Radiolarit ist einbiogenesmarines („aquagenes“)Sedimentgestein, das hauptsächlich aus mikrokristallinemQuarz besteht. Es wird daher auch mit anderen extrem feinkörnigen Quarzgesteinen unter dem OberbegriffChert geführt. Dunkle Radiolarite desPaläozoikums werden auch alsLydite oderKieselschiefer bezeichnet, auch wenn sie oft nicht schiefrig ausgebildet sind.

Radiolarite sind sehr feinkörnigebiogene, marineSedimentgesteine mit schichtweisem Aufbau. In ihnen wechseln sich Lagen mit klastischemGlimmer, gelegentlichenKarbonatanteilen, Radiolarien-Skelettmaterial und organischemPigment ab. Der Anteil vonTonmineralen ist gering. Radiolarite können im Verbund mit Karbonatgesteinsschichten auftreten, wenn sie in geringerer Wassertiefe entstanden sind. Gewöhnlicherweise sind sie aber ein Sediment größerer Wassertiefen.

Das Gestein ist spröde und lässt sich nicht leicht spalten, sondern bricht scharfkantig und muschelig. Typisch für Radiolarite ist eine sehr engständigeKlüftung infolge derer das Material im Zuge derVerwitterung anfangs in kleine quaderförmige Stücke zerfällt. Die Färbung reicht von hell-weißlich über rötlich, grünlich und bräunlich bis zu tiefschwarz.

Radiolarite bestehen vorwiegend ausRadiolarien-Skeletten und ihren Trümmern, also ausSiliciumdioxid. Radiolarien (Strahlentierchen) sind marine,planktonisch lebende, einzellige Tiere, die ein Innenskelett aus amorphem Siliciumdioxid besitzen und deren Größe zwischen 0,1 und 0,5 Millimetern variiert. In ihrem Formenreichtum lassen sich neben denAlbaillellaria und denEntactinaria die beiden bedeutendenOrdnungen der kugeligenSpumellaria und der mützenförmigenNassellaria unterscheiden und identifizieren. Ansonsten sind Radiolarite weitgehend fossilfrei.

Gemäß Takahashi (1983) schweben Radiolarien nach ihrem Absterben noch 2 bis 6 Wochen in derEuphotischen Zone (produktive Oberflächenschicht bis rund 200 Meter Wassertiefe), erst dann beginnen sie allmähliches abzusinken. DieserSinkprozess durch 5000 Meter Wassertiefe kann laut Takahashi (1981) zwischen 2 Wochen und 14 Monaten in Anspruch nehmen.

Mit der Zersetzung der organischen Substanz beginnt die Auflösung des Kieselsäureskeletts. Die Lösungsvorgänge sind im Ozean am effektivsten in den obersten 750 Metern, darunter wird nur noch wenig SiO₂ gelöst. Die Grenzschicht Sediment/Wasser ist erneut sehr lösungsaktiv (mit einer Eindringtiefe ins Sediment von einigen Zentimetern), etwa dreimal so hoch wie im darunterliegenden Sediment. Aber auch im Sediment gehen die Lösungs- und Umwandlungsprozesse weiter (siehe Diagenese).Die Überlebensrate der Radiolarienskelette ist gering, sie wird auf etwa 1 Prozent geschätzt. Gemäß Dunbar & Berger (1981) verdanken Radiolarien dieses eine Prozent ihren kolonienbildenden Fähigkeiten und dem Umstand, dass sie gelegentlich in Kotpillen und anderen organischen Aggregaten eingebettet werden. Die organische Ummantelung beschützt die Kieselskelette vor der Auflösung (Casey u. a. 1979), außerdem erhöht sich laut Vinogradov & Tsitlin die Sinkgeschwindigkeit durch die Wassersäule auf das Zehnfache.

Nach Absetzen des Radiolarienschlammes beginnen diagenetische Prozesse, auf das Sediment einzuwirken. Es kommt an den Kieselskeletten zu An- und Auflösungen und zur allmählichen Umformung des amorphen Ausgangsmaterials aus Opal-A zu Opal-CT (Opal mit Kristallkeimen vonCristobalit undTridymit) und bei steigender Temperatur und wachsendem Druck zuChalzedon und schließlich zu stabilem, kryptokristallinemQuarz. Mit diesen Phasenänderungen geht eine sukzessive Verringerung derPorosität einher, die sich alsKompaktion bemerkbar macht.

