet wurde. In Gutzwillers Arbeit finden sich auch wichtige mikroskopische Wahrnemungen.
Textureil underscheidet Gutzwiller 4 Typen: Lagengneis, Adergneis, Augengneis und Plecken-
gneis. Der Augengneis geht aus Lagengneis hervor durch eine perlschnurartige Entwicklung
der hellen Lagen oder auch dadurch, dass in einem ziemlich dunklen Gestein zerstreut grössere
Feldspate auftreten, welche nur aus einem Individuum bestehen. (Die Nummer 905 aus Ceram
vertritt letzteren Typus).

Der Bruch der verschiedenen Gesteine Cerams stimmt mit dem von Gutzwiller
beschriebenen überein. So schreibt dieser, dass der Haupt))ruch eines Lagengneises, wo die
hellen Gemengteile zwischen den Glimmern durchblinken, ein eigenartiges, gesprenkeltes
Aussehen hat, wie ein Gemisch von Pfeffer und Salz. Dasselbe lässt sich beolgt;achten an den
Nummern 903a und b.

Auch strukturell nUlt die Uobereinstimmung auf. In dem schwach injizierten Biotit-
und Morblendegneisen von Rocca Bella tritt der Biotit innner zerfetzt auf, während auch
viele kleineren Fetzchen zerstreut zwischen den hellen Komponenten liegen. (Etwa 908a
und b und 901).

Der Hornblende-Biotitgneis von Madonna del Sasso zeigt Biotit, welcher erinnert an
von Insekten angefressene Laubblätter (wio 905 Ceram), für welche Strukturformen Gutzwiller
den Namen pneumatomorph vorschlägt.

Speziell der Quarz ist nach Gutzwiller eigenartig gebildet. Dieser erscheint bisweilen
in eckig verzahnten, oft länglichen Individuen, welche entweder nesterartig beisammen liegen
oder auch schllerenförmig das Gestein-durchziehen. Immer zeigt or undulöse Auslöschung
und Felderteilung. (Wie in den meisten Gesteinen Cerams).

Der Biotit umschlingt mit dem eckig verzahnten Quarz, kleinen Myrinekitcn und
Mikroi)(gt;gmatiten oft in feinen Zügen die mehr isometrisch gebildeten Gomengtoile (etwa 905).
In dem Flockengneis aus dem Verzascatunnol treten zwischen den überwiegenden grobkörnigen
hellen Gomengteiien Nest-er und Schnüre auf von feinkörnigen Aggregaten welche wio
Gereil)selmaterial aussehen. Bei stiirkoror Vergrösserung erkennt man aber, dass hierin viel
Myrmekite und mikroklinartige Feldspate anwesend sind, welche die grösseren Feldspate
umsäumen. (Wie bei vielen Gesteinen Cerams).

1) E. (iutzwii.leh: lnjektionsgnei.se aus dem Kanton Te.ssin. Znrichor Inaug. Dlss. Lausanne 1912

In einigen Hinsichten weichen die Gesteine des Kantons Tessin von denjenigen Cerams
ah. So ist der Feldspat von Gütz willer meistens Mikroklin mit sehr unscharfen Lamellen.
Auch Mikropegmatite wurden von mir nicht angetroffen; ich fand nur Myrmekit. Uebrigens
ist die Uebereinstimmung, was das Verhalten des Quarzes, ßiotits und Orthoklases und vor
allem des Myrmekits betrifft so auffallend, dass man diese Gesteine zweifelsohne für Injektions-
gesteine halten darf

Die drei genannten Gesteine gehören alle dem Massiv des Wai Tihoemolong an. Hierzu
gehören auch die Gesteine 903 und 904. Die Injektionsnatur dieser beiden Gesteine kann kurz
folgendermassen angezeigt werden:

903: Sehr feinkörniger, hornfelsartiger Lagengneis. Der Quarz ist eigentümlich verzahnt
und tritt nesterartig auf Sehr feinkörnige Aggregate von Quarz, Myrmekit und Feldspat kommen
vor. Vorherrschend kristalloblastische und schwach angedeutete Hornfelsstruktur. Mikroperthit.

904: Feinkörniger Fleckengneis. Dieses Gestein ähnelt den Fleckengneisen Gütz willers
am meisten. Texturell ist dieses Gestein vorherrschend richtungsloskörnig. Einige dunklen
Flecken sind schwach schiefrig. Durch den braunen Quarz und Feldspat treten die dunklen
Flecken kaum hervor. Im Dünnschliff: Scharf getrennte salische und femische Teile im Gestein.
(Taf I, Abb. 6). Verhalten des Quarzes, Myrmekits und Mikrophertits wie in 903. Fetziger

Hieraus geht hervor, dass das grosse auf der Karte des neunten Reiseberichts i) als Granit
angegebene Massiv des Wai Tihoemolong aus injizierten Schiefern (Injektionsgneisen) besteht,
die ebenso wie in anderen Injektionsgebieten, ausgebildet sind als: Adergneis, Augengneis,
Lagengneis und Fleckengneis, während ausserdem noch ein feinkörniger, hornfelsartiger Lagen-
gneis vorkommt.

Von einigen Geröllen ist 875amp; einem Hornfelse noch mehr ähnlich als 903. In diesem
Gestein kommen Schichten vor, die nur aus salischem Material bestehen. Die Struktur ist
kristalloblastisch bis hornfelsartig. Die dunklen Einschlüsse sind echte Hornfelse, offenbar Teile
des ursprünglichen Schiefers, welche von der Injektion frei blieben und nur kontaktmetamorph
umgewandelt wurden. Alle dunklen Einschlüsse sind in einer Richtung gestreckt. Diese
zahlreichen, nur kontaktmetamorph umgewandelten Reste, weisen auf eine schwache Injektion
hin. Das Gestein sieht aus, als ob in den cordieritreichen Schichten mehr eine Art Imprägnierung
von hauptsächlich Quarz stattgefunden hat. Orthoklas und Myrmekit sind nur spärlich vertreten.
Das Gestein zeigt, im Gegensatz zu den anderen Handstücken, nur wenig Spuren von Kataklase.
Auch die intensive Verzahnung der Quarzkristalle fehlt hier.

Die Gerölle 867, 868 und 875«, sehr feinkörnige Gesteine, haben ihre Schiefrigkeit
verloren. Der Biotit ist wieder fetzenförmig, die Quarze greifen teilweise zahnförmig in einander
und löschen schwach undulös aus. Ueberall sind am Rande der grossen Orthoklase (Mikroper-
thit) die feinkörnigen Aggregate von Quarz, Myrmekit und Feldspat wahrzunehmen. Sieb-
und helizitische Strukturen, die manchmal vorkommen, erinnern an Schiefer. Daneben ist
eine Eruptivstruktur vorhanden in den idiomorphen Quarzen und Plagioklasen, die im
Mikroperthit vorkommen.

Der Charakter des injizierenden Magmas ist deutlich. Es ist ein pegmatitisches oder

1) L. Rutten und W. Hotz. De geol. Expeditie naar Cerara. Negende Verslag. Tijdschrift Aardr.
Oen. ]919. S. 559.

aplitisches Magma, aus Quarz und Orthoklas zusammengestellt, wobei hin und wieder der
Quarz überwiegt.

Ist est auch möglich den Charakter des injizierten Schiefers zu bestimmen? In 901
besteht der dunkle Teil aus Plagioklas und Biotit. Es ist deutlich, dass hier die Cordierit-
schlieren mit ihrer fluidalen Struktur aus einem Schmelzfluss erstarrt sind. Wahrscheinlich
ist beim Eindringen des aplitischen Magmas der zwischenUegende Schiefer umkristallisiert.
Es ist merkwürdig, dass in allen Injektionsgneisen solche Plagioklas-Biotit-Aggregate zwischen
den anderen Gemengteilen vorkommen. Sie führen oft Sillimannit und (oder) Spinell. Sogar
in dem hornfelsartigen Gestein 875Ö gehen die gewöhnlichen Lagen, die vorwiegend aus
Cordierit und Quarz bestehen, in Lagen von Plagioklas und Biotit über.

Auch Uebergänge von diesem Aggregat in das gewöhnliche Gestein treten auf. Das
Aggregat ist dann von Cordierit durchwachsen.

Die Hornfelse aus den Gesteinen 868 und 875ö (die dunklen Einschlüsse) bestehen
hauptsächlich aus Plagioklas, Andalusit und Cordierit, letzterer untergeordnet. Auch in diesen
Hornfelsen findet sich oft Spinell und Sillimannit. In den nur kontaktmetamorph umgewandelten
Schieferresten kommt also ebenso wie in den Plagioklas-Biotit-Aggregaten viel saurer tri-
kliner Feldspat vor. Chemisch stehen die Aggregate den Schieferresten sehr nah.

Man findet in einem\'der Hornfelse aus 875amp; Teile, welche den Plagioklas-Biotit-Aggre-
gaten ganz ähnlich sind und weiter kommt Biotit neben Granat augenscheinlich als Relikte
in den Hornfelsen vor. Ebenso wie die Plagioklas-Biotit-Aggregate oft in Plagioklas-Biotit-
Cordierit oder auch in Plagioklas-Cordierit übergehen, findet man überall Anzeichen, dass der
Cordierit aus Biotit hervorgegangen ist. Dieser üebergang von Biotit in Cordierit, das
Auftreten der Biotitschlieren in 905, welche die ursprüngliche Kristallisationsschioferung
vertreten, der angefressene Biotit in den verschiedenen Gesteinen und das Vorkommen der
Biotitreste in den Hornfelsen, weisen darauf hin, dass der Biotit ein ursprüngliches Gemengteil
des Schiefers war.

Aus denselben Gründen muss auch der Plagioklas schon vorhanden gewesen sein.
Ebenso muss der Granat als Relikt betrachtet werden. Dieser tritt in kleinen runden Körnern
auf, oder auch in unregelmässigen Kristallen, oft eingeschlossen im Plagioklas. Diese runden
Körner, welche immer dicht neben einander liegen, sind nur Korrosionsroste der ursprünglichen
grösseren Granate. Zahlreiche Körner treten in 909 in einem Plagioklasknollen auf. Gewiss
ging der Plagioklas auch teilweise aus Granat hervor. In einem der Hornfelse aus 87öigt; finden
sich ebenfalls viele Korrosionsreste von Granat.

Aus diesen Ergebnissen darf man folgern, dass der injizierte Schiefer ursprünglich einem
plagioklashaltigen GranatgUnmiersclüefer wohl sehr nah verwandt gewesen sein muss.

Solche Glimmerschiefer kommen, wie man auf der Karte U des neunten Reiseberichtos
von Ceram sehen kann, obgleich nicht gerade häufig, in diesem Gebiete vor.

Aus der eingeschmolzenen Substanz scheint zuerst wieder Biotit auskristallisiort zu sein
weil oft kleine, idiomorphe Kriställchen in dem Cordierit eingeschlossen vorkommen. Wo blieb aber
der Kaliumgehalt des Biotits bei der Umkristallisierung in Cordierit oder Spinell? Hierfür kommen
2 Mineralien in Betracht, nämlich Orthoklas und Muscovit. Vergleicht man die Formeln dieser beiden

so kann man beim liolien Al-gelialt des Schiefers erwarten, dass unter günstigen Bildungs-
bedingungen in diesen Gesteinen Muscovit entstehen wird.

Die Hornfelse enthalten viel Muscovit, aber keinen oder doch sehr spärlichen Orthoklas.
Auch viele Cordieritgesteine führen nur wenig Orthoklas, der hier durch seinen Charakter von
Mikroperthit wohl pegmatitischen Ursprungs ist. Weiter besteht ein deutlicher Zusammenhang
zwischen dem Biotit und dem Muscovit. Das Gestein 904 z B. zeigt eine innige Verwachsung
und Durchdringung von Cordierit, Muscovit und Biotit. Oft kommt Biotit eingeschlossen in dem
Muscovit vor. In vielen Gesteinen gehen diese Mineralien in einander über.

Wahrscheinlich ist also ein grosser Teil des Muscovits beim Umkristallisieren des Biotits
in Cordierit entstanden. Doch ist es möglich, das in einem Gestein wie 868, in dem relativ
wenig Cordierit neben viel Muscovit vorkommt, letzterer ein Relikt des Glimmerschiefers Ist.

Die Gesteine 867 und 875« einerseits und 905 andrerseits bilden einen Üebergang zu
den Cordieritgraniten. 905 ist schiefrig. Dünne Biotitschlieren, vergesellschaftet von feinkörnigem
Quarz, trennen noch die eingedrungenen pegmatitischen Orthoklase und Quarze. Hier ist s\'chon
eine Eruptivstruktur entwickelt. Denkt man sich nun auch diesen zwischenliegenden Biotit
aufgelöst, so ist jede Spur des Schiefers verschwunden.

Die Gneise 867 und 875« haben schon die Textur eines sehr feinkörnigen Granits.
Hier sind aber noch deutliche Schieferstrukturen vorhanden in den geschieferten Plagioklas-
Biotit-Aggregaten und in den Siebstrukturen des Cordierits. Wenn hier mehr vollständige Auflösung
dieser Schieferrelikte stattgefunden hätte, (das feine, bis dichte Korn dieser Handstücke weist auf
ungünstige Kristallisationsbedingungen hin) würde auch hier ein Cordieritgranit entstanden sein.

Alles, was hier an den Schiefer erinnert, findet man aber noch in den eigentlichen
Cordieritgraniten zurück, wenn auch in geringem Masse. Kristalloblastische Strukturen, ein
unregelmässig durch einanderwachsen aller Gemengteile, findet man in den Plagioklas-Cordierit-
und Granatknollen. Diese Knollen sind nur unvollständigresorbirteSchieferbrocken. Dasergibt
sich aus der unscharfen Lamellierung des Plagioklases, aus der unregelmässigen Durchwachsung
saurer und basischer Teile eines Feldspates und aus den fetzenartigen Biotiten. (Taf I, Abb. 2).
Der Granat hat anscheinend Material geliefert für Feldspatbildung, weil oft korrodierte Körner
in dem Plagioklas auftreten. Einer der korrodierten Granate im Gestein 84, welcher eine
hellbraune Farbe hat, ist noch deutlich durchwachsen von Biotit; sicher liegt hier ein ursprüng-
licher Granat aus dem Schiefer vor. Eine Siebstruktur, Durchwachsung von Cordierit und
Quarz, kommt in 85 vor. Im Handstück kann man auch noch makroskopisch einen Schiefer-
einschluss wahrnehmen. Unter dem Mikroskop ergibt sich, dass dieser aus Plagioklas und
Biotit besteht. Also sind auch die Flagioklas-Biotit-Aggregate aus den anderen Gesteinen in den
Graniten des Massives, östlich von Kaibobo, vertreten. In 85 kommt ein Cordierit (Pinit) vor,
der an einem Ende in ein Aggregat kleinerer Plagioklase, die gegenseitig eine buchtige B(»-
grenzung aufweisen, übergeht. Myrmekit findet sich, obgleich sehr selten, noch in 909«.
Orthoklas tritt hier nicht mehr als Mikroperthit auf Bisweilen finden sich vereinzelte Albit-
spindeln in dem monoklinen Feldspat, aber eine regelmässige feinstreifige Verwachsung, wie
in den Gneisen, kommt nicht vor.

Der Orthoklas in 909 und 909« tritt noch auf in den bekannten, rundlichen Kristallen
(nesterartig); ein solcher Orthoklas kann einen ganzen Plagioklas-Cordieritknollen enthalten. In 84
verbreitet sich der Orthoklas zwischen den anderen Komponenten. Er tritt also als eine Art
Füllmasse im Gestein auf

Obgleich in diesem Teile West-Cerams kein unmittelbarer Zusammenhang zwischen
den Granitpegmatiten und Schiefern konstatiert worden ist, darf man aus dem vorhergehenden
wohl schhessen, dass hier ein grosses Injektionsgebiet vorliegt. Offenbar sind Granatglimmer-
schiefer in diesem Gebiete von einem pegmatitischen Magma injiziert, wobei diese Schiefer
sich umwandelten in Cordieritgneise, während offenbar auch schon in der Tiefe Schieferfragmente
mit einem Magma von aphtischer oder pegmatitischer Zusammenstellung verschmolzen, aus
welcher Mischung die Cordieritgranite auskristallisierten.

Gutzwiller weist auf den Reichtum an Mikroklin und Myrmekit, womit sich eine Brücke
schlägt zwischen Erstarrungsstruktur und solchen, welche durch die Einwirkung von Gasen
auf zum Teil schon vorhandene Mineralsubstanzen zurückzuführen sind.

In den Gesteinen Cerams ist eine Eruptivstruktur viel besser entwickelt. Die schonen,
idiomorphen Kristalle in den Orthoklasen sind hier sicher in dem schmelzflüssigen Feldspat
auskristallisiert. Obgleich auch in den Ceramschen Gesteinen der Biotit oft von Gasen korrodiert
sein kann, müssen doch wohl die Anhäufungen von Erzkörnchen am Rande des Glimmers einer
magmatischen Korrosion zugeschrieben werden.

Nach der geologischen Stellung des Massives östlich von Kaibobo, hat hier wohl eine
Einschmelzung von Schieferfragmenten in der Tiefe stattgefunden. Immerhin kann man sich,
wie schon hervorgehoben wurde, auch ein Entstehen granitischer Gesteine (d.h. augenscheinlich
normaler Eruptivgesteine) denken, wenn das in die Schieferungsebene dringende Magma die
zwischenliegenden Lagen ganz aufweicht (z.B. 905). So würden Schiefer sich auch in grosser
Tiefe durch eindringen eines pegmatitischen Magujas in scheinbar normale Eruptivgesleine
umwandeln können.

Vergleicht man die verschiedenen Gesteine des Wai Tihoemolong, so findet man im
Handstück 905 eino Eruptivstruktur ausgebildet, welche den Gesteinen 901, 903 und 904 fehlt
oder doch in viel geringerem Mass vorhanden ist. Das Gestein 905 grenzt an den Peridotit, dio
anderen Gesteine an die Schiefer. In der Nähe der Peridotite nimmt also die Erstarrungsstruktur
zu, was vielleicht einer erhöhten Temperaturwirkung zugeschrieben worden muss. Wenn man
die Pegmatite auffasst als ein Restmagma, das im Herde zurückblieb und erst nach der Eruption
(ier Peridotite in die Spalten des erstarrenden Gesteins drang, so wird ein erhöhter Temperatur
in der Nähe der Peridotite verständlich.

Auch andere Umstände verstärken diese Meinung. Der Andalusit kommt nämlich in den
Hornfelsen und in dem Lagengneis 903a und b vor, wie auch in geringer Menge in 003 und 904.
in den anderen Gesteinen konnnt nur Sillimaimit vor. Wenn man mit Vernadzky annimmt,
dass der Andalusit sich bei niedrigerem Temperatur i)ildet als der Sillimannit, .so sprichtauch
dieses für die Tomperatur-orhöhendo Wirkung des Peridotites.

Eine weitere Anweisung gibt der Turmalin. Dieser tritt nur oinigermassen häufig in
dem Lagengnois 903« und b auf, und weiter im Gestein 875b und 867 (in einer Cordierit-
schliere). In den meisten anderen Gesteinen fehlt der Turmalin ganz. Aus diesen Daten
würde man schliessen können, dass in den Gneisen die Gase überwiegend die UmkristaUisation
der Schiefer bewirkt haben, während in den Graniten hauptsächlich eine magmatische Ein-
schmelzung stattgefunden hat. In den Ue))ergangsgesteinen 867, 875« und 905 fand nur eino
unvollständige Einschmelzung statt.

\') Bull. Soc. min. Fi\\ 13.1890,25ti (Zitat Rosenbüsch: Mikr.Physiogr.potrogr.wiclitigonMineralieu.12.)

Auch besteht wohl ein Zusammenhang zwischen dem Injektionsmaterial und der Bildung
bestimmter Injektionstypen. Alle Granite und das Gestein 905, wie auch 867, 875a und 901,
enthalten viel Orthoklas; die Gesteine, in denen kristalloblastische Strukturen vorherrschen,
enthalten weniger Orthoklas (903, 904), oder sogar sehr wenig. Im Gestein 903a und 90Sb
z.B. besteht die injizierende Substanz fast ganz aus Quarz, während hier die dunklen Lagen,
wie in keinem anderen Gestein, eine Neigung zur Hornfelsstruktur zeigen. Auch haben in
den orthoklasreicheren Gesteinen die Kristalle eine grössere Ausbildung als in den anderen.
Jedenfalls hat in den erstgenannten Gesteinen ein Auskristallisieren verschiedener Mineralien
aus einem beweglichen Schmelzfluss stattgefunden (Erstarrungsstruktur). In den quarzreichen
Gesteinen dagegen ist diese Struktur ganz beschränkt auf die aplitischen Teile. Es sei hier
bemerkt, dass zu wenig Material aus einem so grossen Gebiete vorliegt um ein einwandfreies
Urteil aussprechen zu können.

Ebenso wie auf Ceram die Cordieritgranite Einschmelzgesteine und die Gneise Injektions-
gesteine sind, scheinen auch im Kanton Tessin die Injektionsgneise in Orthogneise (und in
Granite?) überzugehen. Klemm i) fand in letzteren Gesteinen Schollen eines Schiefers, welche
er als Resorptionsreste auffasst. Gutzwiller schafft noch andere Besonderheiten herbei, welche
darauf hinweisen, dass auch hier Injektionsgesteine in Einschmelzgesteine übergehen.

In den Studien über Kontaktmetamorphose in Niederländisch-Indien von Brouwer^)
erwähnt dieser neben normaler Kontaktmetamorphose auch pneumatolytische Konüiktmeta-
morphose mit Stoffzufuhr aus dem intrusiven Gestein.») So kommen auf Sumatra *} umgewandelte
Sedimente vor mit einer starken stofflichen Aenderung. Wichmann erwähnt kontaktmetamorph
umgewandelte Sedimente der Insel Taliaboe.

Die hier beschriebene Art von Metamorphose (Injektionsmetamorphose) wurde aber bisher
in dem Archipel nicht beobachtet.

Die Ursachen dieser verschiedenen Ausbildung der Metamorphose liegen wohl an erster
Stelle in dem Injektionsmaterial. Die Gesteine Brouwers sind im allgemeinen Granodiorite.
Die pegmatitische Substanz aus West-Ceram muss wohl als eine Rückstandslösung aufgefasst
werden, von der wir annehmen dürfen, dass sie sehr reich an leichtflüchtigen Substanzen unter
hoher Spannung war, welche Lösung nach dem Erstarren (oder teilweise Erstarren) der Peridotite
in deren Spalten und längs deren Randpartien mit grosser injizierender Kraft empordrang.
Im Zusammenhang mit der Bildung der Eruptivbreccien und der sekundären Parallelstruktur
der die Granit- und Pegmatitgänge umringenden Peridotite (Näheres im Kap. III), muss ein
hoher Druck vorhanden gewesen sein. Die Anwesenheit leichtflüchtiger Substanzen konnte
noch festgestellt werden aus dem Turmalingehalt einiger Gneise, aus der Korngrösse der

2)nbsp;Diese Studien (I—IX) sind erschienen in: Centrbl. f. Min. etc. 1916 u.w

3)nbsp;H. A.Brouweb: Studien über Kontaktinetainorphose in Niederl. Ostindion. V: Dor (Iranodioritkontakt

des Bolio-Hutu-Gebirges südlich von Sumalatta (Nord-Celebes). Centn bl. für Min. etc. 1918. S. 297

4)nbsp;H. A. Bhouweb: Ueber einen Granitkontakthof in Mittel-Sumatra, «eol. Rundschau 19ir,.\'S. 55.

6) A. Wiciimann: Gesteenten van het eiland Taliaboe. Verslac Kon aki.i r.« lu » i
Amsterdam XXIII. S. 70.nbsp;^nbsp;Wetenschappen.

Hornblendepegmatite und aus den postmagmatischen Prozessen, die in vielen Pegmatiten nach-
gewiesen werden konnten (Kap. III, IV: Talkbildung u.s.w.).

Niggli sagt in seinem Lehrbuche „Besonders häufig wird bei reichlicher Anwesenheit
leichtflüchtiger Substanzen diese Art der Kontaktmetamorphose (Injektionsmetamorphose) sein,
wenn tektonische Vorgänge die Intrusion begleiten.quot;

Weil gerade in diesem beweglichen Teile des Ostindischen Archipels tektonische Vorgänge
eine sehr grosse Rolle spielen, besteht auch wohl ein Verband zwischen Orogenese und Injektion,
obgleich der Nachweis durch das noch nicht bekannte Alter der Peridotite schwer zu bringen ist.