Die Kompaktion von Radiolariten erfolgt in Abhängigkeit von ihrem Chemismus und ist generell positiv mit dem SiO₂-Gehalt korreliert. Sie variiert gewöhnlich zwischen den Faktoren 3,2 und 5, d. h. 1 Meter verfestigter Radiolarit entspricht 3,2 bis 5 Meter unverfestigtem Radiolarienschlamm. Bei den alpinen Radiolariten des Oberjuras wurden so unter Berücksichtigung der KompaktionSedimentationsraten von 7 bis 15,5 Meter pro 1 Million Jahre (oder 0,007–0,0155 mm/a) bzw. im verfestigten Zustand 2,2 bis 3 Meter/Million Jahren erzielt. Im Vergleich: für die Radiolarite desPindos wurde auf einen vergleichbaren Wert von 1,8–2,0 Meter pro 1 Million Jahre geschlossen, für die Ostalpen ergaben sich laut Garrisson & Fischer (1969) hingegen nur 0,71 Meter pro 1 Million Jahre. Extrem hohe Sedimentationsraten wurden in der Trias Zentraljapans mit 27–34 Meter/Million Jahre gemessen (Iljima u. a. 1978).

Gemäß De Wever & Origlia-Devos (1982) besitzenrezente, unverfestigte Radiolarienschlämme normalerweise Sedimentationsraten von 1 bis 5 Meter/Million Jahre. Für Radiolarienschlämme des äquatorialen Ostatlantiks wurden 11,5 Meter/Million Jahre gemessen. Das Auftriebsgebiet vorPeru hat laut Schrader (1992) im Vergleich extrem hohe Werte von 100 Meter/Million Jahre.

Die früher vertretene Ansicht, Radiolarien und folglich Radiolarite würden nur unterpelagischen Tiefwasserbedingungen abgelagert werden, lässt sich mittlerweile nicht mehr aufrechterhalten. Radiolarienreiche Lagen treten beispielsweise imSolnhofener Plattenkalk und imWerkkalkMittelfrankens auf, beides Flachwassersedimente. Wichtigste Bedingung für die Ablagerungstiefe der Radiolarite ist die Unterschreitung der Sturmwellenbasis und das Vermeiden erosiver Oberflächenströmungen. Kalklose Radiolarite sind offensichtlich unterhalb derKalzitkompensationstiefe (engl.calcite compensation depth oderCCD) abgesetzt worden. Hierbei gilt zu bedenken, dass die CCD im Laufe der Erdgeschichte starken Tiefenschwankungen ausgesetzt war und aktuell von dergeographischen Breite abhängig ist – ihre Maximaltiefe erreicht sie mit rund 5000 Metern amÄquator.^[1]

Die für Radiolarite charakteristische Bänderung wird primär vom Wechsel in der Sedimentzufuhr bedingt, der sekundär durchdiagenetische Effekte überlagert wird. Im einfachen Ton/Kieselsäure-System entsteht bei gleichbleibender Tonzufuhr bedingt durch rhythmische Unterschiede in der Radiolarienproduktion eine Tonstein/Hornstein-Wechsellagerung. Die sedimentären Unterschiede werden während der Diagenese weiter verstärkt, da die Kieselsäure aus den tonreichen Lagen in Richtung Opallagen abwandert. Es können hierbei zwei Fälle unterschieden werden: Bei starker Radiolarienzufuhr und konstanter Tonsedimentation bilden sich recht dicke Hornsteinbänder. Umgekehrt kann bei konstanter Opalzufuhr eine hohe, periodisch wechselnde Tonzufuhr zu dicken Tonlagen mit nur dünnen Hornsteintrennlagen führen. Dieses einfache Zweikomponentensystem wird durch die Zufuhr vonKarbonat jedoch weiter verkompliziert. Zwischen den Komponenten Karbonat und Kieselsäure besteht nämlich ebenfalls eine chemische Unverträglichkeit, die während der Diagenese eine Zusammenballung der Kieselkomponente zu Knollen innerhalb der kalkreichen Partien bewirkt. Es können sich folglich komplexe Lagerungsverhältnisse ausbilden, die vom jeweiligen Ausgangsverhältnis der Komponenten Ton, Kieselsäure und Karbonat sowie von den zeitlichen Variationen der Einzelkomponenten im Verlauf der Sedimentation abhängen (entscheidend ist hierbei, welche der Komponenten in Phase auftreten und welche der Komponenten die Hintergrundsedimentation liefern).

Die langperiodische Rhythmizität in der Radiolarienproduktion konnte teils mitMilanković-Zyklen in Verbindung gebracht werden, kurzperiodische Schwankungen lassen sich aufEl-Nino-Zyklen und/oder vergleichbar mitWarven auf Jahresrhythmen zurückverfolgen.

Die ältesten bekannten Radiolarite stammen aus demOberkambriumKasachstans.^[2] Über einen Zeitraum von 15 Millionen Jahren wurde hier Radiolarienschlick bis insUnterordoviz hinein sedimentiert. Das in der Nähe des damaligenÄquators abgelagerte Tiefwassersediment ist mit Resten vonozeanischer Kruste assoziiert und konnte anhand vonConodonten datiert werden. In kalkreichen Partien konnten vier Radiolarien-Faunengemeinschaften ausgeschieden werden, die älteste, relativ artenarme Fauna stammt aus der zweiten Stufe des Ordoviziums (vormalsUnteres Arenig). Die jüngste, mit 15 Taxa relativ artenreiche Faunengemeinschaft datiert in die fünfte Stufe (ehemaligesUnteres Caradoc).^[3]

Im Mittleren OrdoviziumSchottlands (OberesDarriwilium oder Oberes Llanvirn) wurden ebenfalls Radiolarite gebildet, so beiBallantrae. Cherts lagern hier aufSpiliten undVulkaniten. Radiolarite finden sich auch in den benachbartenSouthern Uplands und sind hier mitKissenlava assoziiert.

Nächstfolgendes Radiolaritvorkommen ist derStrong Island Chert aus dem Mittleren bis Oberen OrdoviziumNeufundlands. Der Radiolarit ist als roter Chert ausgebildet und liegt überOphiolithen.

ImVogtland, imFränkisch-thüringischen Schiefergebirge und imFrankenwald sowie imNordsächsischen Schiefergebirge sind Ablagerungen von dunkelgrauen bis schwärzlichen Kieselschiefern (Lyditen) aus dem Silur weit verbreitet. Sie setzen am Übergang vom Ordovizium zum Silur ein. Kieselschiefer treten hier meist in Verbindung mit Alaunschiefern auf. Ihre Lagerstätten bilden oft langgestreckte Linsen und kaum über größere Distanzen verfolgbare Bänke.^[4][5][6][7]

Von großer Bedeutung sind die nordamerikanischenNovaculite (Arkansas,Oklahoma undTexas) aus dem obersten Devon. Die Novaculite sind dünnbankige, milchig-weiß gefärbte Kieselgesteine, die im Verlauf derOuachita-Orogenese schwachmetamorphosiert wurden. Sie bestehen vorwiegend ausMikroquarz (5–35 µ), der aus Schwammskleren und Radiolarien hervorgegangen ist.

ImMississippium entstanden imRheinischen Schiefergebirge ebenfalls Lydite.^[8]Zu Ausgang desPaläozoikums wurden Radiolarite am SüdrandLaurasias in der Umgebung vonMeschhed imIran^[9], während desUnterperms aufSizilien in Kalkolistolithen^[10] und in der nordwestlichenTürkei (im zu denPontiden gehörendenKarakaya-Komplex derSakarya-Zone), im Mittelperm in derPhyllitserieKretas^[11] sowie im Oberperm in denHawasina-DeckenOmans abgelagert.^[12]