All diese Faktoren, leichtflüssiges Magma, die Anwesenheit von viel leichtflüchtigen
Substanzen und dadurch hervorgerufene Spannung der Gase und auch wohl tektonische Vor-
gänge, haben die Art der Metamorphose in diesem Gebiete bestimmt.

Die Injektionsgesteine sind über ein grosses Gebiet verbreitet. Beobachtungen an
Dünnschliffen von Gesteinen, welche Rutten und Hotz an anderen Orten Cerams sammelten,
zeigen, dass dieselben Gesteine auch auf Manipa und in Mitten-Ceram vorkommen. AufAmbon
wurde schon hingewiesen. Gerade diese grosse Verbreitung steht in schroffem Gegensatz zur
Kleinheit der zu Tage tretenden Massive granitartiger Gesteine und bildet auch einen grossen
Gegensatz gegenüber der normalen Kontaktmetamorphose.

Die feldspatfreien Gesteine aus dem Kaibobogebiet sind teilweise sehr Irisch, teilweise
auch der Verwitterung anheim gefallen. Im Folgenden werde ich diese Gesteine teils als
Peridotite, teils als Serpentine beschreiben. Zu den Peridotiten werden hier dann an erster
Stelle die ganz frischen Olivingesteine gerechnet und weiter diejenigen Gesteine, in denen noch
zusammenhängende frische Teile auftreten. Unter dem Namen Serpentin werden diejenigen
Gesteine zusammengefasst, welche ganz in Serpentin umgewandelt sind, mit oder ohne isolierte
Reste ursprünglicher Mineralien. Eine scharfe Trennung beider Gruppen von Gesteinen
lässt sich natürlich nicht durchführen.

Grösstenteils kann man die Serpentine als von Peridotit herstammend erkennen, ja sogar
können sie in einigen Fällen auf einen ganz bestimmten Typus von Peridotit zurückgeführt werden.

Die Peridotite von diesem Teile West-Cerams können fast alle zu den Harzburgiten
gerechnet werden, von denen ein Teil farblose Hornblende enthält. Eine Ausnahme l)ildet das
Gestein 838, in dem viel monokliner Pyroxen vorkommt und das besser zu den Lherzolithen
gerechnet werden kann.

Hornblendeführende Peridotite kommen auch anderswo im östlichen Teil des Archipels
vor. Schroeder van der Kolk erwähnt einen Amphibol, wahrscheinlich Aktinolith in einem
Peridotit von Ajer Manuru (Hoeamoeal, Ceram), ohne Angabe ob dieser primär oder sekundär ist
In der Beschreibung der Gesteine Ambons erwähnt er^) Peridotite, welche Amphibol enthalten\'

und die er zu den Amphibolpikriten rechnet. Diese Hornblende ist fiirblos und zeigt in geeigneten

Schnitten einen schwachen Pleochroismus von schmutzig gelh bis farblos. Nach dem Urteil
Schroeder van der Kolks ist diese Hornblende primär. Bas Mineral tritt auf in Kristallen dLen
Grösse fast zu der des Olivins heranreicht oder in Aggregaten kleinerer Körner; in letzterem
Falle bildet der Amphibol gleichsam eine Grundmasse.

verbeekmeint, aller Amphibol aus den Ambonschen Gesteinen sei immer Uralit, also

Gesteine von Seran (Sammlungen des geologischen Reichsmuseums in iSlf T c\'nbsp;-

2) ,1. L. C. schroedeu van der Kolk : Mikroskopischo Studien über P« t •
1. Gesteine von Ambon und den Uliassern (Jaarboek van het Mijnwezen in Noderland^^^ S s\'u\'loT

3; R. D. M. Verbeek. Geologische be-schrijvlng van Ambon (Jaarboel-vnnnbsp;\' \' \'

sekundär aus Pyroxen hervorgegangen, während ursprünghche Hornblende in den Peridotiten
nirgendwo auftrete. Nach Schroeder van der Kolks Beschreibung scheint es mir, dass die von
ihm erwähnten Amphibolpikrite mit den hornblendeführenden Peridotiten von Ceram identisch sind.

BROUWER^fand in den Gesteinen Timors nur faserige Hornblende; die Art und Weise,
wie dieser Amphibol auftritt, scheint seiner Ansicht nach darauf hinzuweisen, dass bei der
Entstehung von Serpentin aus monoklinem Pyroxen dieses Mineral ein Zwischenprodukt bildet.

Imdahl -) beschreibt einen Amphibolperidotit von West-Timor. Es ist ein mittelkörniges
Gestein von etwas schieferiger Beschaffenheit. Der farblose bis hellgrüne Amphibol gehört in
die Strahlsteingruppe. Pleochroismus ist bei ihm nicht wahrzunehmen. „Da,quot; wie Imdahl sagt,
„die Hornblende zum Teil völlig von serpentinisiertem Olivin, dessen Teile alle gleichzeitig
auslöschen, umgeben ist, könnte man vermuten, dass sie aus Ohvin entstanden sei. Andererseits
finden sich auch grössere Amphibole von Serpentin durchzogen, sodass wir doch eine primäre
Bildung vor uns haben dürften.quot;

In den Peridotiten von Ambon und Timor kommt also anscheinend Amphibol vor, der
einen primären Charakter hat. Denselben Charakter zeigen meistens die farblosen Horn-
blenden aus den Ceramperidotiten. Im nächsten Kapitel wird eingehend die Genese dieses
Amphibols besprochen.

Imdahl fand einen sehr grossen Auslöschungswinkel bei der Hornblende. Auch in vielen
Gesteinen Cerams finden sich Auslöschungswinkel, die ungef;lhr 20° sind oder sogar etwas grösser.

Viele Gesteine, die Hornblende enthalten, führen auch oft einen basischen Feldspat,
namentlich Bytownit und Anorthit. Anscheinend führen speziell diejenigen Peridotite, welche
aii die Hornblendepogmatite (sieh: Kap. 8 und 4) grenzen, gern Feldspat. Dies könnte auf eino
Zufuhr von Substanz, namentlich von Ca, aus diesen Pegmatiten hinweisen. Auch der Lherzolith

Immer ist in allen Peridotiten, mit Ausnahme von einigen hornblendeführenden, welche
im dritten Kapitel besprochen werden. Olivin das Haui)tmineral. Dann folgt der rhombische
Pyroxen, der oft lamellär mit monoklinem Pyroxen verwachsen ist. Dieser rhombische Pyroxen,
ein Bronzit, kommt oft als selbsUlndige Kristalle vor, der monoklino Pyroxen dagegen seiton.

Sowohl Chromit wie Chromspinell treten auf. Nach einigen Härteproben hat sich heraus-
gestellt, dass die braungrüneti Kristalle zum Chromspinell, die rotbraunen zum Chromit gehören.
Auch Pleonast tritt dann und wann in kloinen Oktaedern oder in unregelmässigen KristJillen
auf. Titaneisenerz konnnt wonig vor; es hat sich oft in Leukoxen umgewandelt.

Typische Harzburgito sind die Nummern 879, 807, 868, 88(5, 815a und 882. (Abb. 1,
2 und 8, Taf. 11). Da sie an verschiedenen, weit entfernton Stellen angetroffen wurden,
dürfen wir sie wohl als das normale Tiefengestein von diesem Teilo Ceraius betrachten. All
liiese Handstücko bestehen hauptsilchlieh aus Olivin, Bronzit und Chromit. Einige Gesteine
sind sehr frisch, andere teilweise serpentinisiert und die Nummer 882 ist völlig in Serpentin
umgewandelt. Es sind schöne Tiefengesteine, welche immer xenomorpho Gemengteile aufweisen.
Schätzungswei.se ninnnt der Olivin etwa % der Bronzit V« dieses Gesteins ein.

1) II. A. Hkouwkk. Glü.stcenteii van Oost-Noaorlandsch Timor. (Nodorlandscho Tinior-oxpeiUtio. .Taarbook
van het Mijnwezon, 1016. S. 43).

-\'I If. iMDAJiL. MittciliHiKon ans doni .Minoralogi.schen Institut dor l\'nivorsitüt Bonn. 10. Holtrago /,nr
Potrographio von West-Timor. (Confr. blatt. f. .Min. etc., 1922i.

Der Bronzit ist in diesen Gesteinen oft polysynthetiscii verzwillingt, wahrscheinlich
nach einem Orthodoma. Eine Verwachsung mit monoklinem Pyroxen kommt selten vor.
Letztgenanntes Mineral tritt selten in selbständigen Kristallen auf und kommt sogar in den
meisten dieser Harzburgite nicht vor. Wenn monokliner Pyroxen vorhanden ist, so sind die
Individuen viel kleiner als die rhombischen Pyroxene.

Eigenartig in all diesen Harzburgiten ist eine Art pegmatitischer Verwachsung von
Chromit und Bronzit. Von der Bronzit-Olivingrenze wächst der Chromit in den rhombischen
Pyroxen hinein. (Taf. II, Abb. 2). Oft beschränkt sich diese Verwachsung bis auf den Rand
des Bronzits. (Taf. II, Abb. 3). Seltener wächst der Bronzit einerseits randhch in den Bronzit,
andererseits in den Olivin hinein. Auch eine Verwachsung von Chromit nur mit OUvin, kann,
obwohl sehr selten, auftreten.

Erscheinungen dynamischer Wirkung kommen in allen Peridotiten vor. Die Deformation
ist sowohl protoklastischer wie kataklastischer Art. Beispiele von, Protoklase zeigen obenge-
nannte Harzburgite. Der Ohvin in diesen Gesteinen zeigt oft undulöse Auslöschung, hat sich
übrigens aber völlig behauptet. Der Bronzit dagegen ist oft in einige Stücke zerlegt worden. In
dieser Gestalt kann er neben Olivin, der bisweilen sogar keine Spur undulöser Auslöschung
zeigt, vorkommen. Unzweifelhaft muss hier die Deformation des Bronzits an Bewegungen
im Magma zugeschrieben werden, weil sonst in einem schon verfestigten Gestein ein so sprödes

Sowohl in diesen Gesteinen wie in den deutlich kataklastischen Peridotiten kommt auf
Spalten und am Rande der Bronzite und auch wohl der monokhnen Pyroxene eine farblose,
faserige Substanz vor, die immer eine grössere Doppelbrechung zeigt als der Bronzit. Die
Richtung der Fasern steht schief zur Spaltrichtung des Pyroxens. Die Auslöschungswinkel

Brouwer beschreibt, wie schon erwähnt wurde, eine derartige faserige Hornblende-
substanz in den Peridotiten von Timor, wo diese am Rande der Pyroxenkristalle vorkommt.
Es scheint mir, dass der faserige Amphibol in den Gesteinen Cerams nicht als Zwischenprodukt
bei der Serpentinisierung der Pyroxene entsteht, wie Brouwer für Timor annimmt, sondern
dass hier vielmehr ein mechanisches Phänomen vorliegt und die Hornblende unter Einfluss
von Druck oder Torsion aus dem Pyroxen hervorgeht. In dem völlig serpentinisierten
Harzburgit 832 kommt nämlich Bastit vor, in dem noch deutlich die Risse, in denen sich
ursprünglich die faserige Hornblende ansiedelte, kenntlich sind. Sowohl Pyroxen wie Hornblondo-
fasern sind völlig in Bastit umgewandelt.

Kompakte Hornblende tritt oft am Rande oder auf Spalten des Pyroxens auf. In den
normalen Tiefengesteinen fehlt diese aber stets, sodass die Bildung dieser Hornblende wohl
im Zusammenhang mit der Ausbildung der anscheinend primären Hornblende in den Peridotiten
steht (Sieh: Kap. 3). Die sekundäre kompakte Hornblende kommt auch nur in jenen Gesteinen
vor, wo auch dieser andere Amphibol auftritt.

In den stark kataklastischen Peridotiten ist der Olivin oft zertrümmert, während der
Bronzit öfters in sonderbarer Weise zusammengepresst wurde. Ringsum letzteren finden sich
oft schmale Säume, welche aus Olivingrus bestehen. Gewiss wurde hier der spröde Olivin
gegen den zäheren Bronzit zerquetscht. Die Hornblende zeigt oft eine Ausfaserung. In einigen
stark kataklastischen Peridotiten ist keine Spur von Hornblende zu finden, weder kompakte

noch faserige. Dieses, ebenso wie das Auftreten in den nicht Icatakiastischen Gesteinen, weist
darauf hin, dass wahrscheinhch sogar die faserige Hornblende während der Auskristallisation
des Gesteins entstand.

Als sekundäre Minerahen kommen in diesen Gesteinen vor: Hornblende, Talk, Chlorit,
Serpentin, Karbonate und Erze.

Die Umwandlung von Bronzit in kompakte Hornblende muss, wie in Kap. 3 näher
betont werden soll, kontaktmetamorphen Einwirkungen zugeschrieben werden. Weil nun in
vielen frischen Gesteinen Hornblende auftritt, ist es unmöglich festzustellen, ob der Amphibol,
welcher in den Serpentinen auftritt, vielleicht während der Serpentinisierung entstand oder
vor diesem Prozess schon vorhanden war. Viele Autore vertreten die Auffassung, dass
Hornblende als Nebenprodukt der Serpentinisierung entsteht. Das Gestein 832 ist ein völlig
serpentinisierter Harzburgit vom normalen Tiefengesteinstypus. In diesem Serpentin, der
keiner oder doch nur schwacher Deformation unterlag, findet sich keine Spur eines
Amphibolminerals. Dies würde darauf hinweisen können, dass in diesen Gesteinen der normale
Verwitterungsprozess keine Hornblende als Nebenprodukt der Serpentinisierung liefert.

Die Talkbildung ist hier sicher kein gewöhnlicher Verwitterungsprozess. Der Harzburgit
836 namentlich, der fast völlig frischen Olivin enthält, zeigt keine Spur mehr von Pyroxenen.
Diese haben sich völlig in Talk umgewandelt. Wenn der Pyroxen ganz der Verwitterung
anheim gefallen wäre, so dürfte man auch eine Serpentinisierung des Ohvins erwarten. Auch
im Harzburgit 81 (Kap. 3) hat der Pyroxen Talkränder, welche der Frischheit des Gesteins
nach, nicht durch Verwitterung hervorgegangen sein können. Es ist bemerkenswert, dass
sich fast nur aus den Pyroxenen Talk bildet; aus Olivin entstandener Talk kommt selten
vor. Gerade diese Auswahl weist darauf hin, dass hier kein allgemeiner Verwitterungsprozess
vorliegt, sondern dass hier spezielle Zersetzungsprozesse die Talkbildung veranlasst haben.
Diese muss dann wohl postmagmatischen Prozessen zugeschrieben werden. Auch die Horn-
blende kann sich in Talk umwandeln.

Chlorit kommt in verschiedenen Serpentinen vor. Es gibt einen Zusammenhang zwischen
Chlorit und Talk. In einigen Gesteinen wandelt sich der Talk in ein serpentinartiges Mineral
um, dass aber durch seinen optisch liist einachsigen Charakter (negativ) und die bisweilen
auftretenden abnormalen blauen Interferenzfarben vielmehr zu den Chloriten gerechnet
werden muss. Wo Spalten in dem Bronzit von Talk ausgefüllt sind, findet sich der Chlorit
in der Mitte der Talkader symmetrisch zum Spaltriss. An jeder Seite der Spalte wandelt sich
der Talk seinerseits in Chlorit um. Auch in dem Gestein 870, einem Serpentin, wandelt sich
der Talk in Chlorit um. In diesem Serpentin ging der Talk aus Hornblende hervor.

Bei der Serpentinisierung dieser Gesteine wandelt sich der Olivin in Chrysotil, der
Pyroxen in Bastit um. Antigorit kommt wenig vor, und ist nur in grösserer Menge in
der Serpentinbreccie 815 vorhanden. Karbonat tritt öftors in dem Maschenserpentin auf;
auch der Bastit enthält bisweilen viel Karbonat. Der Magnetit in den Serpentinadern ist
bisweilen idiomorph.

Das Handstück ist grünlichgrau und zeigt eine mehr oder weniger deutUche Schieferung.
Es ist einer jener Peridotite, welche die im nächsten Kapitel zu beschreibenden Hornblendepegmatite
enthalten. Auch in diesem Gerölle tritt ein schmaler Gang auf, welcher aus Plagioklas und
glänzend schwarzer Hornblende zusammengesetzt ist.

Unter dem Mikroskop zeigt sich, dass dieses Gestein aus grossen Bronzit- und Olivin-
kristallen besteht, die inmitten einer feinkörnigen Masse liegen. Die Parallelstruktur ist auch
hier gut wahrzunehmen. Die grossen Bronzite und Olivine zeigen in ihren linear gestreckten
Individuen eine Parallelität der Lage, während zahlreiche Spaltrisse den Olivin durchziehen, alle
in der Streckungsrichtung der Kristalle. Das Gestein ist also wohl unter Druck kristallisiert.

Die grossen Bronzite treten hier vereinzelt und demzufolge einsprenglingsartig auf Die
grösseren Olivine dagegen kommen in Gruppen mehrerer Kristalle vor, welche eine Reihe parallel
der Streckungsrichtung des Gesteins bilden. Das abwechselnd grössere und kleinere Korn, das
hierdurch entsteht, erhöht die Parallelstruktur des Gesteins. Die Bronzite, welche bis V„ cm
gross werden, sind immer xenomorph und meistens durchwachsen von sehr feinen Lamellen
eines stark doppelbrechenden Minerals, das nach der Auslöschung ein monokliner Pyroxen sein
muss. Die prismatische und die beiden pinakoidalen Spaltungen sind im Bronzit gut ausgebildet.
Die optisch positiven Kristalle sind alle farblos. Die Bronzite zeigen deutlich Spuren protoklastischor
Deformation; die Kristalle sind oft verbogen und in einige Stücke zerlegt. In diesem rhombischen
Pyroxen finden sich oft kleine Olivinkristalle, bisweilen auch Hornblende und Feldspat. Diese
Kristalle dringen oft vom Rande in den Bronzit hinein. Auch finden sich hin und wieder in
dem rhombischen Pyroxen schmalc Streifen, welche wahrscheinlich aus ftweriger liornblendo
bestehen.

Die grösseren Ohvinkristalle erreichen nirgendwo die Grösse des Bronzlts. Dieser optisch
positive Olivin löscht immer undulös aus und kommt nur in xenomorphen Kristallen vor

Die Kristalle des feinerkörnigen Teiles vom Gestein sind auch mehr oder weniger in
einer Richtung gestreckt. Die zusammensetzenden Gemengteile sind: Bronzit, monokliner Pyroxen
Hornblende und Feldspat.nbsp;\' \'

Der Olivin ist meistens der vorherrschende Gemengteil, aber tritt doch an einigen Stellen
nur späriich auf, was speziell im polarisierten Licht durch die schwächere Doppelbrechung der
anderen Gemengteile auffällt. Der Olivin ist am ältesten: er kommt als korrodierte Körner in
den Feldspaten vor.

Die Pyroxene, unter denen der rhombische weit überwiegt, sind anscheinend teils
zugleich mit dem Olivin, teils später auskristallisiert. Ini Gegensatz zu den grösseren Pyroxenen
findet sich hier niemals eine lamelläre Verwachsung des ßronzits mit dem monoklinen Pyroxen

Die Hornblende und der Feldspat sind die zuletzt gebildeten Minerale. Erstgenanntes
Mineral ist deutlich kenntlich an seiner Spaltbarkeit. Die Kristalle sind meistens kleiner als

die anderen Gemengteilo. Mit einer stärkeren Vergrös.sorung erweisen sie sich nicht ganz fvrblos

Wenn sich das Auge an dieses Gemenge farbloser Mineralien gewöhnt hat, kann man die
Hornblende ziemhch rasch erkennen an ihrer etwas schmutzig-gelben Farbe. Der Amphibol
umschliesst teilweise den Pyroxen und den Olivin, insofern man von Umschliessen reden darf,
weil die Hornblende immer kleinere Dimensionen aufweist als die anderen Gemengteile. Als
maximum Auslöschung in der prismatischen Zone wurde 20° gefunden. Zweifellos ist hier
die Hornblende primär.

Der Feldspat ist sehr .basisch, weil Auslöschungen von 40° in der symmetrischen Zone
beobachtet wurden. Zwilliv^sbildung kommt wenig vor und dann sind nur einige breiten
Lamellen ausgebildet. Darin und wann treten einige braunen und braungrünen Spinellkörner auf.
Auch Magnetkies, obgleich sehr spärlich, kommt vor.

Das Gestein ist besonders frisch; nur wenige Serpentinadern finden sich in dem Ohvin.
Der Feldspat ist zuweilen zeolithisiert.

S29. Harzburgit. (D. 8634). Gedeinsfragment, eingeschlossen in einem Hornblende-
pegmatit des JFai Nala.

Das Handstück, das dieselbe Farbe hat wie das vorige, zeigt an einem angeschliffenen
Teil ungefähr parallele dunkle Adern. Bei mikroskopischer Untersuchung ergeben sich diese
Adern als Serpentin, wozwischen katjiklastische, aber übrigens frische Teile des Gesteins
sichtbar smd.

Auch hier sind die Bronzite grösser als die anderen Gemengteile des Gesteins. Sie
sind wieder zum Teil linear-gestreckt und deutüch faserig. Die Lamellen verbreitern sich hin
und wieder. Die Spaltung ist schlecht ausgebildet und speziell die Prismaspaltung ist undeut-
lich. Neben dem Bronzit kommt auch ein nionokliner Pyroxen vor. Grössere Olivine treten
nur spärlich auf

Der feinerkörnigo Teil ist meistens sehr kataklastisch, wodurch eine Uebersicht über
die ursprüngliche Struktur ei-schwert wird. Doch ist an einem bestimmten Teile deutlich zu
beobachten dass hier das feinere Korn nicht ausschlieslich durch Kataklase entstanden ist.

Dieser Teil iiat ganz denselben Mineralbestand wie die feinkörnige Masse des vorigen
Gesteins während auch hier Feldspat und Hornblende zuletzt auskristiülisierten. Dermonokhne
Pyroxen\'hat Diallag-charakter. Eine gut ausgebildete Absonderung nach (100) ist vorhanden,
während die Auslöschung 40° beträgt. Der kleine rhombische Pyroxen ist dem Grossen ganz
ähnlich, nur fohlen die eingewachsenen Lamellen des monoklinen Pyroxens. Die Feldspate
(Bytownit, Anorthlt) sind selten als Zwillinge ausgebildet.

Die Serpentintoile des Gesteins bestehen ganz aus Chrysotil mit viel Erz. Die an den
Serpentin grenzenden grossen Bronzite wandeln sich in Bastit um. In den kataklastischen
Teilen hat der Serpentin bisweilen eine gelltgrüne Farbe.

9 3. Hurzbiirglt. (I). 8302). Anflehendes Gestein am Tg. Modjane .sHdö.\'lt;tlich von
Kaiboho.

DasHandstück ist dem Gestein 81 aus dem nächsten Kapitel völlig identisch. Für die
Beschreibung kann denn auch nach diesem Gestein vorwiesen werden.

Das Handstück ist dunkelgraugrün mit helleren Flecken. Die Bronzite fallen deutlich
auf. Auf Bruchflächen im Gestein kommt Blätterserpentin vor.

Der Schliff zeigt uns Serpentin und ein feinkörniges Gemenge, in dem grosse faserige
Bronzite, monokline Pyroxene, Bastite und braungrüne Spinelle auftreten. Der Bronzit zeigt
immer Spuren mechanischer Wirkung, wie undulöse Auslöschung, verbogene Lamellen u.s.w.
Auf den Spaltflächen in den Bronziten hat\' sich öfters Hornblende gebildet, während auch am
Bande kompakter Amphibol auftritt. Beim monoklinen Pyroxen lässt sich etwas ähnliches
beobachten. Einer dieser Pyroxene, der ein rundes Olivinkorn umschhesst, geht randlich in
Hornblende über, während auch um das eingeschlossene OUvinkorn ein schmaler Saum von
Hornblende auftritt. All diese Hornblende, welche niemals faserig ist, löscht gleichzeitig aus,
obgleich im Schliff die verschiedenen Teile nicht zusammenhängen. Der Bronzit wandelt sich
in Bastit um; dann bilden sich zugleich Stäbchen von Erz, welche immer der c-Achse des
Bronzits parallel liegen. Die Stäbchen haben bisweilen eine dunkelbraune Farbe und sind
dann den bekannten Einschlüssen des Hyperstehns nicht unähnlich. Der rhombische Pyroxen
ist jedoch optisch positiv, während auch Pleochroismus ganz fehlt. In den unversehrten
Kristallen findet sich keine Spur solcher Einschlüsse, sodass kein Hypersthen vorliegt.

In dem feinkörnigen Teil tritt kein Feldspat auf; nur Hornblende kommt vor. An
vereinzelten Stellen nimmt der Bronzit bisweilen sehr zu ; zwischen den Bronzitkristallen treten
dann Hornblende und Spinell auf, während Olivin nur spärlich vertreten ist.