Während derTrias wurden imTethysraum so genannteHornsteinplattenkalke sedimentiert, beispielsweise im oberenNorium undRhätium in denSüdkarawanken (Frauenkogel-Formation).^[13] Sie bestehen aus an unebenen Bankgrenzen wechsellagernden Chertlagen undMikriten, wobei die Chertlagen verkieselte, radiolarienreiche Kalklagen darstellen. InGriechenland enthalten die Hornsteinplattenkalke auchKalkturbidite. Auf Tiefseeschwellen oder hangaufwärts können sie in rote, radiolarienführende Ammonitenkalke übergehen.^[14] InZentraljapan kamen in der Obertrias tonlagige Radiolarite in einem flachen Randmeer zur Ablagerung, die mit 30 mm/1000 Jahre sehr hohe Akkumulationsraten aufweisen. Neben den Radiolarien sindSchwammnadeln sehr häufig.^[15]

In denAlpen bildeten sich während desJuras (ZeitraumOberbajoc bisUntertithon) Radiolarite in denNördlichen Kalkalpen (zusammengefasst alsRuhpoldinger Radiolarit-Gruppe) und imPenninikumFrankreichs undGraubündens. Im selben Zusammenhang sind auch die RadiolariteKorsikas zu nennen. Die Radiolarite desligurischenApennins kamen etwas später gegen Ende des Juras.

An der Westküste derVereinigten Staaten entstanden Radiolarite ab dem mittleren Jura, beispielsweise imFranciscan Complex. Die Radiolarite in derGreat Valley Sequence sind etwas jünger, sie stammen aus dem Oberjura.

Hierzu parallel wurden imWestpazifik östlich desMarianengrabens ab demObercallov bis zum Ende desValanginiums über mitteljurassischer,ozeanischer Kruste ununterbrochen Radiolarite sedimentiert.^[16]

Als Beispiele aus derUnterkreide (Aptium) können derWindalia-RadiolaritWestaustraliens und der Radiolarit aus derFranciscan Formation derMarin Headlands beiSan Francisco angeführt werden. Beispiele aus der Oberkreide sind Radiolarite imZagros und aus demTroodos inZypern (Campanium) sowie die roten, mitManganknollen assoziierten Radiolarientone vonBorneo,Rotti,Seram undWesttimor.^[17] Die RadiolariteNordwestsyriens sind mit den Ablagerungen im Troodos-Gebirge Zyperns vergleichbar.

Ein Beispiel fürkänozoische Radiolarientone und Radiolarite stellt dieOceanic Group vonBarbados dar. DieGruppe wurde im Zeitraum frühesEozän bisMittelmiozän auf ozeanischer Kruste abgesetzt, welche jetzt unterhalb desInselbogens subduziert.^[18]

Radiolarit oder Lydit ist ein sehr hartes Gestein und gilt als das „Eisen derSteinzeit“. Es wurde zu Steinwerkzeugen wieBeilen,Klingen,Bohrern oderSchabern verarbeitet. Seine Bruchkanten sind jedoch nicht so scharf wie die vonFeuerstein. Verbreitet sind Beile aus Lydit im westlichenNiedersachsen und nördlichenWestfalen. Das Material tritt imBramscher Massiv (beiBramsche) an die Erdoberfläche. Die Farbe variiert je nach Pigmentanteil zwischen rötlich, grünlich, bräunlich und schwarz. Lydit, ein schwarzer paläozoischer Radiolarit, wird alsProbierstein verwendet.

Weitere Vorkommen, die gewerblich genutzt wurden, gibt es in Thüringen beiSchleiz undLanggrün (beidesilurisch), in Sachsen beiSchönfels,Altmannsgrün,Oelsnitz undNossen, im Harz beiSankt Andreasberg undWernigerode sowie inMauer beiWien. Der Zweck des Abbaus in Steinbrüchen war überwiegend die Schottergewinnung. Ferner gibt es genutzte Vorkommen unter anderem in der Tschechischen Republik, Österreich, Großbritannien (Schottland), USA (Utah, Nevada, Idaho, Wyoming) sowie die weltweit bedeutendsten Lagerstätten in Australien (ostaustralischeTasmansynklinale).