In dem Bastit des serpentinisierten Teils lassen sich die früheren Biegungen und
Zerbrechungen des ursprünglichen Pyroxens noch gut beobachten.

Das frische, dunkelgraue Gestein zeigt unter dem Mikroskop ein feinkörniges, kataklas-
tisches Gefüge, in dem grössere Kristalle, Bronzit und monokliner Pyroxen auftreten. Diese
erreichen höchstens eine Grösse von 1 mm. Die Spaltung der Pyroxene ist sehr undeutlich.
Nur der lamelläre Bau und die niedrige Doppelbrechung der Bronzite gestattet eine sichere
Unterscheidung von dem Olivin. Alle Bestandteile des Gesteins sind gebrochen, nur hin und
wieder sind kleine Gruppen von Olivinkristallen gespart geblieben. Das Gestein enthält
hauptsächlich Olivin; Pyroxene treten nur vereinzelt auf Einer der Pyroxene schliesst einige
idiomorphen, scharf begrenzten Oktaederchen von grünem Spinell ein. Auch braungrüner Spinell
kommt vor in der Gestalt unregelmässiger Körner. Leukoxen findet sich ziemlich oft zwischen
den andern Gemengteilen.

Das Gestein ist sehr frisch; Serpentinadern in dem Olivin sind sehr späriich. Horn-
blende fehlt.

838. Lherzolith. (D. 8642). Anstehendes Gestein, iy^ K.M. westlich von Honitetoe.

Im Gegensatz zu allen anderen Handstücken hat dieses eine frische, hellgrüne Farbe
und ist deutlich körnig, während die glänzenden Pyroxene durch ihre dunkle Farbe deutlich
zwischen dem körnigen Ohvin hervortreten.

Der Dünnschliff zeigt ein körniges Gemenge von bis IV» mm grossen Olivinen neben
Pyroxenen, die eine Grösse von 4 mm erreichen können und hin und wieder etwas Feldspat.
In einigen Teilen ist die Korngrösse durch Kataklase viel kleiner geworden. Der Pyroxen,
welcher grossenteils zu dem Monoklinen gehört, hat einen schwachen Pleochroismus von
hellgrün bis hellrosa. Das Gestein enthält ziemlich viel Pyroxen. Die prismatische Spaltung ist
nur selten gut ausgebildet, ebenso wie die Absonderung nach (100). Auch lamellare Verwachsung
rhombischer und monokliner Pyroxene kommt vor. Eigenartig ist eine polysynthetische Zwillings-
bildung nach dem Orthopinakoid, welche oft bei den monoklinen Pyroxenen auftritt.

Der Olivin zeigt oft eine gute Spaltung nach den beiden vertikalen Pinakoiden, sodass
die Serpentinadern bisweilen schöne Rechtecke einschliessen. Der sehr basische und nur selten
verzwillingte Feldspat kommt meistens in länglichen Partien von mehreren Kristallen vor.
Hornblende fehlt auch hier.

In dem dunklen grünlichgrauen Handstück erkennt man sofort die glänzenden hell-
grünlichen Bronzite. Bei mikroskopischer Untersuchung ergibt sich als Mineralbestand dieses
Gesteins: grobkörniger Olivin, ebenso grosser Bronzit und Chromit. (Taf. II, Abb. 1).

Der Bronzit ist sofort kenntlich an den zahlreichen, gut ausgebildeten Spaltrissen und
den niedrigen Interferenzfarben. Die durchschnittliche Grösse der Kristalle beträgt ungefähr
3.bis 4 mm. Die verschiedenen Komponenten haben gegenseitig immer eine buchtige Begrenzung.
Nach eingeschlossenen runden Körnern des Olivins in dem Bronzit würde man letzteren als
jüngsten Gemengteil betrachten. Jedoch sind solche eingeschlossenen Körner gleich orientiert
mit einem der an den Bronzit grenzenden Olivine. Ebenso sind bisweilen zwei durch Olivin
von einander getrennten rhombischen Pyroxene gleich orientiert. Die beiden Bestandteile, Olivin
und Bronzit durchwachsen also einander und sind daher wohl gleichzeitig auskristallisiert.

Der optisch positive Bronzit hat eine gute Spaltung, sowohl nach den beiden vertikalen
Pinakoiden, wie auch nach dem Prisma, wobei die ersten Spaltrichtungen wohl am bebten
ausgebildet sind. In 838 war der monoklino Pyroxen oft polysynthotisch verzwillingt; in
diesem Gesteine tritt eine derartige Zwillingsbildung bei den Bronziten auf. Diese Zwillings-
lamelliering ist hier derartig ausgebildet, dass man den rhombischen Pyroxen für einen
Plagioklas halten könnte, wenn man nicht auf das Relief achtet.

Auch monokliner Pyroxen lindet sich im Dünnschliff. Dieser tritt aber niemals in
selbständigen grossen Kristallen zwischen den Olivinen auf, sondern begleitet nur die Bronzite
und kommt dann neben oder in diesen in kleinen Kristallen vor. Vereinzelt findet sich noch
ein schmaler Saum von monoklinem Pyroxen zwischen dem Bronzit und dem Olivin, welches
Gebilde einem Reaktionsrand ähnlich sieht.

Der Olivin ist fast ganz unversehrt und zeigt keine Spur dynamischer Wirkung;
höchstens löscht ein einziger Kristall schwach undulös aus. Randlich ist der Olivin meistens
von einem schmalen Serpentinrande umgeben. Von diesem Rande aus durchkreuzen zahlreiche
schmale Chrysotiladern den Olivin in allen Richtungen. Diese Serpentinisierung wird immer
begleitet von Magnetitbildung, wobei dieser sich in der Mitte einer Ader anhäuft und
nur selten unregelmässig in dem Serpentin verbreitet auftritt. In geringer Menge kommt
neben Magnetit auch Karbonat vor.

Randlich und auf Spalten des Bronzits findet sich eine faserige Substanz, vermutlich
Hornblende. Der Bronzit zeigt deutlich Spuren dynamischer Wirkung. So sind die Kristalle oft
verbogen, während auch einer der Kristalle entzwei gebrochen ist. Speziell an Stellen, wo
die Lamellen verbogen sind, finden sich Hornblendefasern; wahrscheinlich bildeten sich auch
diese unter Einfiuss von Druck.

Auch der Bronzit ist fast ganz unversehrt; bisweilen treten kleine Talkschüppchen
auf, während eine randliche Umwandlung in Bastit nur selten vorkommt.

Das Gestein enthält noch einen rötlichbraunen Chromit, der immer an den Bronzit
gebunden ist und am liebsten am Rande des Bronzits auftritt. Der Chromit bildet mit dem
rhombischen Pyroxen eine Art pegmatitische Verwachsung.

807. Harzburgit. (D. 8614). Änsfehendes Gestein an der Wasserscheide zwischen
Loemoli und Lohia Tala.

Das Gestein ist dem vorhergehenden völlig identisch. Nur ergibt sich im Dünnschhff,
dass die Serpentinisierung weiter fortgeschritten ist. Zahlreiche dicke Serpentinadern durch-
ziehen den Schliff. Rötlich brauner Chromit, sowohl in unregelmässigen Kristallen, wie auch
in der pegmatitartigen Verwachsung mit Bronzit, kommt vor.

863. Harzburgit. (D 8653). Anziehendes Gestein am Wai Eti, am Wege von Loemoli
nach Melilia.

Derselbe Typus wie die beiden vorigen Handstücke. Der Bronzit erreicht bisweilen eine
Grösse von 8 mm. Die Serpentinisierung ist weiter fortgeschritten als in dem vorigen Gestein.
Der Bronzit wandelt sich randhch in Bastit um. Hornblendefasern kommen wiederholt in dem
rhombischen Pyroxen vor.

Besonders deutlich ist hier eine mechanische Deformation des Bronzits. Fast alle
Kristalle löschen undulös aus; die Lamellen sind wiederholt gebrochen. Einer der Kristalle
zeigt drei Querbrüche; die Spalten der verschiedenen Teile bilden eine Zickzacklinie, weil der
Bronzit in der Richtung der Spalten (c-Achse) zusammengepresst wurde. In einem andern ist
ein Ende gleichfalls in einige Stücke zerlegt, wobei sich Olivinkörner zwischen die Fragmente
drängten.

Der Olivin zeigt keine Spur einer derartigen Deformation; undulöse Auslö.schung kommt
kaum vor, sodass die Deformation des Bronzits wohl protoklastischer Art ist.

Typus genau wie oben be.schriebenes. Im Dünnschliff Jässt sich kein Bronzit beobachten.
Da.s Gestein besteht ganz aus Olivin, wozwischen Anhäufungen von Talk vorkommen. Diese
Talkanhäufungen zwischen dem Olivin sind wohl Pseudomorphosen nach Bronzit. Die ursprüng-
liche Spalten des Pyroxenminerals werden bisweilen noch angegeben durch trübe Linien welche
sich oft senkrecht schneiden. Ein andrer Beweis, dass der Talk von Bronzit herstammt ist
die eigenartige pegmatitische Verwachsung von den Talkanhäufungen mit Chromit, welches
Mineral ausschUeslich in dem Talk auftritt. (Taf 11, Abb. 2 und 3). In den anderen Gesteinen
trafen wir diese Verwachsung nur beim Bronzit.

815«. Harzl)urgit. (D. 8813). Geröll aus dem Wai Mki, Kehenfluss des Wai Nala.

Wieder derselbe Tiefengesteinstypus. Nur wird die Umwandlung des Bronzits kompli-
zierter. Statt des völlig verschwundenen rhombischen Pyroxens finden sich Aggregate von
Talk, Serpentin, Bastit und Hornblende.

Der Talk tritt meistens randlich auf, während die Talkblättchen oft senkrecht zur
Umgrenzung der Aggregate stehen. Bisweilen auch war der Bronzit anscheinend in einigen
Feldern verteilt, wobei sich dann die Talkblättchen senkrecht zu diesen Verteilnngslinien
bildeten. Die Blättchen sind hier viel grösser als im vorigen Gestein.

Der blättrige Serpentin tritt meistens innerhalb der Talkumrandung auf. Die Blättchen
liegen meistens verwirrt durch einander,\' aber können auch wohl ungefähr wie der Talk bei-
sammenliegen. Die beiden Mineralien gehen allmählich in einander über.

Bastit ist nur wenig vorhanden, und kommt nur in der Mitte der früheren Bronzite
vor. Wo Bastit und blättriger Serpentin an einander grenzen, scheinen diese in einander
überzugehen. Der Bastit und der Talk sind aber scharf getrennt. Ersterer ist rings umgeben
von einem Talkrande. Der Bastit enthält oft dicke Adern von Karbonat; dieses findet man
übrigens auch zwischen den anderen Gemengteilen.

Die farblose Hornblende ist meistens als lange schmale Fasern überall zu finden, und
zwar hauptsächlich am Rande der Aggregate. Zwischen dem Serpentin des Olivins findet
sich kein Amphibol. Die Hornblende ist nicht an einem bestimmten Umwandlungsprodukt
der Bronzite gebunden; sowohl zwischen Talk und umringendem Olivin, wio auch zwischen
den Serpentin blättchen der Umwandlungsaggregate findet man sie. Es ist sehr gut möglich,
dass der Amphibol schon vor der Umwandlung des I^ronzits vorhanden war.

Talk und Blätterserpentin (Bastit) sind hier wohl nach einander entstanden. Wahr-
scheinlich haben postmagmatische Prozesse don Bronzit randlich in Talk umgewandelt (wie
z.B. S!), während erst nachtraglich die Vorwitterung das Innere serpentinisierte.

Das körnige Ilandstück ist anders gefilrbt wie die meisten vorigen Gesteine. Die Farbe
ist mehr bräunlichgrün mit schwarzen Flecken. Als Mineralbestand ergibt sich hier: Bronzit,
Olivin, monokliner Pyroxen und Spinell.

Der Bronzit bildet grosse faserige Kristalle, welche bisweilen iiolysynthetisch verzwillingt
sind. Die Verteilung des Bronzits und des Olivins, welche hier die Hauptgemengteile bilden, ist sehr
uuregelmnssig. Einige Teile des Gesteins bestehen ganzaus mehreren Bronziten, wozwischen viel
kleinere unregelmässige Olivinkristallo; in anderen Teilen fehlt der Bronzit und ist fast nur Olivin
vorhandon. Monokliner Pyroxen kommt spärlich vor. Die Kristalle sind viel kleiner als die
Bronzitkristalle. Serpenfinadern kommen vor.

832. Serpentin (D. 8685). Geröll aus dem Wai Kasoe, Nebenfluss des Wai Rioeapa.

Dieser Serpentin hat eine dunkle blaugraue Farbe mit grünen spiegelnden Flocken. Im
Schliff zeigt sich dieses Gestein als ein völlig serpentinisierter Harzburgit vom Typus 879
u.s.w. Der Olivin ist in Chrysotil, der Bronzit in Bastit umgewandelt. Eino pegmatitische
Verwachsung von Bronzit (jetzt Bastit) mit Chromit ist verbreitet. Hornblende fohlt ganz.

Die früheren Risse, in denen sich in den frischen Harzburgiten faserige Hornblende
fand, sind in den Bastiten noch gut wahrzunehmen. Man erkennt die Stellen im polarisierten
Licht deutlich an ihrem faserigen Charakter im Gegensatz zu der homogenen Bastitpseudo-
morphose. Auch diese Fasern sind in Serpentin umgewandelt.

Das Gestein ist der Nummer 815a (Peridotit) fast ähnlich. Nur ist die Serpentinisierung
w^eit fortgeschritten. Ueber das Zusammenvorkommen mit Gabbros, sieh Kap. IV.

857. Serpentin. (D 8649). Anstehendes Gestein aus dem Mittellauf des Wai Kaioatienoe.

Das Handstück zeigt mehr oder weniger dunkle und hellgrüne Bänder. Der Dünnschliff
zeigt uns nur wenig frische Reste (Olivinkörner, Bronzitreste, Hornblende, bräunlich grünen Spinell).

Die dunklen und hellen Bänder, welche wir im Handstück beobachten konnten, zeigen
im Schliff eine verschiedene Ausgestaltung des Serpentins. Der eine Teil des Gesteins besteht
aus breiten Adern, welche mit ziemlich grobfaserigem Chrysotil ausgefüllt sind. Diese Adern
sind nicht an eine bestimmte Richtung in den Kristallen gebunden, aber durchschneiden
alle Bestandteile in derselben Richtung. Es sind wohl frühere breite Spalten, welche durch
Zerr- oder Druckkraft entstanden, und von denen aus die Serpentinisierung des Gesteins
anfing. Hier ist der Serpentin fast farblos, während der Magnetit sich immer in der Mitte
der Spalten anhäuft. Reste ursprünglicher Minerale fehlen ganz. Weil nur wenig Bastit
zwischen diesem Chrysotil vorkommt, muss wohl hauptsächlich Olivin vorhanden gewesen sein.

Der andere Serpentin bildet ein dichtes Netz mit schmalen Adern. Es hat sich hier
eine feine Maschenstruktur ausgebildet. Der Magnetit häuft sich aber nicht in der Mitte dieser
Adern an, sondern umringt randhch als feine Körnchen die letzten Reste dos OUvins. Auch ist
oft sehr fein verteiltes Erz an die Stelle der rundlichen Olivinreste getreten. Dieser Serpentin
vertritt die dunklen Bänder.

Im SchHff findet man Serpentin mit schöner Maschcnstruktur. Olivinreste sind verbroitot.
Bronzit tritt in kleinen Kristallen auf, welche bisweilen an jeder Seite in Hornblende übergehen.
Auch monokliner Pyroxen tritt auf. Rotbrauner Chromit und unregelmässigo Magnetitkristalle
kommen vor.

Ausser diesem unregelmässigen Auftreten von Magnetit finden sich noch Zonen in diesem
Gestein, wo in dem Serpentin immer reihenförmigo Anhäulungen idiomorpher kleiner Magnetit-
kristalle liegen. Diese sind an bestimmte Stellen des Serpentins gebunden; letzterer zeigt dann
einen andern Charakter als der Maschenserpentin. Die eigenthche Maschenstruktur fehlt ganz.
In einer sehr dichten, schwach polarisierenden Masse, welche Chrysotil ähnlich sieht, liegen
zahlreiche Blättchen von Antigorit, die durch ihre etwas sUlrkero Doppelbrechung deutlich zu
erkennen sind. Auch Reste von Olivin treten hierin auf.

853. Serpentin. {D. 8786). Anstehendes Gestein (nn Mittellanf des Wai Kaioanenoe.

Das Handstück zeigt parallele Bänder von einer dunklen und hellgrünen Farbe. Auch
hier entstehen diese Bänder durch eine verschiedene Ausbildung des Serpentins, nämlich in
Streifen mit breiten Adern von Chrysotil, welche einander ungefähr parallel sind und kaum
Maschenstruktur zeigen, oder in Streifen mit guter Maschenstruktur und zahlreichen kleinen
Resten der ursprünghchen Gemengteile. Im ersten; Falle ist die Farbe heller.

Das Handstück ist grün mit dunkelgrauen Adern. Es kommen keine Reste ursprünglicher
Minerale mehr vor. Die dunklen Adern bestehen aus grobfaserigem Chrysotil, wobei sich am
Rande der Adern viel Erz angehäuft hat. Der Chrysotil geht hin und wieder in Antigorit über.

In dem grünen Teile des Gesteins fehlt das Erz und tritt viel Bastit auf, welcher
meistens undulös auslöscht.

Auf Bruchflächen des Handstücks hat sich oft viel Calcit angesiedelt, der einen Teil des
Handstücks als eine Kruste überzieht.

Unter dem Mikroskop beobachtet man hauptsächlich Serpentin und Hornblende, woneben
verschiedene andere sekundäre Mineralien auftreten. Dio xenomorphen Hornblenden liegen
meistens als Anhäufungen mehrerer Individuen kreuz und quer durch einander. Diese Hornblende
ist farblos oder schmutzig gelb, mit gut ausgebildeter Prismaspaltung. Verschiedene Kristalle
führen so viel Erz, dass sie undurchsichtig werden. Zwischen den Hornblenden findet sich
überall viel Chlorit und Talk. Die Räuder der Hornblende sind oft ausgefasert. Scharfe Nadeln
dringen (iftors vom Rande her in den Chlorit. Diese Nadeln, welche bisweilen abgebrochen
sind, haben ebenso wio mehrere langsäulenformige Kristalle immer eine gute Absonderung

Der Bronzit ist in diesem Schhff nur spärlich vertreten. In einem zweiten Schliff desselben
Gesteins wurde aber viel Bronzit gefunden, dagegen wenig Hornblende und Chlorit. Der Bronzit,
der oft randlich in Hornblende übergeht, wandelt sich oft in Talk om. Oflenbar ist also dio
Hornblende sekundär aus Bronzit hervorgegangen. Auch monokliner Pyroxen tritt auf, doch

Der Amphibol wandelt sich zuerst in Talk mit vollstilndig parallelen Fasern um. Diese
l\'soudomorphose ist schwach pleochroitisch von hellrosa mit Stich ins Gelbe bis farblos. Aus
diesem Mineral bildet sich der Chlorit in ebenfalls homogenen Pseudomorphoson.

Im Schliff zeigt sich sehr feinfaseriger Chrysotil mit gut ausgebildeter ^[aschenstruktur,
in dem Aggregate von Talk, Chlorit und Hornblende vorkommen. Der Talk ist meistens umgeben
von Hornblende, welche in zahlreichen scharfen Nadeln vom Rande her in den Talk dringt. Auch
kommen Talk- und Hornblendefasern vor.

Der Chlorit bildet sehr hollgrüne, nicht pleoehroitixcho Partien in rundlicher, eirunder oder

langgestreckter Form. Dieser Chlorit, welcher durch die blauen Interferenzfarben deuthch zu
erkennen ist, wird immer umgeben von meistens kreuz und quer durch einander liegenden Hornblende-
fasern. Die kleineren Partien haben oft einen schmalen Rand von Talk. In der Umrandung des
Talks oder der Hornblende findet sich oft ein Kranz von radialen Chloritfasern, die im gewöhn-
lichen Licht durch die hellgrüne Farbe schon auffallen und auch schwach pleochroitisch sind. Es
finden sich nur noch sehr wenig Reste von Bronzit und monoklinem Pyroxen.

Unzweifelhaft vertretende Talk-Chlorit-Hornblende-Aggregate die Pyroxene. Die Beziehungen
zwischen dem Talk und dem Chlorit und ihr Verhalten zur Hornblende ist nicht deutlich.

815. Serpentinbreccie. (D. 8621). Geröll aus dem Wai Niki, Nehenfluss des Wai Nala.

Diese Breccie besteht aus unregelmässigen, splitterigen Fragmenten eines dunklen Serpentins,
zwischen denen ein grünes, blätteriges Mineral und Calcit vorkommen. Unter dem Mikroskop
zeigt es sich, dass diese Breccie aus eckigen Stücken von feinfaserigem Chrysotil, verkittet von
Calcit und Antigorit, zusammengesetzt ist. Der Chrysotil enthält viel Erz und wird bisweilen
fast ganz von Magnetit verdrängt. Hin und wieder finden sich im Chrysotil Stellen, die aus
feinfaserigem Chlorit bestehen, welche sich durch die hellgrüne Farbe deutlich vom Serpentin
unterscheiden. Der Chlorit, der keinen Pleochroismus zeigt, kann auch den Chrysotil ganz ersetzen.
Die Interferenzfarben sind normal, nur sporadisch treten die blauen Farben auf

Der Antigorit löscht immer undulös aus; Verlegung der Fasern, bisweilen sogar
Tordierung und gespaltene Kristalle weisen auf dynamische Prozesse hin. Der Antigorit ist
sehr klar Erz kommt fast nicht vor und nur in Form einiger idiomorphen Magnetite. Der
Calcit bildet unregelmässige Körner, die überall in Partien zwischen dem blätterigen Serpentin
verbreitet liegen.

In einer vorziigliciien Arbeit unter dem Titel „Geologisch Overzicht van het Oostolijk
gedeelte van den Oostindischen Archipelquot; \') gibt Brouwer eine Uebersicht von dem Auftreten
der Sediment- und Eruptivgesteine in diesem Teil des Archipels. So kommen nach ihm
Gabbros und Diabase auf vielen Inseln vor; Perodotite haben eine grosse Verbreitung aul
Timor, Halmaheira, Waigeoe, Ambon u.s.w.

Das geologische Auftreten der Peridotite auf der letztgenaimten Insel zeigt eine grosso
Uobereinstimmung mit dem Vorkommen derselben Gesteine auf West-Ceram, was im Zusammen-
hang mit der geographischen Lage dieser beiden Inseln, welche nur durch eine Soeonge getrennt
werden, nicht befremdet. In einer Hinsicht ist Ambon verschieden von der so nahe liegenden
Insel Ceram. Während nämlich kristalline Schiefer auf Ceram sehr verbreitet sind, wurden
diese auf Ambon niemals angetroffen.

Aus verschiedenen Besonderheiten aus einer Arbeit Verbeeks -) kann man schlies-
sen, dass die entsprechenden Ambonschen Gesteine sowohl geologisch wio petrographisch
grosse Ueboreinstimmung zeigen mit denen Cerams. Nach Verbeek kommt bei Kap Sori der
Granit als Gänge in dem Peridotit vor. In den von Kutten an Kap Seri gesammelten Gesteinen
treten schriftgranitische Gänge auf. Die Granite vom Ambon sind hauptsächlich Biotitgranite,
welche nicht selten Cordierit enthalten. Einige Granite, z. B. dio in dem Wai Ha, am Woge
Ambon-Roetang, sind mehr oder weniger schiefrig und gleichen einem Gneise.

Auch aus der Boschreibung Sciiroeder van der Kolks •\'\') ergibt sich eine Uobereinstim-
mung verschiedener Biotitgranito Ambons mit denen von CerauL Nach Sciiroeder van der
Kolk tritt der Quarz in zwei Generationen auf, wobei er mehr oder weniger idiomorph sein
kann; der Quarz zeigt dann die pyramidale Form. Speziell ist diese idiomorphe Form deutlich
entwickelt, wenn der Quarz in dem Feldspat eingebettet liegt.

gt;) Jivarbook vaii liot Mijnwozeii in Noderlaudsch Oost-rndiö, 1917. Vorliandelingen, tweode gedoelte.

-) C.eologiacho Beschrijving van Ambon, door R. D. M. Vkhbkkk. Jaarboek van liot Mynwezon in
Nedorlandsch Oost-Indiö, 1905. Wetonschappelijk gedeelte).

S) J. L. C. sciirokdeu van dkr Koi.k. Mikroskopische Studien aus den Molukkon. 1. Gesteine von
Ambon und den Uliassern. (Jaarboek van bot Mijnwezen in Nederlandsch Oost-Indiö, 1895. Wetenschappelijk
(vervolg) en Technisch-Administrutief gedeelte).

Die Peridotite Ambons gehören alle den Harzburgiten an. Die Gesteine Ambons zeigen
also viele Anklänge an denen Cerams. Auch die Granite und Gneisgranite Ambons scheinen,
wenigstens teilweise, aus einem pegmatitischen Magma, das in der Tiefe fremde Gesteins-
fragmente aufnahm, hervorgegangen zu sein. „In situquot; injizierte Schiefer fehlen auf Ambon.
Verbeek erklärt auch den Cordieritgehalt der Granite aus eingeschmolzenen fremden Gesteins-
fragmenten.

Was das Alter dieser Gesteine betrifft, kommt Martin zu der Annahme, dass der
Peridotit von Süd-Hoeamoeal lagerartig in den Gneisen und Glimmerschiefern auftritt und
somit dem kristallinen Grundgebirge angehört. Obgleich Martin diese Meinung nicht auf alle
Peridotite Cerams überträgt, hält er diese doch auf Grund ihrer geographischen Verbreitung
für sehr alte Eruptivgesteine. Mit der geographischen Verbreitung meint Martin das immer
Auftreten von Peridotiten und Peridotitgeröllen in Gesellschaft von Glimmerschiefern und Gneisen.

Verbeek hielt die Granite Ambons für praepermisch. Er gründete diese Meinung auf
die Tatsache, dass eine Sandsteinformation von Ambon, die nach den „nicht sehr deutlichen
Versteinerungenquot; zum Perm oder Permocarbon gehört, aus Grus dieser Granite zusammen-
gesetzt ist. Da nun der Granit gangförmig in dem Peridotit auftritt, also „jüngerquot; ist als diese,
muss der Peridotit wohl praepermisch sein.

Brouwer meint aber, dass das Alter der Sandsteinformation durch die daszwischen-
gelagerten Kalksteinschichten nicht mit Sicherheit bestimmt werden konnte. Die Facies
erinnert, nach Brouwer, stark an die Ober-Triasgesteine in Flyschfacies, welche auf Ceram
weitverbreitet sind. Weiter enthalten die Sandsteine Ambons farblosen Glimmer, sodass, nach
demselben Autor, vielmehr kristalline Schiefer, die auf dem naheliegenden Ceram grosse
Oberflächen einnehmen, sich an der Zusammenstellung beteiligt haben.

Auch Kutten *) betrachtet die Ansicht Verbeeks, dass die Granite und Peridodite älter
sein sollten als die Sandsteinformation, aus verschiedenen Gründen als nicht gesichert. Veubeek\'^)
nimmt in einer spätem Verhandlung ein triadisches Alter der Sandsteinformation an.

Die Untersuchungen von Kutten und Hotz ®) auf Kellang scheinen zu beweisen diws
die Peridotite nicht älter sein können als jungmesozoisch. Ueber knolligen Tonschiefern liegt
hier (Kellang) ein kleines Serpentinmassiv. An der Basis sind diese Tonschiefer stark vor-
kieselt und diese Verkieselung nimmt schnell ab, wenn man sich von der Serpentingrenze
entfernt, wobei allmählich Uebergänge nach den unveränderten Tonschiefern auftreten. Dio
beiden Forscher fassen die.se Silifizierung als eine Kontakterscheinung auf. Diese Meinung
wird dadurch unterstützt, dass in der verquarzten Zone noch verschiedene Lagergänge von

1) K. Martin. Reisen in den Molukken, in Ambon, den Uliassern, Soran (Ceram) und üuru (Jeolot^iKrl.nr

4) L. M. R. RÜTTE.V. Uit het eerste Verslag over do geologisci.e expeditie nimr Ceram (Tiidsdnift v«,,
het Koninklijk Noderlandsch Aardrijkskundig Genootschap, 1918. S. 119).nbsp;uijascmiit \\an

R. D. M. Verbeek. Opgave van geschriften over geologie en mijnbouw van iNederiandsch Oost In.Ilt.
Eerste vervolg.nbsp;w^it-uiui«,.

6) L. Kütten und W. Hotz. De geologische expeditie naar Ceram. Negende Verslatr rTüHc.i
het Koninklijk Nederlandsch Aardrijkskundig Genootschap. 1919;.nbsp;vorsiag. (iijdschnft van

Serpentin vorlcomiiien. Solche Sihfizierungen, an einem Kontakt von Sedimenten mit basischen
Eruptiva, treten in dem Archipel öfters auf. Es möge dahingestellt bleiben, ob die Auffassung
als Kontakterscheinung richtig ist. Immerhin ist die MögUchkeit, dass hier nur Verwitterungs-
prozesse der Peridotite vorliegen, nicht ausgeschlossen.

Der geologische Zusammenhang zwischen den Graniten und Peridoditen Cerams und
zwischen denselben Gesteinen von Ambon, ist wohl derselbe. Auch auf Ambon liegen die
Granite als gangförmige Massive in dem Serpentin, während aplitische Gesteine (Pegmatite)
den Peridotit durchziehen.

Spuren von Kontaktmetamorphose (Granit an Peridotit) wurden auf Ceram nur wenig
angetroften. Wohl konnte man an verschiedenen Stellen der Grenze beider Gesteine gut folgen,
aber dann war sowohl der Granit wie der Serpentin in der Kontuktzone stark verwittert.
Eine Ausnahme macht das Gebiet von Tg. Modjane. i).

In der schon mehr genannten Uebersicht Brouwers, bemerkt dieser Autor, „dass
Granite, Diorite, Gabbros und sogar ultrabasische Gesteine oft in inniger Beziehung zu
einander vorkommen und bisweilen durch Uebergänge verbunden sind. Auch dort, wo Granit-
gängo in den Peridotiten auftreten, ist es also möghch, dass diese Gesteine nur wenig jünger
sind als dio Peridotite und z.B. durch Spaltung aus demselben Magma entstanden sind.quot;

Schon im ersten Kapitel wurde auf einen derartigen Zusammenhang, wio Brouwer
meint, hingewie.sen. Die Gneise stellen injizierte Schiefer vor, dio Granito Mischgesteine, welche
hervorgegangen sind aus der Mischung von Pegmatiten mit Schiefermaterial. Im Gebiete von
Kaibobo treten also neben ultrabasischen Gesteinen (Peridotiten), sehr saure (Granitpegmatite)
auf. Ausser diesen Grauitpegmatiten findet man an verschiedenen Stellen noch zahlreiche
Gänge eines andorn Gesteins, ebonfiills von pegmatitartigem Habitus, das hauptsächlich aus
Hornblende und sehr basischem Feldspat besteht, welches Gestein im vierten Kapitel als
Hornblendepegmatit beschrieben werden soll.

Am Kontakt bei Tg. Modjane sind dio an einander grenzenden Granito und Peridotite
grösstenteils gut erhalten geblieben. Einige Gesteine sind sogar noch völlig frisch. Dr. Hotz,
der diese Gegend erforschte, hatto dio Güte, mir seine Tagebuchnotizo abzutreten. Da es der
einzige gut aufgeschlossene Kontakt aus dem Gebiete Kaibobos ist, lasse ich hier dio Notizo
unverkürzt folgen: „An der Südseito dos Tg. Modjane grosso Blöcke von Serpentin (73, 7-i).
Am\' Tg. Modjano auf ca (50 M. Länge z.T. verwitterter Granit anstehend (75), z.T. auch
gneis.sartig entwickelt (7G). An seinem nördlichen Endo dunkelgraues, sehr hartes Kontakt-
gestein (77, 78); dann goflocktes Kontaktgestein mit dunklon Einschlüssen (79). Ganze
Kontaktzono ca 40 M. breit. Dann folgt wieder Granit, ca 8 M. breit (alles in 0. N. 0.
Hichtung). Hierauf Blockfeld von Kontaktgestein und dunklem Seriientin, hält ca 100 M. an.
Dann wieder Granit ca 200 M. weit, Richtung N. W. Granit wird stark schiefrig. Zuletzt
foigt dunkler Serpentin, daneben Amphibolit? (80), .sehr frischer, heller Serpentin (81).quot;

Dio Granite des Tg. Modjane sind noch am best^in zu vergleichen mit denen des
Mas.sives östlich Kaibobo. Das Gestein 75 zeigt eine Neigung zur Porhyrstruktur, während
dio Nummer 7(3 dünnschiofrig ist und ebenfalls oinsprenglingsartige Feldspate und Cordierite
aufweist. Dio Schiofbrung des letztgenannten Gesteins ist z.T. eine sekundäre Druckschieferung,

da hier der Quarz zu feinem Grus zertrümmert ist. Beide Gesteine sind sehr verwittert.
Ausser diesen Graniten müssen hier auch Pegmatite vorkommen, weil der Pegmatit 931
(Sieh: Kap. I) westhch des Tg. Modjane gefunden wurde.

73, ein Hornhlendeperidodit, dessen Hornblende und OUvin einander ungefähr die
Wage halten.

77, : Völlig serpentinisierter Peridotit, wahrscheinUch ursprünglich von gleicher Zu-
sammensetzung wie 73.

Ausser diesen Peridotiten ist die Nummer 78 ein gabbroides Ganggestein, das man am
besten einen Odinit nennen kann, w^ährend 74 und 79 beide Breccien sind und zwar 74 eine Breccie,
die aus Hornblende, verkittet von saurem Feldspat, besteht und 79 eine Oligoklasbreccie, wobei
Oligoklaskristalle von feinkörnigem Plagioklas und Chlorit verkittet werden.

Die Bildung dieser Eruptivbreccien weist darauf hin, dass hier keine Differentiation des
Magmas „in Situquot; stattgefunden hat, sondern dass der Pegmatit erst nachträgUch in den Peridotit
drang. Das Material der Breccien stammt wohl teils von dem Pegmatit, teüs auch von dem
Peridotit her.

Aus dem immer zusammen Vorkommen der Peridotite und Pegmatite darf man wohl
schliessen, dass diese beide eine geologische Einheit bilden. Die Pegmatite müssen aufgefasst
werden als ein Residu, das während der Eruption der Peridotite im Magmaherde zurückbUeb
und später in deren Spalten drang. Auch können folgende Betrachtungen zur Unterstützung
dieser Meinung dienen.

Alle Peridotite in der unmittelbaren Nähe der Granite (Tg. Modjane) enthalten eine so
gut wie farblose Hornblende, die in der Breccie 74 einen Hauptbestandteil bildet. Der Amphibol
aus dieser Breccie stammt wohl von dem Peridotit her, während das Kittmaterial von dem
Pegmatit geUefert wurde. Auch in den Peridotiten, welche an die Hornblendepegmatite grenzen,
kommt eine farblose Hornblende vor. Zugleich haben diese Peridotite mit den vorigen gemein,
dass sie meistens schieferig sind. Diese Schieferung muss unzweifelhaft einer Druckwirkung
zugeschrieben werden. Geschieferte Peridotite kommen nur in der Nähe der Pegmatite (Granite)
vor. Doch können auch die hornblendeführenden Peridotite ungeschiefert sein, wie 81, aber auch
dann zeigen viele Mineralien in diesen Gesteinen ebenfalls eine Druckwirkung.

In den Peridotiten Westcerams kommt der Amphibol nur in denjenigen Gesteinen vor,
die unmittelbar an die Pegmatite grenzen. Letztere haben also einen derartigen Einfiuss auf
die Peridotite ausgeübt, dass Hornblende entstand. Welche Faktoren haben die Bildung der
Hornblende bestimmt?

Eine Druckwirkung ist wohl vorhanden gewesen. Die Bildung lt;ler Eruptivbreccien liängt
mit dieser zusammen. Ebenso muss die Schieferigkeit der angrenzenden Peridotite im Zusammenhang
mit einem durch die eindringenden Pegmatite ausgeübten Druck stehen. Dass diese Peridotite
während der Auskristallisierung ihre Parallelitilt erhielten, geht wohl aus der einseitigen Streckung
der Bestandteile, wie Olivin und Hornblende hervor. Die Kristalle zeigen dabei meistens keine
Spur einer Zerstückelung. In anderen dagegen mit deutlich kataklastischen Erwcheiiuingen findet
sich gar kein Amphibol. Das nebeneinander Vorkommen protoklastischer und kataklastischer
Erscheinungen erschwert eine richtige Beurteilung.

Dass aber die Hornblende nicht ohne mehr als Kontaktmineral aufgefasst werden darf,
ergibt sich aus der Tatsache, dass der Amphibol in vielen Gesteinen deuthch zuletzt auskristallisierte.
In vielen hornblendeführenden Peridotiten kann man einen feinkörnigen und grobkörnigen Teil
unterscheiden, wobei immer nur der erste Teil Amphibol enthält. So besteht das Gestein 81
aus grossen Bronziten und Ohvin und aus einem feinkörnigen Gemenge dieser Mineralien neben
Hornblende. Der grosse Ohvin tritt in Gruppen mehrerer Kristalle auf. Einige Gesteine erhöhen
ihre Schieferigkeit durch die Tatsache, dass grosse und kleine Ohvine wechsellagern. Ausser dem
Vorkommen von Hornblende gibt es noch andere Unterschiede zwischen den fein- und grobkörnigen
Teilen. So tritt im feinkörnigen Teil oft Plagioklas auf, insofern Peridotite vorliegen, die an die
Hornblendepegmatite grenzen. Weiter ist der Bronzit in diesem Teile nimmer parallel mit
monoklinem Pyroxen verwachsen, sondern sie treten neben einander auf. Es hat also eine Entmischung
der beiden Komponenten stattgefunden.

All diese Erscheinungen weisen darauf hin, dass die feinerkörnigen Teile der Peridotite
unter ganz anderen Umständen auskristallisierten als die grobkörnigen. Diese Aenderung
in den Erstarrungsbedingungen des Gesteins müssen wohl dem Eindringen der Pegmatite
zugeschrieben werden.

Es mag sein, dass der letzte Teil des noch nicht vöUig erstarrten Magmas unter Einfluss
des Pegmatits als Hornblendeperidotit auskristallisierte, oder dass durch das Eindringen der
Pegmatite der schon verfestigte Peridotit wieder teilweise in Lösung ging, wobei unter Einiluss
von Druck, flüchtigen Bestandteilen und niedriger Temperatur sich Amphibol bildete. Die
grösseren Bronzite und die Gruppen von grösseren Olivinkristallon würden dann Relikte des

Der Unterschied in Korngrösse zwischen den Granitpegmatiten (Kai). 1) und den
Hornblendepegmatiten (Kap. 4) ist sehr auftallend. Auch die hornblendeführenden Teile der
an beide Arten von Pegmatiten grenzenden Peridotite zeigen bisweilen einen entsprechenden

Wahrscheinlich gehört das Eindringen der Hornblendepegmatite einer früheren Periode
an als die Kntstehung der Granitpegmatite.

Das sehr dunkle Ilandstück ist dicht und deutlich scliieferig. Parallele, fast schwarze
Schichten w(gt;chseln mit dunkelgraugrünen ab. Bei mikroskopischer Untersuchung ergibt sich,
dass die schwarzen Schichten aus völlig serpentinisiertem Gestein bestehen; dieser Serpentin
enthält viel Erz.

Dio frischen Teilo des Dünnschlills l)estehen fast ganz aus einer farblosen Hornblondo
und Olivin, wobei jedes dieser Mineralien in fast gleicher Menge auftritt. Beide Mineralien
sind in einer Richtung gestreckt; sie liegen inmitten einer sehr feinkörnigen Masse, welche
aus Trünnnern, hauptsächlich von Olivin herstammend, besteht.

Der farblose Olivin ist, ebenso wie die Hornblende, immer xenomorph. Beide Mineralien
löschen undulös aus und erreichen selten eine Grösse van 0,2 mm. Auch Pyroxen kommt vor.

obgleich in geringer Menge. Es ist ein farbloser Bronzit, der sich meistens randlich, aber auch
wohl auf Spalten in Talk umwandelt. Hin und wieder geht der Bronzit in kompakte Horn-
blende über. Sowohl Hornblende wie Bronzit wandeln sich in Bastit um.

Das schwere Handstück hat eine grünlich graue Farbe und besteht aus ungefähr 1 cm
grossen grünlich, deuthch gebogenen und gebrochenen Kristallen, die in einer feinkörnigen
Masse von grauer Farbe eingebettet liegen.

Unter dem Mikroskop zeigt sich, dass dieses Gestein aus grossen grünhchen Hornblende-
kristallen besteht, welche nur selten eine geradhnige Begrenzung aufweisen. Diese Kristalle
sind umgeben von zahlreichen Amphibolfragmenten, wozwischen sich ein feinkörniges
Feldspatgemenge drängt. Die kleineren Feldspatkörner greifen unregelmässig, oft zahnförmig
in einander.

Die nicht pleochroitische Hornblende ist überall gebrochen und ausgefasert. Oft ist ein
Kristall entzwei gebrochen, wobei der Feldspat zwischen die zwei ausgefaserten Hälften
gedrungen ist. Von den grösseren Kristallen sind oft Fragmente abgerissen, welche jetzt in
dem Feldspatgemenge eingebettet liegen. Die Spaltlinien des Amphibols sind nicht scharf;
c : c = 18°. Zwillingsbildung nach (100) kommt viel vor.

Der körnige Feldspat, welcher hier die Hornblende verkittet, gehört einem sauren
Plagioklas an (Oligoklas bis Albit). Die kleinen Feldspatkörner, die niemals verzwillingt sind,
löschen immer undulös aus, jedoch weniger stark als die Hornblende. Erz fehlt so gut wie
ganz. Zwischen den Feldspaten treten hin und wieder feinkörnige Aggregate von fiist farblosen
Chloritsphaerohthen mit normalen Interferenzfarben auf.

Das verwitterte Ilandstück zeigt eine helle Farbe und hat ganz den Charakter eines
feinkörnigen Biotitgrau its. Der Schliff zeigt uns ein körniges Gemenge von Orthoklas
und Quarz, in dem die Plagioklase, Cordierite und Biotite einsprenglingsartig auftreten. Der
Orthoklas ist meistens in Serizit umgewandelt, nur an einer Stelle kommt ein grösserer
Orthoklas mit eingeschlossenen Quarzen vor, was wieder erinnert an die vorigen Granite.

Der Cordierit ist wieder zu erkennen an der Bechteckform. Die ursprüngliche Substanz
findet sich nirgends; immer treten Verwitterungsprodukte auf In den Pseudomorpho.sen kommt
viel Biotit und Quarz als Einschluss vor, während in einem der Pinite noch deutlich Silliman-
nitnadeln zwischen den Muscovitschüppchen zu erkennen sind. Der Glimmer in dem Pinit kann
nahezu parallel liegen.

Der Plagioklas erreicht bisweilen eine Grösse von 2 mm. Zonarer Bau kommt viel vor.
Frische Plagioklase sind selten, meistens ist entweder der Kern oder das ganze Mineral in
Zeolithe und bisweilen in Serizit umgewandelt. Der sehr dunkle Biotit bildet unregelmässige
Flecken; das Mineral ist oft verwittert.

Das Gestein ist dünnschieferig und hierdurch einem Schiefer ähnlich. Im Dünnschliff
findet man ganz zertrümmerte Quarzkörner, in denen buchtige, dünne Biotitschlieren auftreten.

Der Quarz bildet tiier feines Grus, in dem Orthoklase, Plagioklase und Cordierite einspreng-
Ungsartig vorkommen.

Alle grösseren Kristalle sind bisweilen idiomorph, meistens aber abgerundet. Sie
löschen immer undulös aus. Einige Plagioklase sind entzwei gebrochen, wobei der Quarz
zwischen die beiden Hälften gedrungen ist. Der Plagioklas ist immer zonar gebaut. Um einen
oft idiomorphen Kern hat sich ein einziger breiter Rand geformt, der immer eine niedrigere
Lichtbrechung als der Kern zeigt. Letzterer ist oft zersetzt und umgewandelt in Serizit oder
in Zeolithe. Nur selten ist dieser Feldspat verzwiUingt.

Die Cordierite, oder besser die Cordieritpseudomorphosen, entsprechen völlig denen aus
dem vorigen Schhff. Der Biotit tritt immer schherenförmig auf, Apatit kommt dann und
wann in Kristallen vor, die auch gebrochen sind und deren Körner in einer Reihe in der
Richtung der Biotitschlieren liegen. Zirkonkristalle, teils idiomorph, sind verbreitet. Auch die
aus dem ersten Kapitel so bekannten Myrmekite fehlen, hier nicht und treten ebenfalls am
Rande des Orthoklases auf. Der Orthoklas ist niemals grösser als der Plagioklas und enthält
sporadisch Quarzkörner eingeschlossen.

Die Schieferigkeit des Gesteins kann vielleicht ausschliesslich der hochgradigen Kataklase
zugeschrieben werden, aber es ist nicht unmöglich, dass sie primär ist.

Dieses Gestein ist sehr verwittert und zeigt eine schwach entwickelte Schioferung.
Der Schliff zeigt ein ganz serpentinisiertes Gestein; von frischen Mineralien findet man
nur an einer Stelle noch etwas Hornblende. Die ungefilhr parallele Streckung der übrig gebhebenen
Hornblenden weist auf eine ursprüngliche Schieferigkeit des Gesteins hin. Wahrscheinlich war
das Gestein der Nummer 78 identisch.

Es ist ein dichte.s, homogen gefärbtes Gestein von dunkelgrauer Farbe, das im Dünn-
schliff eine Grundmasso von leistenförmigen Feldspaten und Uralitsäulchen mit Einsprenglingen
von Augit und Plagioklas zeigt. Die Augiteinspronglinge haben eino achtseitige Begrenzung.
Fast innner sind dio Kristalle ganz oder randlich in schmutziggrünen Uralit umge-
wandolt. Dio fast quadratische Spaltung ist gut wahrzunehmen. Zwillingsbildung nach (100)
kommt vor. Es gibt wenig Einsprenglinge. Mittelgrosse, unregelmässigo Kristalle bilden
einen Uoborgang zwischen den idiomorphen Augiten der ersten Generation und den Uralit-
säulchen aus der Grundmasse.

Auch FeldspateinHi)renglingo sind spärlich. Diese Einspronglingo sind tafelförmig nach
M. Auch hier bilden grössere, leistonförmigo Feldspate einen Ueborgang nach den Plagioklasen
der Grundmasso. Die Plagioklaseinsprcnglinge sind idiomori)h. Einige Kristalle haben sich in
Serizit umgewandelt. Bisweilen finden sicli Albitadern mit leinen Hornblendenadeln in den
Kristallen, während in einem Einsprengling der Kern von Uralit ausgefüllt ist.

Der leistenförmige Feldspat der Grundmasse ist immer verzwillingt. Dio Zusammen-
setzung der Feldspate wechselt von Labradorit bis Bytownit, während auch Anorthit vor-
kommt. So konnte einer der tafelförmigen Einspronglingo als Anorthit bestimmt werden.

Alle Bestandteile des Gesteins löschen undulös aus, während auch andere Spuren von

Kataklase, wie gebogene Kristalle, Austäserung der dunklen Gemengteile u.s.w. auftreten.
Die Hornblende aus der Grundmasse ist faseriger Uralit, der wohl aus Augit hervorging.

Quarz ist in diesem Gesteine nicht geradezu selten. Offenbar ist dieser sekundär, weil
er hin und wieder gangförmig auftritt und dann neben Chlorit und Mineralien aus der
Epidotgruppe vorkommt. Der Quarz enthält oft als Einschlüsse feine grüne Hornblendenadeln.
Zoisit und Epidot kommen neben Quarz auf schmalen Spalten vor, welche oft von Uralitfasern
umsäumt werden. Kleine Erzkörner mit Leukoxenrändern kommen oft vor.

Das Handstück ist feinkörnig und grau mit weiss gefleckt. Der Schliff zeigt ein
breccienartiges Gemenge, das aus etwa 1 mm grossen Feldspaten besteht, die von feinkörnigem
Plagioklas und Chlorit umringt werden. Die grossen isometrischen, bisweilen fast idiomorphen
Feldspate, löschen immer undulös aus und sind oft zonar gebaut, wobei der Kern immer
einen höheren Brechungsindex zeigt als der Rand. Zwillingsbau kommt viel vor; die Lamellen
sind immer unregelmässig gestaltet und selten scharf Kerne mit mehreren Schalen von
innen nach aussen saurer werdend, kommen vor. Der Kern der Kristalle gehört einem sauren
oder basischen Oligoklas an, bisweilen auch einem Andesin, während der Rand immer die
Zusammensetzung eines sauren Oligoklases oder eines Oligoklas-Albites zeigt.