• C. Gäbert, A. Steuer, Karl Weiss:Die nutzbaren Steinvorkommen Deutschlands. Union Deutsche Verlagsgesellschaft, Berlin 1915. 
• Arnd Peschel:Natursteine. 2. überarbeitete Auflage. Verlag für Grundstoffindustrie, Leipzig 1983. 
• Dorrik A.V. Stow:Sedimentgesteine im Gelände. Ein illustrierter Leitfaden. Spektrum Akademischer Verlag, Heidelberg 2008,ISBN 978-3-8274-2015-2. 
• Roland Vinx:Gesteinsbestimmung im Gelände. Elsevier, München 2005,ISBN 3-8274-1513-6. 
• Alexander Binsteiner:Steinzeitlicher Bergbau auf Radiolarit im Kleinwalsertal/Vorarlberg (Österreich). Rohstoff und Prospektion. In:Archäologisches Korrespondenzblatt 38. Mainz 2008,S. 185–190. 

1. ↑W. H. Berger, E. L. Winterer,:Plate stratigraphy and the fluctuating carbonate line. In: K. J. Hsü, H. C. Jenkyns (Hrsg.):Spec. Publ. Int. Ass. Sediment.Pelagic sediments: on Land and under the Sea. 1974,S. 11–48. 
2. ↑Tatiana J. Tolmacheva, Taniel Danelian & Leonid E. Popov:Evidence for 15 m.y. of continuous deep-sea biogenic siliceous sedimentation in early Paleozoic oceans. 
3. ↑Taniel Danelian, Leonid Popov:La biodiversité des radiolaires ordoviciens: regard à partir des données nouvelles et révisées provenant du Kazakhstan. In:Bulletin de la Société Géologique de France.Band 174,Nr. 4, 2003,ISSN 0037-9409,S. 325–335. 
4. ↑Günter Freyer, Karl-Armin Tröger:Geologischer Führer durch das Vogtland. Leipzig 1965, S. 9–16
5. ↑Geopfad Döbraberg – Eisenbachtal. auf www.geopark-schieferland.de (PDF-Datei; 417 kB)
6. ↑Lithostratigraphische Einheiten Deutschlands, Lederschiefer-Formation. auf www.bgr.de
7. ↑Lithostratigraphische Einheiten Deutschlands, Unterer Graptolithenschiefer-Formation. auf www.bgr.de
8. ↑A. Schwarz:Die Natur des culmischen Kieselschiefers.Band 41. Senckenberg. Naturforschende Gesellschaft, Frankfurt/M. 1928,S. 191–241. 
9. ↑A. E. Ruttner:The southern borderland of Laurasia in NE Iran. In: European Union of Geosciences (Hrsg.):Terra Abstracts.Band 3. Strasbourg 1991,S. 256–257. 
10. ↑R. Catalano u. a.:Permian circumpacific deep-water faunas from the western Tethys (Sicily, Italy) - New evidences for the position of the Permian Tethys. In:Palaeogeogr. Palaeocli. Palaeoeco.Band 87, 1991,S. 75–108. 
11. ↑H. Kozur, J. Krahl:Erster Nachweis von Radiolarien im tethyalen Perm Europas. In:N. Jb. Geol. Paläontol. Abh.Band 174, 1987,S. 357–372. 
12. ↑P. De Wever u. a.:Permian age of the radiolarites from the Hawasina nappes. Oman Mountains. In:Geology.Band 16, 1988,S. 912–914. 
13. ↑R. Lein u. a.:Neue Daten zur Geologie des Karawanken-Strassentunnels. In:Geol. Paläontol. Mitt. Innsbruck.Band 20, 1995,S. 371–387. 
14. ↑A. Bosselini, E. L. Winterer,:Pelagic limestone and radiolarite of the Tethyan Mesozoic: A generic model. In:Geology.Band 3, 1975,S. 279–282. 
15. ↑A. Iijima u. a.:Shallow-sea, organic origin of the Triassic bedded chert in central Japan. In:J. of the Faculty of Sci., Univ. of Tokyo, Sec. 2. Vol. XIX, 5, 1978,S. 369–400. 
16. ↑J. G. Ogg u. a.:32. Jurassic through early Cretaceous sedimentation history of the central equatorial Pacific and of sites 800 and 801. In:Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results.Band 129, 1992. 
17. ↑S. V. Margolis u. a.:Fossil manganese nodules from Timor: geochemical and radiochemical evidence for deep-sea origin. In:Chem. Geol.Band 21, 1978,S. 185–198. 
18. ↑R. C. Speed, D. K. Larue:Barbados architecture and implications for accretion. In:J. geopphys. Res.Band 87, 1982,S. 3633–3643. 

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