Der feinkörnige Plagioklas hat im allgemeinen die Zusammensetzung eines Oligoklases.
Der Chlorit bildet Schlieren in dem feinkörnigen Feldspatgemenge, welche die grösseren
Feldspate umschlingen. Meistens besteht der hollgrüne, schwach pleochroitische Chlorit aus
Anhäufungen von Sphaerolithen, bisweilen aus faserigen Kristallen. In dem Chlorit tritt oft
viel Erz auf, sodass bisweilen die dünneren Chloritschlieren in Erzstränge übergehen. Weiter
findet sich in dem Chlorit oft eine blaugrüne, deutlich pleochroitische faserige Hornblende
(Uralit), deren Fasern oft eine fächerförmige oder sogar radialslrahlige Anordnung zeigen.
Dieser Uralit kommt auch eingeschlossen in den grösseren Plagioklasen vor, ebenso wie
bisweilen der Chlorit-

Zoisit und Epidot kommen auf Spalten vor. Apatit tritt spärlich in xenüniori)iien
Kristallen zwischen dem Chlorit und in dem Feldspat auf Man findet bisweilen Zirkon-
kristalle im Chlorit eingeschlossen, wobei die Kri.stalle keinen .pleochroitischen Hof aufweisen.

Das dunkle, feinkörnige, schieferige Handstück zeigt unter dem Mikroskop fast auhschliessiich
farblose Hornblende und üHvin, wobei erstere überwiegt. Die Hornblende ist xenomorph • allo
Kristalle sind in einer Richtung gestreckt und verleihen so dem Gestein die Schieferigkeit Der
Olivin zeigt oft eine undulöse Auslöschung. Viele Kristalle sind zerbrochen und werden umringt
von Trümmern. Die Olivine sind teils serpentinisiert, während die Hornblende fast immer
frisch ist und höchst selten in Bastit umgewandelt ist.

Magnetitkörner finden sich überall, sowohl in dem Serpentin, wie auch eingeschlossen in
den frischen Bestandteilen. Der Magnetit in der Hornblende ist oa ausgezogen zu länglichen
schmalen Kristallen, die dann parallel der Spaltungsrichtung in dem Amphibol liegen Spinell
ist wenig verbreitet.nbsp;\' \'

Das sehr Irische Haudstück hat eine dunkle graugrüne Farbe. Die 2 bis 3 mm grossen
Bronzite sind in dem übrigens homogen gefärbten Gestein deuthch zu erkennen. Bei mikroskopischer
Untersuchung zeigt sich ein sehr kataklastisches Gefüge.

In einer feinkörnigen Masse von verschiedenen Bestandteilen liegen hin und wieder noch
Partien grösserer Olivinkristalle (bis 2 mm), die stark undulös auslöschen und mehrere
Bronzitkristalle, die gebrochen und verbogen sind. Der Bronzit ist oft fein lamellar mit
monokhnem Pyroxen verwachsen. Ein Band von feinem Olivingrus umgibt oft den Bronzit, der
sich manchmal randlich oder auf Spalten in Talk umwandelt. In dem Talk, der sich auf Spalten
bildet, nimmt man oft eine Knickung in den Spalten wahr. Bisweilen besteht die Mitte einer
solchen Talkader aus einem serpentinähnlichen Mineral (Chlorit?), sodass wahrscheinlich der Talk
sich in Serpentin umwandelt. Aul Bruchflächen und zwischen den Fasern des rhombischen
Pyroxens hat sich oft eine feinfaserige Substanz gebildet, deren Richtung schief zur Längsrichtung
des Bronzits steht. Die Auslöschung dieser oft tordierten Fasern ist schwer zu bestimmen.
Offenbar handelt es sich um Hornblende. Es sieht aus, alsob die Pyroxenfasern sich unter
Einfluss einer Torsion oder eines Druckes in Hornblende umgewandelt haben. Die faserige Substanz
setzt sich meistens ungestört durch die Talkadern fort.

Der feinkörnige Teil des Gesteins besteht aus Olivin, Bronzit und Hornblende. Die kompakte
Hornblende ist ganz far])los und kann an einigen Stellen so zunehmen, dass nesterartige Anhäufungen
entstehen. Die Hornblende zeigt oft eine durch Kataklase entstandene Ausfaserung. Die Art und
Weise, wio die Hornblende in weniger kataklastischen Teilen den Olivin umschliesst, beweist,

Serpentinadern in dem Olivin sind spärlich. Das Mineral ist sehr frisch. Ob die Talkrändor
um den Bronzit auch teilweise aus dem zertrümmerten Olivin hervorgingen, lässt sich schwer
beurteilen. Wdil kommt hin und wieder Talk zwischen dem Olivin in anscheinend bronzitfreien

Der feinerkörnigo Teil ist nicht ausschliesshch durch Kataklase entstanden. Die Hornblende,

der Olivin und der Bronzit liegen regellos verbreitet. Eine bestimmte Reihenfolge der Kristalhsation

lässt sich schwer feststellen; die Hornblende scheint aber bisweilen auch den Bronzit zu umfassen,

IV. Gabbros und nah verwandte Gesteine
(Hornblende.Pegmatite, Hornblende=Gabbros, Diabase).

Gabbros oder nahe mit Gabbros verwandte Gesteine l^ommen auf West-Ceram viel
vor. In der älteren Literatur über Ceram sind diese Gesteine nur spärhch vertreten. Verbeek
nennt einen Hornblendegabbro von Süd-Ceram; Martin
erwähnt eine dioritartige Mineralkombination (die hier
beschriebenen Hornblendepegmatite) von Tg. Sisi. Nach
Hutten sind die Gabbros und Peridotite genetisch
verwandte Gesteine. In demnbsp;Reisebericht der

Ceram-Expedition sagt Kütten % dass auf dem Wege
von Laioewin nach Loemoli auf eine ziemlich grosse
Strecke Gabbros an die Oberfläche kommen. Weiter
östlich folgt ein zweites Gebiet basischer Eruptiva,
das aus innig in einander übergehenden Gabbros und
Peridotiten besteht.

Auch auf nebenstehender Karte, gezeichnet aus den
Tagebüchern Ruttens, (Wai Ela, Nebenfluss des W. Eti),
ist zu sehen, wie diese Gesteine mit einander abwechseln.
Im Süden kommt Serpentin mit Schlieren von Gabbro
vor. Die Gabbros im Norden (1192, 1193) sind Flaser-
gabbros, die oft eine derartige Paralleltextur zeigen,
dass man die dunkelgrünen Gesteine für Amphibol-
schiefer halten könnte.

Die Hornblendepegmatit(! von Tg. Sisi werden von Martin beschrieben als eine diorit-
artige Mineralkombination von sehr grobkörnigem Gefüge, in dem die Hornblendekristalle
eine Länge von mehreren cm erreichen können. Martin meint, dass es sich hier um Schlieren
handle, nicht um richtungslos oder schiefrig struierte Diorite, welche den Peridotit durch-
brochen hätten. Auch Schroeder van der Kolk ») rechnet dieses Gestein in seiner Beschreibung

zu den Dioriten. Er bemerkt aber, dass die Plagioklase ziemlich basisch sind und dass die
Auslüschungswinkel vielfach 20° überschreiten.

Nach Kütten 1) und Hotz bilden diese Gesteine von Tg. Sisi echte Gänge, deren
Breite von einigen cm bis ± einen halben Meter wechselt. Analoge Gänge kommen in
West-Ceram viel vor; so fand Kütten derartige Gesteine in den Fluss-Gebieten des Rioeapa,
Nala, Kawanenoe und Aroe. Weiter finden sich auf Kellang Pegmatite, welche sich durch
grosse Hornblendekristalle von mehreren cm Länge kennzeichnen und nach dem Reise-
bericht den Pegmatitgängen von Tg. Sisi bei Kaibobo vollständig gleichen.

Rutten hält diese Gesteine im Gegensatz zur Meinung Martins für echte Gänge. Er
führte diese Gesteine unter dem Namen Dioritpegmatite auf. Nach mikroskopischer Unter-
suchung kann ich mich ganz mit der Auffassung Rüttens, dass es sich hier um pegmatitische
Gänge handelt, vereinigen.

Die Gänge bestehen hauptsächlich aus Hornblende und Feldspat, während Magnetit
hin und wieder reichlich auftritt. Die Hornblende überwiegt meistens; der Feldspat kann
sogar ganz fehlen. Dieser Amphibol hat immer eine hellbraune Farbe, der Pleochroismus ist
deutlich, aber die dunkelste Farbe erreicht, auch in dickeren Schnitten, niemals das satte
Braun der basaltischen Hornblende. Auch die Ausloschungsschiefe von 18° weist darauf hin,
dass hier gemeine braune Hornblende vorUegt. In vielen Gesteinen ist diese Hornblende
idiomorph, in anderen deuthch korrodiert.

Der Feldspat ist immer sehr basisch und besteht denn auch grossenteils aus Anorthit
und Bytownit. Die Feldspate der kleinen Gänge, welche kaum eine Dicke von einigen nnu
erreichen, bestehen bisweilen nur aus Anorthit. In den grössoron Gängen wechselt die
Zusammensetzung von Anorthit bis Labradorit. Immer aber herrschen die sehr basischen
Glieder der Plagioklasreihe (Bytownit) vor.

Ein rhombischer Pyroxen, meistens Hypersthen, bisweilen auch Bronzit, spielt in diesen
Gesteinen eine eigentümliche Rolle. Der Pyroxen ist immer pleochroitisch von rosa bis hellgrün,
dio Spaltbarkeit ist oft schlecht ausgebildet. Wenn die Si)altrisRo fohlen, sind dio körnigen
Kristalle dem Olivin sehr ähnlich. Man kann die beiden Mineralien, wenn sie nebeneinander
liegen, oft schwer unterscheiden; dieses gilt speziell für dünne Schnitte, in denen der Pleo-
chroismus des Pyroxens nur schwach entwickelt ist.

Von den Handstücken bei Tg. Sisi konnten Dümischliffe angefertigt werden, in denen
kleine Gänge sammt dem umringenden Peridotit, vorkonnnen. In diesen Schliffen tritt der
l^TOxen immer am Rande des Ganges auf; dio Grenze zwischen dem Olivin des Peridotits
und dem Pyroxen ist niemals scharf. So können z.B. oft vereinzelte Hypersthenkristallo
zwischen den Olivinkörnern vorkonnnen. In einiger Entfernung des Ganges geht der

Sicher hat sich hier dio hollgrüne bis farblose Hornblonde in dem Peridotit gebildet und
gehört auch der Hyporstehn wohl nicht zum Gange, doch bildet or einen Reaktionsrand
zwischen dem Gang und dem Peridotit; der Hypersthen entstand wahrscheinlich aus Olivin.
Bisweilen fohlt der Hypersthen, aber in diesem Falle sind oft noch korrodierte Reste vor-
handen. Auch weisen die Verhältnisse im Gestein 827f/ darauf hin, dass der Hypersthen
umkristallisierter Olivin ist. Dio Mineralkombination l)raune Hornblende-Feldsi^at tritt hier

gangförmig in einem Gestein auf, das fast ganz aus rliombisctiem Pyroxen bestellt. Die unmittelbar
an die Gänge grenzenden Pyroxene gehören dem Hypersthen an, die üebrigen dem Bronzit.

Die Struktur dieser Gesteine ist meistens eine echte Gangstrnktur, namentlich die
panidiomorph-körnige. In den grösseren Gängen ist oft eine deutliche Reihenfolge der KristalU-
sation festzustellen, sodass hier mehr Tiefengesteinsstrukturen (hypidiomorph-körnige) auftreten.
Zuerst kristalUsierte immer der Hypersthen aus, der in verschiedenen Gängen als korrodierte
Reste, sowohl in dem Feldspat, wie auch in der Hornblende, vorkommt. Auch wandelt der
Hypersthen sich bisweilen auf Spalten in Hornblende um. Die Hornblende wird oft von den
Feldspaten korrodiert. Das Auskristallisieren der basischen Feldspate (Anorthit) muss schon
sehr früh angefangen sein, weil diese bisweilen im Amphibol und in dem Norit 847 sogar in dem
Hyperstehn eingeschlossen vorkommen.Die weniger basischen Feldspate sind zuletzt auskristallisiert.

In all diesen Gesteinen zeigen die zusammensetzenden Bestandteile eine. Neigung zum
Auftreten in zweierlei Grösse. Dieses gilt für den Hyperstehn in dem Norit 847 und für die
Hornblende und Feldspate in den anderen Gesteinen. Man würde dieses als eine Art Porphyr-
struktur auffassen können. Jedoch sind die kleineren Kristalle meistens die älteren. In 847
z. B. umschliesst ein grosses Hyperstehnkristall ein kleineres. In anderen Gesteinen kommen
sehr oft kleinere, bisweilen idiomorphe Hornblendekristalle in den grossen vor. Vielleicht kann
dies erklärt werden als eine Art Sammelkristallisation nach Rinne, i)

Mechanische Deformation ist in vielen Gesteinen nachzuweisen, doch kann auch ganz
fehlen. In einigen Gesteinen ist ein deutlicher Zusammenhang vorhanden zwischen Druck
und dem Auftreten von Zwillingslamellen in den Feldspaten. So ist in 847 ein Feldspatkristall
in drei Stücke gebrochen. Der erste Teil löscht nur undulös aus und enthält sehr wenig
Lamellen, der mittlere Teil enthält zahlreiche Lamellen, während das dritte Stück wieder
weniger Lamellen aufweist. Die Lamellen der verschiedenen Stücke hören auf an den zwei
Spaltrissen, welche den Plagioklas in drei Teile verteilen. (Taf II, Abb. 8).

Weiter kommen in einigen Gesteinen (822) Albitlamellen vor, die an einem Endo
umgebogen sind. Das umgebogene Ende zeigt oft einige Lamellen, senkrecht zu Erstgenannten.
Auch stehen viele auskeilenden Zwillungslamellen wohl im Zusammenhang mit Druck.

Derartige auskeilenden Lamellen treten bisweilen auch in der Hornblende auf (849), wo sie
ebenfalls in unmittelbarem Zusammenhang mit Spaltrissen oder Zerrlinien stehen. (TaX. II, Abb. 9).

Sekundäre Mineralien kommen in diesen Gesteinen viel vor. Die meisten Gesteine sind
sehr frisch. Eigentliche Verwitterungsmineralien sind nicht häufig. Hierzu müssen wahr-
scheinlich einige Epidot- und Chloritmineralien gerechnet werden. Grossen teils aber müssen
die vorhandenen sekundären Mineralien ihr Entstehen postmagmatischen Proze.ssen verdanken.
So die Talkbildung. Schon in dem vorigen Kapitel wurde die Entstehung von Talk aus Hyper-
stehn auf die.se Zersetzungsprozesse zurückgeführt. Auch in den Ganggesteinen wandelt sich
der Pyroxen oft randlich oder auf Spalten in Talk um, während wahrscheinlich auch die
grüne Hornblende und der Olivin der angrenzenden Peridotite sich umwandeln.

Die braune Hornblende wandelt sich niemals in Talk um. Diese zerHUlt in Chlorit und
Erz. Die Feldspate unterliegen vielerlei Umwandlungen. So ist z. B. Zeolithisierung sehr ver-
breitet. Prehnitisierung kommt hin und wieder vor, wobei der Prehnit rosettenförmig in den
Plagioklaseir auftritt. Weiter findet sich oft Chloritislerung. Der Chlorit findet man als

unregelmässige Adern oder in Form viereckiger Biättciien, oder auch umwächst der Clilorit
randlich den Feldspat.

Auch Opahsierung und Chalcedonisierung der Feldspate treten auf. Die Opalbildung hat
später eingesetzt als die Chloritisierung, denn in den opalisierten Plagioklasen gibt der Chlorit
noch die früheren Grenzen der Feldspate an. Wahrscheinlich muss auch eine Serizitbildung
in den Plagioklasen auf diese Prozesse zurückgeführt werden.

Unter diesem Namen werden hier gabbroide Gesteine zusammengefasst, die aus basischem
Feldspat und brauner Hornblende bestehen, neben denen in einigen Gesteinen noch monokliner
Pyroxen auftritt. Es ist nicht unmöglich, dass einige Gesteine hier mit Unrecht als Hornblen-
degabbro beschrieben werden.

Schon Martin erfuhr bei seiner Beschreibung Cerams grosse Schwierigkeiten bei der
Bestimmung dieser Gesteine. So beschreibt Schroeder van der Kolk die Gesteine 333, 339
und 345 als Amphibolite, während Martin sie zu den Ganggesteinen (Martin\'s dioritartiger
Mineralkombination) reclinet. Martin bemerkt im Zusammenhang mit den von ihm so ge-
nannten Schlieren, „dass man auch andere Vorkommnisse aus der Gegend von Kaiboho, welche
räumlich aufs Engste mit dem Peridotit verknüpft sind und die für sich betrachtet als Plagio-
klasamphibolite bezeichnet werden könnten, als Ausscheidungen betrachten muss.quot;

Weiter schreibt Martin: „Zwar gleichen sie im Habitus durchaus Gesteinen der kris-
tallinen Schieferreihe und ihr Verband mit der Hauptmasse des Peridotits is nicht festgestellt;
aber sie stehen im unmittelbarer Nähe des Letzteren an, oder sie finden sich unter dem
Schotter der aus Peridotit aufgebauten Höhen. Zudem entspricht ihre mineralogische Zusam-
mensetzung im wesentlichen derjenigen der unzweifelhaften Schlieren.quot;

Es ist daher möglich, dass einige Gesteine, welche von mir als Amphibolite beiseite
gelegt wurden, eigentlich in dieses Kapitel hineingehören.

Fast alle Gesteine, welche hier beschrieben werden, sind Gerölle. Nur 869 und 945
sind anstehende Gesteine; ersteres gehört einem Gabbromassive an. Die anderen müssen nach
ihrem petrographischen Charakter bestimmt werden. Alle Handstücke sind ziemlich feinkörnige,
sehr dunkle, massige Gesteine; nur die Nuumier 834 ist schwach schieferig. Sicher gehören dio
Nummern 869 und 866 zu Eruptivgesteinen; dio braune Hornblonde tritt hier bisweilen in
schönen, idiomorplien Kristallen auf. Von den übrigen Gesteinen enthalten 872, 86 und 945
ebenso wio 869 und 866 monoklinon Pyroxen als dunklen Bestandteil, indem 834 nur brauno
Hornblende führt. Vermutlich sind die Nummern 872, 86 und 945 Hornblendepegmatite,
obgleich monokliner Pyroxen in diesen nicht angetroffen wurde. Gleich wie in diesen Pegma-
titen herrschon hier panidiomorphe Strukturen vor, während auch in diesen Gesteinen die
dunklon Gomengteilen weit überwiegen. So treten dann auch hier oft Gruppen von Feldspaten
als In.seln zwischen den fomischen Gomengteilen auf. Auch 884 ist wohl ein schwach schiefriges

Dio Hornblondo in diesen Gesteinen gehört auch dem gemeinen braunen Amphibol an.
Ein Uebergang in blaugrüne Hornblondo ist verbreitet. In dem Gestein 86 ist die Hornblende

auf beiden Seiten einer Reibungszone in blaugrünen Amphibol umgewandelt. (Taf. II, Abb. 6).
Die Grenze zwischen blaugrüner und gewöhnlicher Hornblende ist sehr scharf, die beiden Teile
des Gesteins sind gegenseitig etwas verschoben, ohne dass die Hornblende gebrochen ist. In der
Quetschzone ist die blaugrüne Hornblende faserig. In einiger Entfernung geht sie in kompakte
blaugrüne Hornblende über, die ihrerseits wieder in braunen Amphibol übergeht.

Der monokline Pyroxen ist bisweilen schwach pleochroitisch und tritt immer in geringer
Menge auf. Dieser Pyroxen unterliegt oft einer Uralitisierung. Erz ist in diesen Gesteinen
im allgemeinen nicht häufig.

Die Gabbros von diesem Teile West-Cerams sind fein- bis grobkörnige Gesteine. Sie
können ziemlich grobkörnig werden; in einigen Gabbros können die Gemengteile zwei bis
drei cm. gross werden. Viele Gesteine zeigen einen Uebergang nach den Hornblendegabbros.
Dann können braune Flecken von Amphibol in den Pyroxenen auftreten oder auch kommt
randlich an dem Diallag ein Saum brauner Hornblende vor.

Das Gestein 798 bildet einen Uebergang nach den Peridotiten. Der Feldspat in diesem
Gabbro ist dem Olivin an Menge untergeordnet, sodass man ebenso gut das Gestein einen
feldspatreichen Peridotit nennen könnte. Die anderen Gesteine sind zusammengesetzt aus
Diallag und basischem Feldspat. Der Diallag kann sehr zurücktreten, wie z.B. im Gestein 8Uh.

Alle Gesteine zeigen dynamische Wirkungen. Ganz frische Gabbros wurden unter den
Handstücken nicht angetroffen, obgleich die Gesteine im allgemeinen nur wenig verwittert sind.
Die Gabbros können eingeteilt werden in Uralitgabbros und Saussuritgabbros, während unter
ersteren sich Gesteine finden, die linear gestreckt sind (Flasergabbros).

Der Pyroxen ist immer Diallag, der niemals Pleochroismus zeigt. Der Uralit in den
Gesteinen ist bald blaugrün und dann pleochroitisch, bald hellgrün oder fast farblos ohne
Pleochroismus. Der Farbe nach muss der Uralit in den meisten Fällen zu der Strahlsteingruppe
gehören. Er ist nicht immer faserig; in einigen Gesteinen macht er einen kompakten Eindruck.
Es konnte festgestellt werden, dass die faserige Hornblende in einigen Fällen erst nachträglich
aus der kompakten hervorgegangen ist. In anderen Fällen liess sich mit grosser Wahrschein-
lichkeit feststellen, dass der Uralit sich als Blättchen auf der Absonderungsfläche (100) des
Pyroxens bildet, also schon primär faserig ist.

Die Gesteine sind sehr arm an Erzen. Neben Uralit kommen als sekundäre Mineralien
fast nur die aus der Epidotgruppe vor. Nach der Einteilung Weinschenks müssen hier Klino-
zoisit und Epidot am häufigsten sein; der rhombische Zoisit tritt nur untergeordnet auf Sehr
oft findet man Epidotkörnchen in dem Uralit. Prehnit tritt dann und wann auf Klüften auf
ebenso wie Zeolithe. Im Gestein 952 hat sich sehr viel Chorit gebildet (Grünstein).

Ophitische Strukturen treten nur selten auf (786). Fast immer sind die dunklen und
hellen Gemengteile ungefähr gleichzeitig auskristallisiert.

900. (jaiiggestein, aus basischem Feldspat, Hornblende, Hypersthen und Erz bestehend.
Anstehendes Gestein bei Tg Sisi, Osiufer der Piroebai. (D. 8678, 829i).

Von diesem Gesteine liegen einige Handstücko vor. Ein Handstück zeigt uns Peridotit,
in dem einige Gänge vorkommen. Diese Gänge bestehen hauptsächlich aus dunklen glänzenden
Minerahen, zwischen denen hin und wieder helle Bestandteile aultreten. Die Gänge sind scharf
begrenzt gegen den umringenden Peridotit, der einigermassen schiefrig ist. Von diesem Handstücke

Der erste Schliff (D. 8678) zeigt als Mineralbestand der Gänge: Feldspat, Hornblende
und einen forblosen Pyroxen. Obgleich vereinzelt idiomorphe Hornblenden vorkommen, und dann
bisweilen in einem Feldspat eingeschlossen, zeigt keiner der Gemengteile eine eigene Begrenzung.
Die Hornblende hat in diesem dünnen Schnitt eine blassbraune Farbe und zeigt nur schwachen
Pleochroismus. Die Anordnung der femischen Bestandteile und der Feldspate in diesem Gestein
ist derartig, dass meistens die Hornblende und der Pyroxen am Rande auskristallisiert sind und
die Feldspate in der Mitte des Ganges. Doch können sie auch ihre Stelle wechseln.

Die Feldspate sind sehr basisch; im allgemeinen gehören sie dem Anorthit an, während
auch Bytownit auftritt. Der Plagioklas ist sehr frisch. Zwilhngslamellen fehlen oft. Zonarer
Bau ist nie vorhanden. Wo viele Feldspate angehäuft sind, ist die gegenseitige Begrenzung
2um Teil geradlinig, die Struktur eine ausgezeichnet panidiomorph-körnige.

Der Hypersthen kommt meistens am Rande der Gänge und zwischen den Hornblenden
vor. Weiter tritt er noch in Form rundlicher, stark korrodierter Körner auf, und als eckige,
ebenfalls teilweise re.sorbirte Kristalle zwischen und in den Feldspaten. Der Pleochroismus des
Pyroxens ist kaum merklich. Dadurch wird eine Unterscheidung von den angrenzenden Olivin-

Der zweite, dickere SchlilT (D. 8294) von einigen anderen Gängen gibt eino bessero
Uobersicht. Jetzt zeigt der Pyroxen einen Pleochroismus von hellrosa bis hellgrün. Dio Grenze
zwischen Hypersthen und Olivin des Peridotits ist viel weniger scharf als man makroskopisch
erwarten würde. Der Hypersthen drängt sich oft zwischen die OUvinkörner. Wo zwei Gänge
dicht neben einander vorkommen, besteht die Scheidewand oft nur aus einem Gomenge von
Hyporsthen-und Olivinkörnorn, sodass dio Gänge allmählich in einander übergehen. Zwischen
dem Rande und dem angrenzenden Gestein findet sich oft ein breiter Saum von Talk und Erz,

Die Hornblenden sind gegenseitig meistens buchtig begrenzt. Der Amphibol ist bisweilen
deutlich von dem Feldspat korrodiert, wobei or dann randlich Anhäufungen kleiner Erzkörnchen
enthält. Zwillingsbildung nach (100) kommt viel vor; auch einzelne Zwillingslamellen treten auf.
Sowohl\'Feldspat wie Hornblende kommen bisweilen in sehr grossen Kristallen vor. So kann
ein llornblendokristall fast die ganze Breite eines Ganges einnehmen. Die Breite der hier be-
Hchriebenen Gänge wechselt von 3 bis 6 mm; ein andres Handstück dieses Gesteins zeigt

Erz kommt in den meisten Gängen vor und zwar zwischen den Hornblenden und viel
an jenen Stellen, wo sich ein Feldspat-Amphibolgemenge befindet. Das Erz füllt hier die Lücken

zwischen den anderen Gemengteilen aus und muss also zuletzt ausgeschieden sein. Hin und
wieder ist der Feldspat zeolithisiert.

Der umringende Peridotit zeigt eine deutliche Parallelstruktur. Lagen von grösseren
isometrischen Olivinen wechseln mit Lagen von kleineren Olivinen ah. Bisweilen hat dieses
Mineral eine lineare Streckung, ebenso wie der rhomb. Pyroxen. In den Lagen mit dem kleineren
Olivin kommt viel sehr hellgrüne, kleine Hornblende vor, die sich ebenso wie in dem Peridotit
81 bisweilen nesterartig anhäutt und sich oft in Talk umwandelt. Der Talk wandelt sich
seinerseits wieder in Chlorit um. Die grösseren Olivine bestehen meistens aus polygonalen
Körnern, die geradlinig an einander schliessen. Der Olivin ist sehr frisch und zeigt keine Spur
undulöser Auslöschung.

Die Gänge in diesem Gesteine sind meistens sehr unregelmässig ausgefüllt. Einige
Teile eines Ganges bestehen z.B. ganz aus Hornblende, während an anderen Stellen der
Hypersthen fehlen kann. Meistens hat eine Differentiation stattgefunden, wobei die dunklen
und hellen Bestandteile getrennt wurden. Symmetrische Gangfüllung ist selten. Ein andres
Handstück von Kap Sisi besteht fast ganz aus Hornblende; nur sehr spärlich tritt Feldspat
auf Nach den beiden Dünnschliffen können also in diesen Gängen folgende Mineralgruppierungen
neben einander vorkommen:

All diese Kombinationen wurden unter den anderen Handstücken angetroffen, ausser
der Nummer 5, einem Gestein nur aus Feldspat bestehend. Im folgenden werdeich diese Gesteine
•je nachdem sie aus einem der genannten Minerale bestehen oder eine der oben beschriebenen
Kombinationen vertreten, unter den folgenden Namen aufführen: 1. Hypersthenit, 2. Hypersthenit-
Hornblendit, 3. grobkörniger Hornblendegabbro, 4. Hornblendit. Die Gangdifferentiation in diesen
Handstücken aus anstehendem Gestein ist von Wichtigkeit für das Studium der anderen
Handstücke, weil diese sämtlich Gerölle sind und also ihre geologische Stellung unbekannt ist

Nach dem vorhergehenden müssen wohl die meisten dieser Gerölle nur einemquot; Teile eines
Ganges entprechen. So stellen die Hypersthenite und die Hypersthenit-Hornblendite wahrscheinlich
nur die Randpartien der Gänge vor.

Dieses Geröll besteht ebenso wie das vorige Gestein aus Peridotit, in dem sich einige
millimeterdicke Gänge fmden. In der Nähe der Gänge ^^eigt der Peridotit, welcher eine deutlich
Schieferung aufweist, eine bräunlich rote Farbe.

Ein Durchschnitt (D. 8646) zeigt einen unregelmässig begrenzten Gang der fast ganz
aus Hornblende besteht. Dieser Amphibol tritt in sehr grossen und kleinen Kristallen auf
die immer xenomorph sind und bisweilen eine rötlich braune Farbe annehmen Bestimmte!
Schnitte, die ein helles Rotbraun zeigen, können dem pleochroitischen Hypersthen sehr ähnlich
sein. Die Hornblende wird von den Feldspaten, die hier nur späriich auftreten korrodiert Diese

Korrosion wird durch Erzl^örnchen angezeigt. Der Feldspat selber ist grossenteils zeohthisiert.
oft ist nur ein kleiner Flecken von frischem Feldspat übrig, inmitten einer zeohthischen Substanz.
Es findet sich nur wenig Hypersthen. Vereinzelt trifft man kleine Kriställchen am Rande und
zwischen den Hornblenden. Der Pyroxen ist offenbar ganz von dem Amphibol resorbiert worden.

Der Peridotit, in dem diese Gänge vorkommen, hat ebenso wie die Nummer 900 Paralleltextur.
Die rotbraune Farbe, die in dem Handstück auf beiden Seiten der Gänge auftritt, wird von Limonit
veranlasst. In den feinkörnigen Teilen hat sich viel Talk gebildet. Hier lässt sich deutlich beobachten,
dass dieser sich in Chlorit umwandelt. Der Chlorit zeigt eine hellgrüne Farbe mit schwachem
Pleochroismus. Das Mineral tritt oft sphaerolithisch auf Der Talk entsteht vor allem aus der
Hornblende, aber auch der Olivin wandelt sich gelegentlich in Talk um.

822a. Grobkörnigor Hornbleudegabbro. (D. 8289). Freiliegende Blöcke in dem
Mittellauf des Wai Nala. (Taf II, Abb. 4).

Es ist ein sehr grobkörniges Handstück, das ganz aus Feldspat und Hornblende besteht,
wobei beide Bestandteile ungefllhr in gleichem Verhältniss an der Zusammensetzung des Gesteins
teilnehmen. Sowohl Feldspat als Hornblende erreichen oft eine Grösse von 3 bis 4 cm.

Der sehr basische Feldspat (D. 8289) findet sich in dreierlei Gestalt. Man nimmt sehr
grosse Exemplare und dazwischen viele kleine und mittelgrosse wahr. Die grossen Plagioklase
gehören hauptsächlich dem Bytownit an, während auch Anorthlt vorkommt. Die anderen
haben eine wechselnde Zusammensetzung von Anorthlt bis Labradorit. Die kleinsten Feldspate
zeigen oft keine Spur einer Zwillingslamellierung, dio auch den grösseren fehlen kann. Von den
kleinen Feldspaten, die oft kranzförmig die grösseren umringen, zeigen speziell dio mittelgrossen
einen zonaren Bau. Dann bestehen die Kristalle aus einem einzigen sauren Rand um einen
basischeren Kern; wiederholte Schalenbildung fehlt. Weder Kern noch Rand zeigen idiomorphe
Begrenzung. Es konnte ein Kern von Bytownit mit einem Bande von Labradorit festgestellt werden.

Dio Zwillinge gehören hauptsächlich dem Albitgesetz an. Auch Periklinzwillingo kommen
vor. Die Lamollen sind meistens sehr unregelmässig über die Plagioklase vorteilt. Bald zeigen
bestimmte Teile eines Kristalls keine Lamellen, bald auch ist das Auftreten von Lamellen an
Risse gebunden. Weiter kann der Kern eines zonaron Kristalls verzwillingt sein, während
der Rand keine Lamellen enthält. Die Zwillingslamellen keilen oft aus. Undulöse Auslöchung kommt
vor. Sporadisch linden sich in den grossen Plagioklasen rundo korrodierte Körner eines basischeren
Feldspats (Anorthlt). Dieses weist darauf hin, dass ein Teil der kleinen umringenden Feldspate
(Anorthit) vor den grossen auskristallisierte. Die mittelgrossen, denen alle zonaro Plagioklase
angehören, sind zuletzt als Füllmasse zwischen den anderen entstanden. Alle Plagioklase sind
xenomorph. Der Feldspat ist hier sehr klar, doch enthält oft zahlreiche Schüppchen eines sorizitartigon
Minerals. Epidot kommt als längliche Körner eingeschlossen vor. Chlorit findet sich in den meisten
Feldspaten in der Gestalt von Blättchen oder Sphaerolithen.

Die Hornblende tritt hier gleichfalls in grösseren und kleineren Körnern auf, von denen
letztere bisweilen eine idiomorphe Begrenzung zeigen. Dio kleineren Hornblenden liegen olt
randlich in den grösseren eingeschlossen. Der Amphibol zeigt einen Pleochroismus von blassbraun
bis hellgelb. Alle Hornblenden führen Erz, entweder als feines Pigment oder in Form grösserer

Körner, oder auch als opake parallele Stäbchen. Zwilhngsbildung nach (100) ist häufig. Der braune

Amphibol nimmt oft am mmde eine grüne Farbe an, was oft mit einem üisorig worden der

Hornblende verknüpft ist. Auch finden sich feine grünliche Streifen in der Hornblende. Diese
sind oft die Fortsetzung eines Risses und vertreten hier wohl Quetschzonen. In dem Amphibol
finden sich bisweilen zum Teil idiomorph begrenzte Feldspate, die meistens in Zeolithe und

Hier und da liegen im Dünnschliff Aggregate von Chlorit und Erz. Das Erz wandelt sich oft in
Leukoxen um. Apatit kommt noch in der Gestalt eines kurzen gedrungenen säulenförmigen
Kristalls vor.

828amp;. Hornblendit-Hyperstlienit. (D. 8290,9146). Blöcke in dem Miitellauf des Wai Nala.

Das schwere Handstück besteht ganz aus dunklen Mineralien, zwischen denen sich
vereinzelt ein Feldspat findet. Von diesem Handstück wurden zwei Dünnschliffe angefertigt,

Die eine Hälfte des feldspathaltigen Schlififes (D. 8290) zeigt • unter dem Mikroskop
Hornblende und Plagioklas, die andere Hälfte Hornblende und Hyperstehn. Der Durchschnitt
ist etwas dicker als der von 822a. Der Pleochroismus der Hornblende ist hier braun bis
blassbraun. Uebrigens entspricht der Amphibol gänzlich dem aus dem vorigen Schliff Auch
der Feldspat stimmt mit dem in 822a überein. Hier konnte mit der Beckeschen Linie fest-
gestellt werden, dass die kleineren Plagioklase, welche die grossen umringen, grossenteils

In der anderen Hälfte des Schliffes tritt Pyroxen auf Es ist ein faseriger Hypersthen;
er kommt als runde Körner in den Hornblenden und als selbständige grössere und kleinere
Körner zwischen diesen vor. Idiomorphe Begrenzung fehlt immer. Der rhombische Pyroxen
zeigt einen Pleochroismus von rosa bis hellgrün. Der optische Charakter ist negativ, die

Die runden Körner von Hypersthen in der Hornblende sind oft umgeben von einem
Talkrande oder auch sind sie ganz in dieses Mineral umgewandelt. Auch der selbständige
Pyroxen ist oft in Talk umgewandelt. Neben dieser Talkbildung kommt eine Umwandlung in
eine dunkelgrüne chloritartige Substanz vor, während auch der Talk bisweilen eine grüne
Farbe annimmt. Er ist dann wohl von Chlorit pigmentiert. In dem Talk finden sich viele
Erzkörner. Auch andere sekundären Mineralien kommen im Schliff vor, z.B. Calcit, Titanit,
Pyrit und Quarz.

Der zweite Dünnschliff (D. 9146) besteht aus einem körnigen Gemenge von Hypersthen
und Hornblende. Ueberall findet man die Reste resorbirten Hypersthens in der Hornblende.
Auch enthält ersterer oft braune Hornblendeflecken. Einige sehr grossen Kristalle von Pyroxen,
die nur randlich in Amphibol umgewandelt sind, kommen vor. Der Pyroxen enthält viel
parallele opake Stäbchen. Einer der Pyroxenkristalle, etwas schiefzurc-Achse geschliffen, zeigt
den Spaltwinkel dieser Mineralgruppe. In diesen Spalten hat sich braune Hornblende ange-
siedelt. Von den Spalten aus fängt hier eine Amphibolisierung des Pyroxenminerals an.
Das Kristall ähnelt dadurch einem Netzwerk von brauner Hornblende, dessen Maschen
mit rhombischem Pyroxen ausgefüllt sind. (Taf II, Abb. 7). Die Hypersthene wandeln sich
an vielen Stellen in Talk um.

Dieses Gestein vertritt die zweite Mineralgruppierung aus den Gängen des Gesteins 900.
Obwohl hier unzweifelhaft ein Teil der Hornblenden aus Pyroxen hervorgegangen ist, gibt es

doch Andeutungen genug, dass der Amphibol zum Teil auch primär ist. So enthalten einige
Hypersthenkristallo sehr kleine idiomorphe Hornblenden. Die Ausscheidung der Hornblenden
fing also schon an, bevor die Bildung der Pyroxene zu Ende war.

84:7. Horublende-Hyperstehn-Norit. (D. 8644, 8645, 9147). Geröll aus dem Wai Rioeapa.

Das Handstück ist grobkörnig mit wasserhellem Feldspat und wenig dunklen Bestand-
teilen. Auf Klüften kommen schöne, weisse, seideglänzende Zeolithe vor (Heulandit). quot;Weil in
diesem Gestein der Feldspat stark überwiegt, würde man diesen Norit noch am besten mit
der Zusammensetzung 5 aus der Nummer 900 vergleichen können. Der Plagioklas kommt
auch hier in verschiedener Grösse vor. Zonarer Bau ist verbreitet. Der Feldspat ist sehr
basisch und der Anorthit-Bytownit-Reihe angehörig. Zwilhngslamellen fehlen oft ganz; wo
diese vorkommen sind sie oft unregelmässig gestaltet. Gebogene, breite, auskeilende Lamellen
und undulöse Auslöschung kommen vor. Der Feldspat enthält viele Chloritadern.

Die dunklen Gemengteile sind Hornblende und Hyperstehn. Die Hornblende zeigt hier
zum Teil eine braune bis braungrüne Farbe, zum Teil die blaugrüne Farbe der uralitischen
Hornblende. Amphibol und Pyroxen kommen oft in inniger Verwachsung mit einander vor.
Jeder Hypersthen zeigt eine Umrandung von Hornblende. Der Pyroxen entspricht ganz dem
in den anderen Gesteinen. Breite Talkaderu durchziehen ihn, während auch peripherisch

Ein grosser Hypersthenkristall, der einen kleineren umschliesst, ist ganz umgeben von
braungrüner Hornblende, die an der Aussenseite in blaugrüne übergeht. Die Begrenzung mit
dem Hypersthen ist unregelmässig. Von dem Amphibol aus dringen breite Zungen in den
Hypersthen hinein. Auch kommen Flecken brauner Hornblende, die gleich orientiert sind
mit der peripherischen Hornblende, im Hypersthen vor. Der Amphibol und der Hypersthen

Unzweifelhaft muss hier die Umwachsung der braunen Hornblende auch im Zusammen-
hang mit den anderen Gesteinen, als primär betrachtet werden. Der Pyroxen wächst hier
weiter als Hornblende, wobei zugleich ein Teil der schon gebildeten Hypersthonsubstanz durch
Hornblende ersetzt wurde. Eine Hornblende grenzt an der Aussenseite an einen zonaren Feldspat,
dessen Rand gerade der Begronzungslinie der Hornblende folgt. Beide Mineralion haben einander
also während des Wachstums beeinllusst.

Erscheinungen mechanischer Deformation sind sehr verbreitet. Es besteht wohl ein
Zusammenhang zwischen diesen Erscheinungen und der blaugrünen Hornblende. Der periphe-
rische Amphibol geht bisweilen an den Aussensoiten in faserige blaugrüno Hornblende über.
Auch kommt solbständige blaugrüne Hornblende, die hin und wieder Hiserig ist, vor, indem
auch Hornblondefasern auf Spalten in dem Feldspat auftreten. Hier ist also unter Elnfluss
dynamischer Prozesse die braune oder braungrüne Hornblende in grüne umgewandelt. Einige
Klüfte im Gestein sind mit Zeolithen angefüllt. Von diesen Klüften aus findet eine Zeolithisierung
der Feldspate statt. Auch Chalcedon, Chlorit und Opal können in diesen Klüften auftreten.

S\'i2d. \'Grobkörnigor Hornblondegabbro. Freiliegende Blöcke aus dem Wai Nala.

Das Gestein untenscheidet sich von 822« durch die grosse Menge Erz, während die
Feldspate wenig Unterschiede in Grösse aufweisen. Der Plagioklas ist sehr basisch. Nur

einige grösseren Feldspate treten auf. Die Feldspate gehören der Eeihe Bytownit-Anortit an,
während auch Labradorit auftritt. Der Anorthit kann als rundliche korrodierte Körner in allen
anderen Bestandteilen vorkommen. Die meisten Feldspate zeigen keine Zwillingslamellierung;
wenn diese vorhanden ist, so haben die Anorthite meistens breitere Lamellen als die Bytownite.
Auskeilende Lamellen kommen vor; übrigens zeigt das Gestein keine Spur dynamischer Wirkung.

Die Hornblende entspricht den Amphibolen aus den anderen Gesteinen. Der Amphibol
wird von dem Feldspat korrodiert. Das Erz in diesem Gesteine gehört zum Magnetit. Es bildet
unregelmässige Flecken zwischen den anderen Gemengteilen und ist erst in einer der letzten
Phasen der Gesteinsbildung zugeführt. Der Magnetit wird immer umsäumt von einem
schmalen Chloritrande, welcher immer nur da auftritt, wo das Erz an den Feldspat grenzt,
nicht zwischen Magnetit und Hornblende. Ein derartiger Chloritrand findet sich auch oft
zwischen den Feldspaten gegenseitig. (Taf H, Abb. 5).

Schon in diesem Schliff kommen mehrere sekundären Mineralien vor. Ein zweiter Durch-
schnitt (D. 8629) eines anderen Teils des Handstücks zeigt deutlich die Wirkung postmagma-
tischer Prozesse. Der Schliff zeigt denselben Mineralbestand wie der erste Schliff. Breite Klüfte
mit sekundären Mineralien durchkreuzen aber das Gestein, während auch sekundäre Mineralien
an die Stelle des Feldspates und der Hornblende treten.

Die Gangfüllung besteht hauptsächlich aus: Chalcedon, Opal, Calcit, Prehnit und
Zeolithen. Der Chalcedon bildet Nester und Schlieren von Sphaerolithen inmitten von Opal,
der meistens völlig isotrop ist, aber bisweilen auch schwach polarisiert. Die Sphaerolithe
zeigen bisweilen eine sechseckige Begrenzung. Calcit ist an einigen Stellen sehr zahlreich und
hat hin und wieder deutliche Zwillingslamellen.

Der Prehnit kommt in xenomorphen Kristallen vor, welche durch ihre wellenartige
Auslöschung auffallen. Daneben kommt er auch in rosettenförmig angeordneten Blättchen vor.

Speziell die Feldspate sind durch postmagnatische Prozesse; zersetzt. So entstehen oft
obengenannte Prehnitrosetten in einem Plagioklas, während der Prehnit auch in Adern auftritt.
Auch Chlorit kommt aufspalten in den Plagioklasen vor. Meistens sind letztere in ein Aggregat von
Zeolithen umgewandelt. Dann und wann treten auch Opal und Chalcedon an die Stelle der früheren
Feldspate, wobei oft ein Chloritrand die ursprünglichen Umrisse der Plagioklase anweist.

Hier und da wandelt sich die Hornblende randlich in Chorit um. Grosse Flecken von
hellgrünem Chlorit, der grossenteils aus Sphaerolithen besteht und immer von viel Erz begleitet
wird, sind wahrscheinlich auch unter Einfiuss postmagmatischer Prozesse entstanden. Das
Erz, Ilmenit, ist immer gitterartig mit Magnetit verwachsen. Der Chlorit geht auch hier in
eine hellrote Substanz (sieh 822«) mit derselben Lichtbrechung, aber mit ziemlich höher
Doppelbrechung, über.

Epidot und Zoisit kommen nur wenig vor; hin und wieder findet man kleine xenomorphe
Kristalle in den Feldspaten. Weiter trifft man zwischen den anderen sekundären Mineralien
Säulchen oder auch Nadeln, die meistens zu Rosetten vereinigt sind. Diese bisweilen trüben
strahlenförmigen Aggregate gehören nach i^iren Eigenschaften wohlzum Apatit oder zum Phosphorit.

Das dunkle Handstück besteht aus feinkörnigen, dunkelgrauen Pyroxenen in denen ein
Gang von glänzendschwarzer Hornblende mit weissem Feldspat und einige kleineren Gänge, die

fast ausschliesslich aus Hornblende bestehen, vorkommen. Von diesem Gesteine wurden zwei
Dünnschliflfe angefertigt, namentlich eins von dem Hornblendegestein mit angrenzendem Pyroxen-
rande und eins von dem Pyroxenteil.

Der erste Schhlf (D. 8630) zeigt teilweise dasselbe Bild wie ein Durchschnitt vom Gestein
822d Dieser Teil, welcher hier den Gang von Hornblende und Feldspat vertritt, besteht denn
auch ausschliesslich aus brauner Hornblende, Erz und Feldspat. Es findet sich hier keine Spur
von Pyroxen. Der Chloritrand zwischen den Feldspaten gegenseitig und zwischen den Feldspaten
und dem Erz ist hier auch vorhanden.

Nach dem Pyroxenrande zu kommt Hypersthen vor, der wie in keinem anderen Schliff
die bekannten braunen, liingUchen Blättchen mit den schönen Farben im reflektierten Lichte
enthält. Die Blättchen zeigen meistens eine rechteckige Form. Der Hypersthen wandelt sich in
Talk um. Es lässt sich deutlich beobachten, dass der Hypersthen teilweise von der Hornblende
resorbiert wurde. Letzterer nimmt nach dem Rande zu allmählich in Menge ab, bis schliesslich
fast nur Pyroxen als dunkles Mineral auftritt.

Der Durchschnitt aus dem Pyroxenteile (D. 8631) besteht fast ganz aus rhombischem
Pyroxen, wozwischen hier und da vereinzelte Feldspatkristalle liegen oder auch Feldspatnester
auftreten. Es sind alle körnige, xenomorphe Kristalle. Der rhombische Pyroxen ist meistens gar
nicht faserig. Er zeigt einen schwächeren Pleochroismus als in dem ersten Schliff. Der optische
Charakter ist positiv, sodass hier Bronzit vorliegt.

Es ist eigenartig, dass in diesem Bronzit die Einschlüsse einen ganz anderen Charakter

der Richtungen steht senkrecht zur c-Achse. Diese drei Richtungen sind immer vertreten,
daneben konnnen aber viele Einschlüsse vor, die nicht in diese Systeme hineinpassen, sondern
anscheinend regellos in tlem Bronzit liegen. Zwischen den Nadeln kommen hier und da kurze
Säulchen vor, während auch die bekannten knieförmigen Zwillinge des Rutils bisweilen auftreten.
Die Längsrichtungen der Nadeln ist positiv, die Interferenzfarben sind oft gelb erster Ordnung
oder etwas höher. Die Nadeln sind den Kutilinterpositionen vieler Glimmerarten sehr ähnlich. Im
Zusammenhang mit dem Auftreten der knielörmigen Rutilkristalle, die in Lichtbrechumg und Farbe
keino Unterschiede mit den Nadeln zeigen, halte ich all diese Interpositionen des Bronzites
für Rutil.

Hornblende tritt nur selten in diesem Pyroxenteil auf Hm und wieder geht der Rand eines
Bronzites in Hornblende über. Dor blassbraune Amphibol fiUlt speziell im polarisierten Licht gut

Der basische Feldspat (Anorthit, Bytownit), der nur selten verzwillingt ist und dann nur
einige broiteiV Lamellen enthält, korrodiert den Bronzit. So enthalten die Feldspate bisweilen
abgerundete Körner des rhombischen Pyroxens. Es finden sich hier um die Feldspate auch
ähnliche Chloritränder wio in 822d. Der Bronzit wandelt sich randlich und auf Spalten oft in
Talk um, wobei sich viel Erz bildet.

84«. Grobkörniger Ifornblondcgabbro. (D. 8647). Geröll mis dem Wai Eioeapa.
Das Handstück stimmt sowohl makroskopisch, wie mikroskopisch mit 822a überein.

Auch dieses Handstück entspricht ganz 822a. Unter dem Mikroskop zeigt ein Teil des
Gesteins aber Unterschiede. An einigen Stellen geht die braune Hornblende deutlich in blaugrüne
über, womit zugleich eine Ausfaserung des braunen Amphibols auftritt. Sogar kommen diese
Fasern hier und da auf Spalten in den Feldspaten vor, während nadeiförmige, scharf begrenzte
grünliche Hornblenden hin und wieder in den Plagioklasen auftreten. Das Ganze macht den
Eindruck eines dynamometamorph umgewandelten Gabbros.

Derartige Erscheinungen trafen wir auch schon in 847; hier aber hat sich auch der Feldspat
umgewandelt. Dieser wird bisweilen sehr trübe imd enthält dann viel Epidot und Zoisit.

In diesem Gesteine treten auch an verschiedenen Stellen die Chlorit-Erz-Aggregate auf.
Das rote Mineral aus diesen Aggregaten ist bisweilen deutlich pleochroitisch von rotbraun bis
farblos und zeigt die Doppelbrechung eines Glimmers. Daneben können jedoch die blauen
Interferenzfarben des Chlorites auftreten. Beide Minerahen scheinen in einander überzugehen.

In dem Chlorit kommen überall länghche Uralitblättchen vor. Wahrscheinlich entstand der
Chlorit durch postmagmatische Prozesse, während später die Reste der braunen Hornblende sich
unter dynamischen Einflüssen in Uralit umwandelten.

869. Hornbleudegabbro. (D. 8662). Anstehendes Gestein mdlich des Wai Liba, am
Wege Kamal-Melilia.

Das feinkörnige Gestein besteht aus Diallag, brauner Hornblende, Feldspat, Uralit und
Erz. Der Diallag ist wegen der vielen Einschlüsse sehr trübe. Dieser Pyroxen hat eine hell
rotbraune Farbe und ist schwach pleochroitisch. Eine gute Prismaspaltung ist vorhanden,
ebenso wie eine Spaltung nach (100) und (010). c: c = 38°. Der Diallag wandelt sich an
verschiedenen Stellen in faserigen, blaugrünen deutlich pleochroitischen Uralit um. Diese Uralit-
fasern können in sehr feiner Form auftreten. Der Uralit ist dann blassgrün, oft von einem
blaugrünen Rande umgeben. Neben dieser Uralitisierung ist der Pyroxen in einigen Teilen in
eine gelbgrüne, serpentinartige Substanz umgewandelt. Auch eine Chloritbildung aus Pyroxen
ist wahrzunehmen.

Ausser der sekundären Hornblende (Uralit) kommt in diesem Gesteine ein primärer
brauner Amphibol vor, dessen Charakter völlig mit dem der vorher beschriebenen Gesteine
übereinstimmt. Der primäre Charakter, wenigstens von einem Teile des Amphibols, wird wohl
am besten durch einen idiomorphen Kristall im Feldspat angedeutet. Die Flächen (110) und
(010) konnten festgestellt werden. Von einer bestimmten Verwachsung zwischen der braunen
Hornblende und dem Diallag ist hier nichts zu bemerken.

Die braune Hornblende wird oft faserig und geht an diesen Stellen in blaugrünen Uralit
über. Der Feldspat gehört dem Labradorit bis Bytownit an. Zwillingslamellierung fehlt oft-
die Lamellen sind häufig verbogen. Undulöse Auslöschung kommt vor. Das Ge.stoin enthält
wenig Erz. Apatit trifft man in ein paar bald eiförmigen, bald abgerundeten Süulchen an.

Dieses Gestein stimmt mit dem vorigen ziemlich überein. Auch hier halten Hornblende
und üiallag einander die Wage. In dem Gestein ist deuthch eine Umwandlung von Diallagin
braune Hornblende wahrzunehmen. Der Diallag zeigt dann unregelmässige Flecken, die
gleichzeitig auslöschen. Die kleinen idiomorphen Hornblendekristalle, welche in dem Feldspat
vorkommen, sind ein Beweis dafür, dass nicht alle braune Hornblende sekundär aus Diaftag
hervorgegangen ist. Die Orientierung der braunen Hornblende, die aus Diallag entstanden ist,
ist hier in Bezug auf diesen Pyroxen besser wahrzunehmen. Wenigstens konnte festgestellt
werden, dass beide Kristalle die c-Achse gemein haben.

Der Diallag wandelt sich an verschiedenen Stellen in Uralit um. Auch die braune
Hornblende wandelt sich oft randhch in faserigen blaugrünen Amphibol um, während auch
faserige blaugrüne Adern die Hornblende durchkreuzen. Diese Adern, die wir schon in 822a
wahrgenommen haben, rufen auch hier den Eindruck von Quetschzonen hervor. Solch eine Ader
entspringt z.B. in einer Hornblende, geht durch einen Feldspat, wo sie einen Riss bildet, der mit
Uralitfasern und Chlorit ausgefüllt ist, geht dann durch drei Hornblendekristalle, indem sich
überall breite Quetschzonen (keine Risse) bilden, die aus blaugrüneni Uraüt bestehen, durch-
schneidet dann einen Feldspat, wodurch hier eine Spalte entsteht, der später mit Titanit ausgefüllt
ist, und endet schliesslich in einem Diallag, der die gleiche grünblaue Uralitbildung zeigt.

Der Feldspat enthält hin und wieder hellgrünen, schwach pleochroitischen Chlorit.
Hornblendenadeln kommen sporadisch im Feldspat vor. Der Apatit entspricht genau dem aus
dem vorigen Schliff. Im Gegensatz zu 869 tritt hier ziemlich viel Erz auf. Ueberall sieht man
skelettartigo Formen, die aus Pyrit und Magnetkies bestehen. Eine Verwachsung von Magnetkies
und Ilmenit findet man auch in diesem Gestein. Titanit kommt vor. Die Chlorit-Erz-Aggregate
aus den Ganggesteinen kommen auch hier, entweder in der Hornblende, oder in dem Feldspat vor.

Dieses Gestein unterscheidet sich von dem vorigen sehr wenig. Hier tritt auch neben
Pyroxen Hornblende auf, während wieder kleine idiomorphe Amphibole in den Feldspaten
vorhanden sind Die Hornblende überwiegt hier. Die Struktur ist dieselbe wie in den vorigen
Gestohlen nämlich vorherrschend panidiomorph-körnig. Der Feldspat gehört zum Bytownit. Er
ist sehr frisch und öfters nicht verzwillingt. Dio Zwillingslamellen sind immer unregelmässig
über die Kristalle vorteilt. Sie verbreitern sich oft. Die meisten Feldspate löschen ebenso wio

Der Diallag ist trübe. Eiue Umwandlung in blaugrüne laserige Hornblende ist überall

zu beobachten In diesem Falle ist entweder bloss der Rand faserig geworden oder der Pyroxen
Ist g\'inz in faserige Hornblende umgewandelt. Die Uralitbildung der braunen Hornblende tritt
hier deutlich horvor. Dieser Uralit ist aber nicht immer faserig, sondern auch kompakt.

Bisweilen befindet sich als Rest in dem Uralit eine ziemlich stark brechende, aber
schwach doppolbrechende, gerade auslöschende Substanz, die an einigen Stollen in gelbgrünon
Serpentin der in unregolmässigen Adern das Mineral durchschneidet, umgewandelt ist.
Bieses Mineral gehört wahrscheinlich zu einem rhombischen Pyroxen. Das Gestein enthält

Das Gestein entiiält wenig monoklinen Pyroxen, wenig Feldspat, aber viel Hornblende.
Weil die anderen zusammen noch nicht an die vorhandenen Hornblenden heranreichen, hält
dieses Gestein eigenthch die Mitte zwischen einem Gabbro und einem Hornblendit.

Der Pyroxen spielt hier dieselbe Rolle wie in den übrigen Gesteinen. Hornblendeflecken
in\' dem Pyroxen und Diailagreste in dem braunen Amphibol weisen auf Umwandlung von
Pyroxen in Hornblende und eventuell auch auf Umwachsung dieser beiden. Daneben kommt auch
Hornblende vor, die zum Teil idiomorph begrenzt ist. Wo mehrere Amphibole an einander
grenzen, findet sich hauptsächlich eine idiomorphe Begrenzung. Ueberall, wo hier die
Hornblende neben dem Feldspat auftritt, ist sie von dem Feldspat meistens korrodiert worden.
Die Begrenzung der Feldspate unter sich ist ebenso wie die der femischen Teile meistens geradhnig.

Der Pyroxen zeigt den Charakter des Diallags. Der Amphibol ist die gemeine braune
Hornblende. Letztere enthält oft opake Stäbchen, die vermutlich aus Erz bestehen. Uebrigens
kommt viel Ilmenit in kleinen, buchtig begrenzten Körnern zwischen den anderen Teilen vor.

Eine Urahtisierung der femischen Teile, wie sie in den anderen Gesteinen vorkommt,
tritt hier selten auf Wohl trifft man auch hier eine Quetschzone an. In den vorigen Gesteinen
treten sie in der Gestalt kleiner Adern auf, hier dagegen sieht man eine breite Zone. Die Art
und Weise, wie in dieser Zone die braune Hornblende sich in blaugrüne umgewandelt hat,
wurde schon in der allgemeinen Uebersicht behandelt. (Taf II, Abb. 6).

945. Hornblendegabbro. (D. 8693). Ansteheyides Gestein i:^) aus dem Wai Ailehoe,
nordöstlich von Kaibobo.

Das Gestein zeigt wieder Uebereinstimmung mit der Nummer 86. Die Hornblende
behält noch in stärkerem Grade die Oberhand. Monokliner Pyroxen und Feldspat treten nur
wenig auf Die Hornblende kommt sowohl in sehr grossen wie in kleinen Kristallen vor.
Der Feldspat ist gleichsam nesterartig zwischen den Hornblenden verbreitet. Der Amphibol
enthält hier und da unregelmässige Titanitkristalle. Neben Ilmenit kommt hier auch Pyrit
vor; diese verwachsen bisweilen mit einander.

834. Hornblendegabbro. (D. 8636). Geröll aus dem fVai Kasoe, Nebenfluss des
Wai Rioeapa.

Dieses Gestein hat etwas gröberes Korn als das vorige. Pyroxen ist nicht vorhanden.
Durch die Kombination Hornblende-Erz-Feldspat ähnelt dieses Gestein nach am meisten den
oben beschriebenen Gangesteinen (822a).

Der sehr basische Feldspat in diesem Gestein hat sich zum Teil eher als die Hornblende
gebildet. Letztere enthält viel bisweilen mehr oder weniger idiomorphe, aber meistens abge-
rundete Kristalle von Anorthit. Auch der Feldspat, der an die Hornblende grenzt, kann im
Verhältniss zu dieser idiomorph begrenzt sein. Undulöse Auslöschung, unregelmässige und
auskeilende Lamellen sind Erscheinungen, die oft auftreten. Der Feldspat enthält viele nicht
näher zu bestimmenden Einschlüsse; die hier vorhandenen Flüssigkeitseinschlüsse haben eine
bewegliche Libelle. Albit tritt in diesen Plagioklasen fleckenartig auf Diese Flecken sind

meistens quadratisch oder rechteckig. Die grösseren Flecken enthalten oft Epidot. Letzteres
Mineral kommt neben Zoisit auch in den Spaltrissen des Feldspates vor. Auch tritt bisweilen

Der Amphibol besteht wieder aus gewöhnlicher, brauner Hornblende. Die Kristalle sind
meistens xenomorph, oft nach (100) verzwillingt, während sie am Rande oft in blaugrüne
Hornblende übergehen. Auch kommt eine Umwandlung von Hornblende in Chlorit vor. Der
Chlorit in dem Feldspat hat sich oft als Sphaerokristalle gebildet. Das Erz besteht aus
Ilmenit und Magnetit, die bisweilen gitterartig verwachsen sind. Apatit tritt wieder in kurzen,
abgerundeten Säulchen auf.

Dieses Handstück zeigt makroskopisch nichts Charakterisches. Im Dünnschliff unter-
scheidet man: Feldspat, Diallag und Uralit.

Der Feldspat gehört zum Labradorit und Bytownit. Der Diallag ist wegen der
zahlreichen Einschlüsse sehr trübe. (Diallagspaltung ist vorhanden, Aüsloschungswinkel
c • c = 38°). Der Pyroxen zeigt alle Umwandlungsstadia von Diallag bis faserige Hornblende.
Schon im gewöhnlichen Licht sieht man am Rande und nach dem Innern des Diallags
hellgrüne, klare Teile, die schwach pleochroitisch sind und meistens noch die Einschlüsse
des ursprünglichen Minerals enthalten, während auch Epidotkörner auftreten. Bisweilen ist
Calcit wahrzunehmen. Die hellgrünen, klaren Teile in dem Pyroxen, der die Lücken
zwischen den Feldspaten ausfüllt, bestehen aus Hornblende, die teils faserig ist, teils aber
einen kompakten Eindruck macht. Dieser Uralit ist schwach pleochroitisch mit blaugrüner
Farbe für den der c- und b-Achse parallel schwingenden Strahl. Wo der Diallag völlig in
eine verworrene faserige Uralitmasse umgewandelt ist, dringen aus diesem Aggregat viele
Hornblendenadeln in die Plagioklase, die diese Aggregate umgeben, hinein.

Zwischen den Fasern und in den Feldspaten beobachtet man hin und wieder Zoisit.
Blassgrüner oder farblo.ser Chlorit trifft man bisweilen zwischen den Uralitfiisern an. Die
sich an dieser Stelle befindlichen Rutilkörnor verdanken wahrscheinlich den ehemaligen
Einschlüssen ihre Entstehung. Ein einziger neu kristaUisierter Albit kommt vor. Pyrit tritt
in kleinen Mengen im Uralit und im Feldspat auf. Primäres Erz gibt es hier nicht.

803. Urnliigftbbro. (D. 8612). Geröll aus dem Wai Eti, am. Wege Loemoli - Lohia Tala.

Das Geröll besteht aus Feldspat und Hornblende. Der Feldspat (hauptsächlich Labradorit,
auch Bytownit, so weit sich feststollen lässt) ist zum Teil saussuritisiert; er enthält viele
Epidotkörner. Hin und wieder tritt ein wenig Zoisit hinzu, während Schüppchen eines
glimmerartigen Minerals (Serizit?) bisweilen in ziemlich grosser Menge in fast allen Feld-
spaten vorkommen.

Die Hornblende tritt als Füllmasse zwischen den Feldspaten auf; sie trägt teils einen
kompakten, teils einen faserigen Charakter. Der kompakte Amphibol ist nicht homogen gefärbt.
Die Farbe\'ist blaugrün mit hellgrünen Flecken, bisweilen mit Stich ins braune. c:c = 18°.

Einige Kristalle zeigen undulöse Auslöschung, während oft ein kompakter Amphibol zum Teil
faserig wird. Weil die faserige Hornblende, auch wo sie in selbständigen Aggregaten auftritt,
völlig mit der kompakten übereinstimmt, ist wohl anzunehmen, dass sie sich aus letztgenannter
entwickelt hat.

Der kompakte Amphibol für sich enthält immer ziemhch grosse Epidotkörner, die
bisweilen V4 der Oberfläche des ganzen Kristalls einnehmen. Diese Kombination, die nach
Rosenbusoh durch die Amphibohsierung der Gabbro- und Diabaspyroxene entstehen muss,
spricht für den sekundären Charakter des Amphibols. Hier ist also der faserige Uraht erst
später aus der homogenen Pseudomorphose von Hornblende nach Pyroxen entstanden. Diese
Pseudomorphose ist hier also keine Paramorphose im eigenthchen Sinne.

Die Klüfte im Gestein sind völhg mit Epidot ausgefüllt. Ein einziger kleiner Spaltriss
enthält noch Prehnit.

952. Uralitgabbro. (D. 8700). Guroll aus dem Wai Ela, östlich von Laioewin {Etif/ebiet).

Das Handstück ist grobkörnig. Im Dünnschliffe sind Feldspat, Diallag, Uralit, Zoisit,
Calcit und Pyrit wahrzunehmen. Infolge der zahlreichen Einschlüsse ist der Diallag (Diallag-
spaltung, Auslöschung c : c = 40°) sehr trübe. Der Diallag ist meistens teilweise, oder völlig
in Uralit umgewandelt. Zwischen den Fasern befinden sich stets viele Epidotkörner. Die
Farbe des Uralits ist auch hier blaugrün. Das Absorptionsschema stimmt völlig mit dem
aus 803 überein. Bisweilen zeigt der Uralit einen recht feinen, faserigen Charakter. In diesem
Falle wird die Farbe oft heller, bis farblos, während das Filzgewebe mehr Erz als die gröbere
faserige Hornblende enthält.

Der Feldspat in diesem Gestein gehört zum Labradorit und Bytownit. Dynamischer
Einfluss, kenntlich an verbogenen Lamellen und undulöse Auslöschung treten auf Der Feldspat
ist an einigen Stellen saussuritisiert und in Albit und Zoisit umgewandelt. Letztgenanntes
Mineral füllt hier und da auch Risse im Gestein aus. Erz ist in ziemlich grosser Menge vor-
handen und gehört, nach den Leukoxenrändern zu urteilen, zum Ilmenit. Pyrit kommt vor.

Das Handstück ist grobkörnig. Mikroskopisch zerflllt dieser Gabbro in : Feldspat Uralit,
Zoisit, Calcit und Prehnit. Der Feldspat ist basisch und gehört der Reihe Labradorit bis
Anorthit an. Der dynamische Einfluss trit in diesem Gestein sehr schön hervor. In vielen
Feldspaten ist eine gegenseitige Verschiebung verschiedener Stücke eines Kristalls deutlich
nachweisbar. In anderen keilen die Zwillingslamellen aus, während auch undulöse Auslöschung
auftritt. So zeigt einer von den Plagioklasen, ein Albitzwilling aus der symmetrischen Zone,
mit sehr breiten Lamellen, 5 Brüche senkrecht zur Längsrichtung dieser Lamellen bei denen
jeder Teil hinsichtlich des vorigen verschoben ist.nbsp;\'

Der Uralit ist farblos; er bildet faserige Aggregate, in denen die Fa8..rn oft parallel,
meistens aber nach allen Richtungen hinliegen und überall in die Spalten und in die Feldspate
hineindringen. Die Gänge in diesem Gabbro sind breit und meistens mit Klinozoisit ausgefüllt,
der immer zwischen gekreuzten Niçois die schöne Farbe von preussisch Blau zeigt

1) H. Robknbüsch: Mikroskopische Physiographin der Minoralien und Oostoino. Bd. in i9r,r.. S. 249.

ist die Feldspatsubstanz an beiden Seiten einer Spalte in klaren Albit umkristallisiert, wodurch
sich die Zwilhngslamellen, die gegenseitig etwas verschoben sind, unbeirrt fortsetzen. Prehnit
und Calcit kommen auch in den Gängen vor. Erz findet sich wenig in diesem Gestein. Ausser
sekundärem Pyrit tritt nur ein einzelner Kristall auf, der aus Titaneisenerz besteht, umgeben
von einem Rande von Titanit.

Das Handstück zeigt eine graue Farbe mit grossen weissen Flecken und enthält
augenscheinlich nur Feldspat. Bloss ein einzelnes grünes Korn zwischen den Feldspaten lässt
darauf schliessen, dass auch ein dunkles Mineral zu der Bildung dieses Gesteins das Seinige
beigetragen hat.

Mikroskopisch zeigt es sich, dass dieser Gabbro fast gänzlich aus einem panidiomorph-
körnigen Feldspatgemenge besteht, in dem wenig dunkle Teile (Pyroxen, Uralit), während die
weissen Flecken fast ganz aus Mineralien der Epidotgruppe bestehen. Der Feldspat gehört fast
völlig zu dem Labradorit, während daneben ein einzelner Bytownit vorkommt. Das spezifische
Gewicht eines zoisitarmen Teils, das zwischen dem von Labradorit und Bytownit liegt, spricht
auch für obengenannte Zusammensetzung. Die Plagioklase sind meistens nach dem Albitgesetz
verzwillingt; das Karlsbader und das Periklingesetz kommen auch vor. Bisweilen fehlt jede
Zwillingslam\'ellierung. Die Feldspate sind sehr frisch; nur wenige Zoisitkörner kommen vor.

Die dunklen Teile bestehen aus Diallag und Uralit. Der Diallag ist sehr trübe. Im Schliff

Von einem der weissen Flecken im Gestein wurde ein Dünnschliff angefertigt (D 9151).
In diesem SchUff treten zwei sich kreuzende Gänge auf, die ganz von Klinozoisit und Epidot
•uisgefüllt sind Daneben ninnnt man viele kleineren Gänge wahr, die dieselben Mineralien und
auch Calcit enthalten. Die Epidote bilden ein körniges Gemenge.

In einem Gange haben sich am Rande grosse Kristalle gebildet, während die Mitte des
CMnzon aus kleineren Kristallen besteht. Der Feldspat an den Gängen ist noch im grossen
Ganzen frisch Hin und wieder hat or sich in Zoisit oder Calcit und Albit umgewandelt. Der
eisonarmo Klinozoisit zeigt schwache Doppelbrechung und hat in diesem Falle immer schöne
bhue Interferenzfarben. Epidot mit hohen Interferonzfarben kommt meistens am Rande von
einem der Gänge vor. Am Rande des einen Ganges hat sich also eine eisenreichere Lösung
•ibgesetzt als in der Mitte. Verwachsung heider Glieder der Epidotgruppe tritt ziemlich oft auf.
Dio Ausfüllung beider Gänge entspricht also ganz dem Charakter einer echten Gangfüllung.

7î)7 lIrnlitgul)bro. (D 8609). Geröll aus dem Wai Tala, Nebtnfluss des Wai Eli.

Der Gabbro besteht aus Feldspat, Zoisit und faseriger Hornblende. Dor Feldspat ist Labradorit
und Bvtownit Fino Druckwirkung lässt sich wahrnehmen. Der Plagioklas ist teils frisch, teils
auch in eino trübe Masse umgewandelt. Mit einer sUlrkeren Vergrösserung nimmt man überall,
wo die trübo Masse nicht so dicht ist, die blauen Interferenz färben von Klinozoisit wahr. Der
Feldspat ist hier saussuritisiert. An anderen Stellen ist er zerbrochen, während in diesem Falle
dio Fragmente ITornblendenadeln enthalten.

Der Uralit bildet bisweilen hellgrüne Partien zwischen noch frischen Feldspaten. In
diesem Falle liegen die Fasern dann noch bisweilen parallel; oft bildet er Aggregate, die aus
Fasern bestehen, welche verwirrt durch einander liegen, wobei dann die ihn umgebenden Feldspate
trübe geworden und in Albit und Zoisit umgewandelt sind. Letzteres Mineral findet sich auch
oft zwischen den Fasern und dem Uralit. Pleochroismus ist an dem Uralit kaum merkbar.
Hier und da treten grössere Blättchen zwischen den Fasern auf

Mehrere Klüfte durchkreuzen das Gestein. Sie enthalten Zoisit und Calcit, während
auch Pyrit auftritt. Hornblendenadeln stehen oft senkrecht zu einem Risse. Erz izt auch hier
nicht vorhanden.

Das Gestein ist weiss mit grünen Flecken und macht den Eindruck eines Forellensteins.
Mikroskopisch ähnelt es 801, enthält jedoch viel mehr Zoisit.

Der Uralit ist hier recht hellgrün, nicht pleochroitisch; es sind Fasern, die teils parallel,
teils verwirrt durch einander liegen. Pyroxen oder Reste desselben enthält das Gestein nicht.
Der parallelfaserige Uralit tritt als Füllmasse zwischen Feldspaten, die sich meistens gut
erhalten haben, auf Letztere gehören den basischen Gliedern der Feldspatreihe an. Die Aggregate
von verwirrten Fasern sind, im gewöhnlichen Lichte betrachtet, von einem Kranze stark
lichtbrechender Körner umgeben. Zwischen gekreuzten Niçois zeigt es sich, dass dieser Uralit,
der peripherisch auch meistens Chlorit enthält, von einem dichten Kranz blau polarisierenden
Klinozoisits umgeben ist, w^ozwischen hier und da der Feldspat (Albit) hindurchschimmert.
Die benachbarten Plagioklase sind von Hornblendenadeln durchsiebt. Die übrigen Feldspate
enthalten diese Nadeln nicht. Sie liegen nicht immer unregelmässig durch einander, sondern
oft in Reihen, die gegenseitig parallel sind. Einige Feldspate sind in unregelmässigen Stücken
gebrochen.

Epidot- und Rutilkörner befinden sich oft zwischen den Fasern des Uralits. Auch in
diesem Gestein fehlt Erz. Im Dünnschliff sieht man mehrere Gänge, die mit Zoisit, Calcit und
Albit ausgefüllt sind. Eine Spalte enthält ein Mineral, dessen Eigenschaften auf Prehnit weisen
(optisch zweiachsig, gute Spaltung, Doppelbrechung ziemlich hoch, Brechungsvermogen 1,62,
eine eigenartige wellige Auslöschung). Ein Individuum zeigt idiomorphe Begrenzung. Es ist
vermutlich ein Durchschnitt nach der Basis. Folgende Flächen sind entwickelt: (100), (010),
(110). Das Achsenbild ist verwaschen.

Grobkörniges Gestein, das basischen Feldspat und Uralit enthält. Letzterer ist blaugrün
bis farblos und bildet Aggregate, die verwirrt durch einander liegen. Aus dem Aggregat
drängt sich die Hornblende nach allen Richtungen hin auf Spalten in den Feldspat. Der
Feldspat ist stark kataklastisch. Der Uralit zeigt bisweilen völlig Aktinolith-Charakter
durch die langen, scharf begrenzten Nadeln, die eine Absonderung senkrecht zur Längsrichtung
zeigen. Pyroxenreste fehlen. Erz ist vorhanden, aber in geringer Menge.

Dieses grobkörnige Gestein ist weniger kataklastisch als voriges. Der Uralit tritt
hier noch meistens in parallelfaserigen Aggregaten auf und hat sich selten in die Gänge
zwischen den basischen Feldspat hineingedrängt. Die Farbe ist blassgrün, bisweilen blaugrün.
Diallagreste trifft man noch an. In diesen Diallag-Uralit-Kristallen kommen hier und da
braune Flecken vor, die ihrem Pleochroismus und ihrer geringen Auslöschungsschiefe nach, der
gemeinen braunen Hornblende angehören müssen.

Zoisit kommt im Feldspat und auf Spalten vor. Pyrit, Leukoxen und Titaneisenerz
sind über dem ganzen Durchschnitt in kleinen Kristallen verbreitet.

Ziemlich grobkörniges Gestein. Im Schliff ist das Gestein der Nummer 797 fast ganz ähnlich.

837. Uralitgabbro. (D. 8638). (Flasergabbro). Geröll aus dem. Oberlauf des Wai Kwa.

Das Handstück hat eine Streckungstextur. Feine grüne Lagen wechseln mit grauen ab.
Mikroskopisch erweist sich, dass das Gestein eine starke dynamische Wirkung erlitten hat.
Das ganze besteht aus länglichen, hellgrünen Hornblenden und Feldspattrümmern mit trüben
Streifen, zwischen denen überall Feldspatfragmente liegen. Eine vollständige Saussuritisierung
ist nicht zustande gekommen. In den Feldspattrümmern hat sich viel Zoisit entwickelt, der
infolge seines kleinen Korns und seiner starken Lichtbrechung die obenerwähnten soge-
nannten trüben Streifen bildet. Dieser Zoisit zeigt nur selten die abnormen blauen Inter-
ferenzfiirben. Nach Weinschenks i) Einteilung muss dieser also zu der rhombischen Abart
gerechnet werden.

Die Feldspatfragmonto zeigen meistens eine Zwillingslamellierung; diese Lamellen sind
dann oft verbogen und gebrochen. Undulöse Auslöschung tritt oft auf Der Plagioklas gehört

Der Uralit besteht aus hellgrünen, ftist nicht pleochroitischen Fasern, die zusammen
in die Länge gezogene Aggregate bilden. Die länglichen Faseraggregato mit trüben Zoisit-
und Foldspatstreifen rufen das Bild einer Fluidalstruktur hervor. Zwischen don Uralitfasern
kommen stets kleine Epidotkörner vor und viel fein vorteiltes Erz, während an mehreren
Stellen Rutilkörner spärlich vertreten sind. Bisweilen dehnen sich einige Fasern des Uralits
zu einem Blättchen aus. In diesem Falle tritt immer etwas schief eine optische Achse aus.

Magnetit tritt überall in kleinen unregelmässigen Kristallen auf, die meistens von einem
gelbbraunen Verwitterungsprodukt, wahrscheinlich Limonit, umgeben sind. Letztgenanntes
Mineral fär))t auch bisweilen den Uralit hellgelb. Pyrit kommt vor.

S\'i7a, Uraliigal)bro. (D. 8689, 8640). (Flasergabbro). Geröll aus dem Wai Kxca.

Während im Gestein 837 makroskopisch der eigentliche Gabbrocharakter verloren
gegangen ist, ist hier dieser Charakter noch vorhanden, obwohl eine deutliche Streckungs-
textur zu beobachten ist. Das Gestein ähnelt mikroskopisch völlig dem Gestein 837. Auch
hier tritt die längliche Form der Uralite deutlich hervor.

1) E. Wkinsciienk: Dio gostoinsbildoudon Mineralien. Froiburg 1915. S. 148—151.

Gestein wie die beiden vorigen. Nur ist die lineare Streckung hier makroskopisch am
wenigsten sichtbar. Mikroskopisch zeigt sich auch deutlich die Flaserstruktur.

1192.nbsp;Üralitgabbro. (D. 8733). (Flasergabbro). Anstehendes Gestein Wai Ela.

Deutlich schiefriges Gestein. Im Dünnschliff finden sich nur noch vereinzelte gebrochene
Plagioklase einsprenglingsartig in einer feinkörnigen Masse von UraUtfasern und Epidotmineralien.

Weniger oder mehr schiefriges Gestein. Ebenso wie das vorige hat das Handstück im
Gegensatz zu den anderen Flasergabbros eine fast homogene hellgrüne Farbe.

Im Dünnschhff findet man nur an einer Stelle noch einen grossen Feldspat. Das Gestein
besteht aus Feldspat, Uralit, Chlorit und viel Epidot. Leukoxen ist sehr verbreitet. Die Gesteine
1192 und 1193 (1193 am meisten) sind schon Amphibolschiefern ähnlich.

951. Saussuritgabbro. (Grünstein). (D, 8698). Anstehendes Gestein aus dem Wai
Laioewin, nördlich Piroe.

Das Handstück hat eine grüne Farbe mit weissen Adern und weissen Flecken. Es
zeigt sich bei Befeuchtung mit Salzsäure, dass letztere aus Calcit bestehen. Makroskopisch
kommt kein Feldspat zur Beobachtung.

Mikroskopisch zeigt sich, dass dieser Gabbro aus sehr trübem Feldspat, Hornblende
(Uralit), Calcit und Chlorit besteht. Der Feldspat lässt sich nicht bestimmen. Kaum konnnt
klarer Feldspat vor. Wenn dieser auftritt, zeigt er bisweilen noch eine Zwillingslamellie-
rung und enthält weiter immer zahlreiche Epidot- und Zoisitkörner. Der übrige Feldspat
ist sehr trübe.

Die Hornblende ist blaugrün mit Stich ins braune und schwach pleochroitisch während
sie entweder kompakt oder zum Teil faserig oder auch in ganz fa.serigcn Aggregaten
auftritt, ohne dass gegenseitig irgend ein Unterschied besteht. Undulöse Auslöschung der
kompakten Hornblende tritt auf.

Chlorit nimmt in diesem Gestein einen bedeutenden Platz ein. Er kommt in breiten
Gängen vor, die alle Teile des Gesteins durchschneiden. Die Farbe ist klar sehr hellgrün-
der Pleochroismus ist sehr schwach. Zwischen gekreuzten Kicols ^\'.eigt dieser (ihlorit schwache
Doppelbrechung. An verschiedenen Stellen sind die blauen und rostbraunen Interferenzfarben
bemerkbar. Auch sind mehrere Klüfte im Gestein mit Calcit ausg(,füllt. Albit ist hier und
da auf spalten auskristallisiert. Erz tritt in ^^iemUch grossen, meistens abgerundeten Kristallen

Das Handstück ist grün und weiss gefleckt. Bei einer schwachen Vergrösserung zeigt
sich, dass dieses Gestein aus trübem Feldspat und Uralit besteht. Die Uralitaggregate zeigen
mehr oder weniger eine lineare Streckung. Eine stärkere Vergrösserung lässt wahrnehmen,
dass der Feldspat in ein Gemenge von Zoisit und Albit umgewandelt ist.

Der Uralit ist hier, wie die dazu geeigneten Schnitte zeigen, blätterig. Die Farbe ist
sehr hellgrün, fast farblos; Pleochroismus ist nicht vorhanden. Zwischen den Fasern kommen
immer Epidot- und Rutilkörner vor und bisweilen findet sich da ein Aggregat von Zoisitkörnern.
Gänge mit Albit und feinkörnigem Chlorit ausgefüllt, durchschneiden alle Bestandteile des
Gesteins. Erz kommt nur spärlich vor.

Das Handstück ist sehr grobkörnig. Das Gestein besteht aus grossen, saussuritisierten
Feldspaten, aus kompakter und fliseriger Hornblende. Die Struktur ist hypidiomorphkörnig,
wobei die\'kompakte Hornblende bisweilen zum Teil idiomorph begrenzt ist. Der Feldspat ist
völlig in Albit und Klinozoisit umgewandelt. Neben diesem letzteren Mineral kommt auch
häufig Epidot vor. Serizitschüppchen treten hier und da auf, ebenso kleine Hornblendenadeln,
aber beide Mineralien finden sich im Plagioklas nur in geringer Menge.

Die kompakte Hornblende ist hell blaugrün und schwach pleochroitisch. Bisweilen
treten Flecken auf mit einem braunen Schein. Immer sind Epidotkörner da, die bisweilen
obonso ^^ross werden wie die aus Gestein 803. Auch Erzoinschlüsse sind vorhanden. Dio
fleckige Absorption und der Epidot sprechen hier für den sekundären Charakter des Amphibols.
Noben diesem kompakten Amphibol kommt ein faseriger vor, dor genau mit dem kompakten
übereinstimmt und zwischen dessen Fasern sich auch grosse Epidotkörner befinden. Da der
kompakte Amphibol bisweilen an den Enden ausfasert, ist anzunehmen, dass dieser infolge

sechseckige Apatitdurchschnitto auftreten. Ein anderer Durchschnitt zeigt die gedrungene
prismatischo Form des Apatits. Auch kommt noch ein lang-prismatischer Kristall mit
einer Absonderung sonkrocht zur Längsrichtung vor.

Schon am Handstück sieht man, dass die dunklon Gemengteilo in diesem Gestein
vorherrschend\'sind. Die Feldspate treten hier denn auch als weisse Flocken in der dunklen

Unter dem l^Iikroskop ergibt sich, dass dieses Gestein hauptsächlich aus Olivin, in dem
hier d da der Feldspat wie Inseln verbreitet liegt, besteht. Letzterer gehört zu den basischen
Plaeioklasen- es ist Anorthit und Bytewnit. Dio Feldspate sind teils frisch, teils trübe. Calcit
und Zoisit treten hier und da im frischen Plagioklas auf. Zwillingslamellen, meistens unregel-
mässi- gestaltet kommen vor. So findet man oft auskeilende Lamellen. Keiner von den

Gemengteilen dieses Gesteins ist idiomorph, immer ist die gegenseitige Begrenzung buchtig.

Die Olivine umgeben die nesterartig angehaüften Feldspate. Rundliche Olivinkörner
treten aber auch in den Plagioklasen auf. Hieraus kann man schhessen, dass der Olivin älter
als der Feldspat ist. Er enthält hin und wieder Einschlüsse, Stäbchen eines opaken Minerals,
die parallel im Kristall liegen. Der Olivin ist grossenteils in Serpentin umgewandelt. Die
opaken parallelen Stäbchen findet man unverändert in dem Serpentin zurück. Die Serpentinadern
enthalten an beiden Seiten einen Erzrand, während sich bisweilen das Erz mitten in Adern
abgesetzt hat. Der Olivin ist optisch positiv; die Dispersion ist deutlich p lt; u.

Ein Reaktionsrand zwischen dem Olivin und dem Feldspat fehlt. Einer der im Feldspat
liegenden Olivine hat an der einen Seite einen Rand von Diallag, Weiter ist tmch zwischen
einem Plagioklas und dem ihn umgebenden Olivin ein Streifen Diallag entwickelt. Dieser-Streifen
löscht aber gleichzeitig aus und ist genau so orientiert wie ein von dem Streifen abgetrennter
Kristall; die abtrennende Substanz ist Olivin. Der Diailagrand, der hier so trügerisch einen
„Reaction-rimquot; nachahmt, ist nichts andres als ein Rest eines vom Olivin resorbirten Pyroxens,
Der Diallag ist hier also der ältere Bestandteil, Er trägt aber am wenigsten zu der Zusammen-
setzung dieses Gesteins bei.

Einige Spalten durchschneiden das Gestein; sie sind mit Zoisit oder bisweilen mit
Chlorit ausgefüllt. Ausser in dem Serpentin kommt hier und da Erz im Plagioklas vor. Von
dem serpentinisierten Olivin aus, der sich in dem Plagioklas befindet, durchziehen viele durch
die Serpentinisierung entstandenen Sprünge den umringenden Feldspat.

Das grün- und weissgefieckte Handstück besteht aus Diallag, Feldspat und aus sekundärer
Hornblende. Der Feldspat ist fast immer leistenförmig und kommt oft in dem zuletzt aus-
kristallisierten Diallag in schönen idiomorphen Kristallen vor. Der Plagioklas gehört zum
Anorthit und Bytownit.

Der Diallag ist sehr trübe durch die vielen Einschlüsse. Oft hat der Diallag einen
schmalen, braungefärbten Rand, während auch braune Flecken in diesem Pyroxen auftreten.
Diese braune Flecken und der braune Saum um den Diallag gehören wohl dem gemeinen
braunen Amphibol an.

Inmitten des Pyroxens kommen helle Stullen vor, die teils aus Aggregaten farbloser,
blätteriger oder bisweilen lang-säulenfurmiger Kristalle, teils auch aus einem einzigen Kristjxll
mit idiomorpher Begrenzung bestehen. Wo diese Stellen an den Feldspat grenzen, findet sich
immer ein breiter Chloritrand. Der Chlorit besteht aus sehr feinen, verwirrten Fasern mit
normalen Interferenzfarben. Die hellen Stellen im Diallag bestehen aus farblosen Hornblende-
nadeln oder -blättern, oder aus einem einzigen farblosen Amphibolkristall mit sechs-seitiger
Begrenzung. Die Umrisse dieser Stellen weisen darauf hin, dass hier ursprünglicher Olivin
in Aktinolith oder Tremolit umgewandelt ist.

Der Chlorit muss aus Feldspat hervorgegangen sein, weil sich oft leisten förmige Partien
dieses Minerals in dem Diallag finden.

Auch der Diallag wandelt sich dann und wann in eine ftirblose Hornblende um.
Einige Klüfte im Gestein enthalten oft kleine Saülchen grüner Hornblende (Smaragdit).\'
Zoisit und Epidot kommen wenig vor. Erz ist fast nicht vorhanden.

895. Diabas?nbsp;Anstehendes Gestein. Oestlich von Tg. Toetoenaten, südlich von Eti.

Das Handstück ist sehr feinkörnig, weiss und grau gesprenkelt. Bei Befeuchtung mit
Salzsäure braust es stark auf.

Unter dem Mikroskop zeigt sich ein stark zersetztes Gestein. Farblose, bisweilen idio-
morphe, meistens aber korrodierte Augite und leistenförmige, stark verwitterte Feldspate liegen
unregelmässig im Schliff zerstreut, indem Chlorit, Epidot, Calcit, Quarz und Erz den Raum
zwischen erstgenannten Bestandteilen ausfüllen.

Der Augit is frisch; die idiomorphen Querschnitte zeigen meistens die bekannte achteckige
Form. Zwillingsbildung nach (100) kommt häufig vor. Der Feldspat ist nicht mehr mit
Gewissheit zu bestimmen; er ist zu stark zersetzt.

Die übrigen Mineralien in diesem Gestein sind wohl alle sekundär. Hellgrüner, deutlich
pleochroitischer Chlorit bildet überall unregelmässige Flecke. Epidot kommt viel in gelben
unregelmässigen Kristallen vor. Calcit ist sehr verbreitet. Quarz komt auf Klüften vor und ragt
oft mit idiomorpher Begrenzung in den Calcit hinein. Erz kommt häufig vor und muss, nach
dem Auftreten der eigentümlichen zerhackten Formen und nach den schönen Leukoxenkristallen
zu urteilen, dem Ilmenit angehören.

Das ursprüngliche Gestein ist schwer zu bestimmen; vermuthch war es ein körniger Diabas.

Die Eruptivgesteine aus der Nähe Kaibobos und aus der weiteren Umgegend sind fast
ausschliesshch Tiefengesteine. Ergussgesteine treten nur wenig auf: Der neunte Cerambericht
erwähnt einen verwitterten Mandelstein von Poeloe Batai und Tg Hatoeroesoen.

Die Hauptmasse der Eruptiva besteht aus sehr basischen Gesteinen und zwar aus
Peridotiten, welche an einigen Orten unmittelbar mit Gabbros zusammenhängen. Beide
Gesteinsarten sind durch Spaltung aus einem Magma hervorgegangen.

Die Peridodite sind fast ausschliesslich Harzburgite. Sie bestehen aus Ohvin, Bronzit
und Chromit. Monokhner Pyroxen fehlt oder ist bisweilen in geringer Menge vorhanden. All
diese Harzburgite kennzeichnen sich durch eine Art pegmatitische Verwachsung von Chromit
und Bronzit. Zu den Lherzolithen muss ein Gestein aus der Nähe Honitetoes gerechnet werden.
Völlig Serpentinisierte Gesteine kommen häufig vor.

Die Gabbros sind niemals ganz frisch, die meisten Gesteine sind mehr oder weniger
uraUtisiert; auch Saussuritgabbros treten auf. Flasergabbros wurden im Gebiet des W. Kwa
und des W. Ela angetroffen; die am wenigsten deformierten Flasergabbros zeigen eine deutliche
Paralleltextur, während sogar einige Gesteine (Wai Ela) völlig schiefrig geworden sind.

Peridotite und Gabbros werden durch Uebergangsgesteine, welche dio Mitte halten
zwischen beiden Gruppen, verbunden (Olivingabbros).

Die Peridotite, welche an die weiter unten genannten pegmatitischen Ganggesteino
grenzen, führen immer eine farblose Hornblende, die wohl unter Einfluss der empordringenden
Pegmatite in den Peridoditen entstand.

Im Zusammenhang mit diesen basischen Gesteinen treten Gneise, pcgmatitischo und
granitartige Gesteine auf. Die pegmatitischen Gesteine durchziehen als schmale Gänge den
Peridotit. Es sind teils sehr basische, teils sehr saure Gesteine.

Die sauren pegmatitischen Gesteine gehören zu Granitpegmatiten und bestehen aus einer
schriftgranitischer Verwachsung von Orthoklas und Quarz. Dazu tritt spärlicher Glimmer.
Diese schriftgranitischen Gesteine gehen durch Aufnahme fremder Gesteinsbestandtoilo in
Cordierit- oder Andalusitpegmatito über.

Die basischen Ganggesteine sind im Gegensatz zu den Granitpegmatiten sehr grobkörnig.
Das Hauptgemengteil ist eine braune Hornblende, neben der sehr basischer Feldspat und
Hypersthen auftritt. Die Gänge zeigen eine Neigung zur lamprophyrischen Ausbildung Die
Hornblende überwiegt immer; der Feldspat verschwindet oft völlig, sodass reine Ilornblendito
auftreten. Der Hypersthen ist anscheinend nur auf den Rand der Gänge beschränkt und
stellt wohl einen „reactionrimquot; des Peridotits vor. Diese Ganggesteino sind hier als Hornblende,
pegmatite beschrieben worden.

Als Gänge in dem Peridotit treten bei Tg Modjane Cordieritgranite auf und als gang-
förmige Massive finden sich in der Nähe Kaibobos ebenfalls Cordieritgranite und am Wai
Tihoemolong Cordieritgneise. Beide bilden einen neuen Gesteintypus für den Archipel; es sind
namentlich Mischgesteine. Die Gneise sind Injektionsgesteine und hier entwickelt als Ader-,
Flecken-, Lagen- und Augengneise. Es sind ursprüngliche Schiefer, die von einem pegmatitischen
Magma injiziert wurden. Auch die Granite sind keine normalen Eruptivgesteine. Diese stellen
Einschmelzungsgesteine vor, hervorgegangen aus Einschmelzung von Schiefern in ein pegmatitisches
Magma. Gneise und granitartige Gesteine wurden auch in anderen Teilen des Gebietes gefunden.

Gneise und Granite stehen genetisch im engsten Zusammenhang. Sie sind durch die
Cordierit- und Andalusitpegmatite mit den Schriftgraniten verbunden.

Peridotite, Pegmatite, Gneise und Granite müssen als ein geologisches Ganzes betrachtet
werden.

822a. Grobkörniger Hornblendegabbro (D. 8289) 69
822amp;. Hornblendit-Hyper.sthenit(D. 8290,9146) 70
822rf. Grobkörniger Hornblendegabbro (D. 8628,

mannit-Cordierithornfels (D. 9081). . 25
875amp;. (Einschluss). Plagioklas-Slllimannit-Cor-

a..

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Typischer Tiefengesteinstypus der feldspatfreien Gesteine West-Cerams. Die hellen Teile in dem
Bronzit bestehen aus Hornblendefasern. Gekr. Niçois.

Zei{?t die in all diesen Gesteinen auftretende pegmatitartige Verwachsung von Chromit und
Bronzit. In diesem Gestein ist der Bronzit in Talk umgewandelt. Abb. îî: nur randliche Ver-
wachsung. (Nach einer Zeichnung). Dunkelgrau = Olivin, t = Talk, völlig dunkel = Chromit.

Erz (schwarz), Plagioklas (weiss), Hornblende (grau). Dur Cliloritrand (r) nur teilweise angegeben.
(Nach einer Zeichnung).nbsp;°

In der Mitte (Metschungszone. Die hellgrüne Hornblende, die aus der braunen hervorging etw.s
heller grau. Die Biegung der Fasern deutlich zu beobachten, wie auch lt;ler scharfe rebergni.K
beider Hornblenden in einander. Die.se Zone ungefiihr in ,1er Mitte von links unten nach recht.,
oben. Parall. Niçois.

Hornblende meist dunkelgrau, Hypersthen hellgrau. Ungefiihr in der .Mitte -leutlici. zu .ehen

wie der Hypersthen .ich auf fast lt;,«adratisch sich schnei.lende Spalte« in braune Hornblende\'
umwandelt. Gekr. Nicols.

Zwillingsbildung und mechanische Deformation. Der Pla-iokl-n Uf •gt; i , .
.Slü,.k (Oben, .eig, m,r u,ul„l«e A„,10,„h„„«, d.H vlu 11 ,

Keilförmige Zwilllngshmelle von liornblende, durch meclnnu..!,« t. r
o,l» Zerrlinion „•cl,.„ar. (.V,.ch «huT /.»icl/n.ngr Nic,,l!

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WEINSCHENK\'S meening, dat de meeste serpentijnen normaal contact-
metamorph veranderde eriiptiefgesteenten zouden zijn, is onjuist.

De meening van SUESS, dat de tektieken van kosmischen oorsprong
zijn, is onjuist.

Er is geen essentieel verschil tusschen regionale metamorphose en
contactmetamorphose.

Geheel ten onrechte beweert P. Schlee in zijn geschrift over de
morphoiogie van de Berner Jura: „Das Natürliche ist aber nun, nicht für jede
Klus nach einer besonderen Ursache zu suchen. Für eine so charakteristische
Eigenschaft der Faltengebirge brauchen wir eine allgemein-gültige Hypothese.quot;

Het is beter om in tegenstelling met Stille het Nederduitsche bekken
waarin zich de saxonische plooiingen afspeelden, niet als een oorspronkelijk
geosynclinaalgebied te beschouwen.

potonié generaliseert ten onrechte, wanneer hij zegt: „Die fossil als
Steinkohlenlager vorhandenen Carbonmoore besassen den Charakter unsrer
heutigen tropischen Sumpfflachmoore.quot; (H. PoTONiÉ: Die Entstehung der
Steinkohle. 1910. BIz. 186).

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