4.2.5.2 Genetische Interpretation der Silifizierung

Die komplexen Prozesse der Silifizierung werden in der Literatur, meist am Beispiel von Silcretes, kontrovers diskutiert (GOUDIE 1973, SUMMERFIELD 1982, 1983a, 1983b, FÜCHTBAUER & VALETON 1988). Auch für die Gedaref-Kaoline lassen sich verschiedene Modelle zur Erklärung der großräumigen Silifizierung aufstellen. Zunächst sollen jedoch das Löslichkeitsverhalten von Silizium und Aluminium, die Mechanismen für die Kieselgelfällung sowie die Frage nach der Quelle des Siliziums erörtert werden.

Bei der Verwitterung von Silikaten, besonders der Feldspäte, wird ein Teil des SiO₂ zusammen mit den Alkalien und Erdalkalien gelöst und durch Oberflächen- oder Grundwässer abgeführt. So gehen beispielsweise bei der Kaolinisierung von Kalifeldspat 43% des SiO₂-Gehaltes in Lösung (RÖSLER 1988). Neben neugebildetem Kaolinit bleiben Quarz und andere stabile Mineralphasen zurück. Die pH-Werte variieren bei der lateritischen Verwitterung im Bereich zwischen pH 5 und pH 9, mit zunehmender Alkalinität steigt die Löslichkeit von SiO₂ an. Das in diesem pH-Bereich nur geringlösliche Aluminium verbleibt in der Verwitterungszone z.B. in Form von Kaolinit oder führt bei intensiverer Lösung des Siliziums zur Bildung freier Aluminiumphasen (Gibbsit, Böhmit, Diaspor). Bei niedrigen pH-Werten unter 4 ist die Löslichkeit des Aluminiums hingegen wesentlich größer als die des Siliziums. So lassen sich in stark sauren, sulfatreichen Wässern hohe Konzentrationen an gelöstem Aluminiumhydroxid nachweisen, da bei sehr niedrigen pH-Werten Mineralphasen wie Kaolinit oder Gibbsit instabil sind (NORDSTROM 1982).

Der Fällungsmechanismus für Kieselgele aus verdünnten Lösungen und deren Fixierung in einem entsprechendem Milieu wird hauptsächlich durch die Parameter pH, Temperatur, Druck, Wasserbewegung, Salinität, CO₂-Gehalt, Oberfläche der Silikatphasen und der Ionenkonzentration von Porenwässern gesteuert (LASCHET 1984).

Der Fällungsprozeß wird in der Literatur modellhaft wie folgt beschrieben: In natürlichen Wässern liegt das Silizium überwiegend in echter Lösung vor (MASON & MOORE 1985). Solange die Gesamtkonzentration an Silizium im Wasser weniger als 100 - 140 mg SiO₂/l (25 °C) beträgt, liegt eine echte Lösung von Monokieselsäure [H₄SiO₄ = Si(OH)₄] vor. Wird hingegen die Konzentration von 140 mg SiO₂/l (25 °C) bei pH < 9 überschritten, kann das überschüssige SiO₂ mit der Zeit polymerisieren und entweder kolloide Suspensionen bilden oder direkt ausfallen (YARIV & CROSS 1979).

Die Eigenschaft zur intermolekularen Wasserabspaltung (Kondensation) ist eine charakteristische Eigenschaft der Kieselsäure. Die Geschwindigkeit der Kondensation erhöht sich mit der Konzentration und Temperatur der H₄SiO₄-Lösung und wird durch deren Acidität stark beeinflußt (HOLLEMAN-WIBERG 1985). Lösungen bei einem pH-Wert von 2 sind am beständigsten, während höhere oder niedrigere pH-Werte die Kondensationsgeschwindigkeit erhöhen. Die Reaktion bewirkt über mehrere Stufen (H₄SiO₄ - H₆Si₂O₇ - H₈Si₄O₁₂ - H_mSi_nO_p) eine Bildung von Polykieselsäuren, die sich aus unregelmäßig miteinander verknüpften Einheiten in Form von Ketten und Netzwerken zu größeren Verbänden zusammenlagern. Diese Kieselsole werden durch einen Alterungsprozeß, bei dem zusätzliche Si-O-Si-Verknüpfungen gebildet werden, in Kieselgel überführt. Bei fortschreitender Kondensation entstehen schließlich dreidimensionale Netze mit der Zusammensetzung SiO₂.

Die Änderung des pH-Wertes stellt somit einen wesentlichen Einflußfaktor dar, der die Säuremolekülbildung und schließlich eine damit verbundende Kieselgelfällung bewirken kann. Neben einer Änderung des pH-Werts und weiterer Parameter wie Druck, Temperatur, etc. können bestimmte Ionen, vor allem Al³⁺ und Fe³⁺, Alkalien und Erdalkalien sowie NaCl und Na₂SO₄ (NATAROV & BETIN 1962, zitiert in SMALE 1973), eine Fällung von gelöstem SiO₂ bewirken (SMALE 1973). Auch WEY & STIFFERT (1962) sowie BECKWITH & REEVE (1963) machen hauptsächlich Al³⁺, Fe³⁺ und Mg²⁺ für diesen Prozeß verantwortlich. Experimentelle Untersuchungen von HARDER (1965, 1978) haben gezeigt, daß vor allem Aluminiumionen in der Lage sind, Kieselgele aus sehr verdünnten Lösungen schon bei Konzentrationen von nur wenigen Zehntel ppm zu fällen. Im Falle der silifizierten Gedaref-Kaoline ließe sich das Angebot an entsprechenden Ionen zum einen durch Adsorption an die negativ geladenen Oberflächen der Kaolinitkristalle erklären, zum anderen könnten postsedimentäre Verwitterungsprozesse, die zumindest lokal nachgewiesen wurden, zusätzlich Aluminium- oder Eisenionen freigesetzt haben.

Aus der Kolloidchemie ist seit langem bekannt, daß Elektrolytionen, die entgegengesetzt zur Oberflächenladung der Kolloide (z.B. Kieselgel) geladen sind, die Koagulation entscheidend beinflussen. Als ein ungefähres Maß für den Einfluß eines Elektrolyten auf die Koagulation eines beispielweise lyophoben Sols gilt die sogenannte „kritische Koagulationskonzentration“ (critical coagulation concentration - c.c.c.). Nach der Schulze-Hardy-Regel wird der c.c.c.-Wert eines Sols weitgehend von der Wertigkeit des Gegenions bestimmt, wobei die Konzentrationen ungefähr im Verhältnis 1 : 0,013 : 0,0016 für Gegenionen der Wertigkeit 1, 2, bzw. 3 stehen (EVERETT 1992). Anders ausgedrückt, die dreiwertigen Aluminium- oder Eisenionen haben eine ca. 625 mal größere Effektivität hinsichtlich der Koagulation als beispielsweise einwertige Kationen. Auch innerhalb der lyotropen Reihen ändern sich die Effektivitäten. So gilt für zweiwertige Kationen: Ba²⁺ > Sr²⁺ > Ca²⁺ > Mg²⁺.

Nach ILER (1955) und KASTNER et al. (1977) besitzt auch Mg²⁺ einen starken Einfluß auf die SiO₂-Fällung und ist zudem wesentlich für die Transformation von Opal-A zu Opal-CT verantwortlich (KASTNER et al. 1977). An dieser Stelle sei daran erinnert, daß die Probe mit den Opal-CT-Lepisphären Magnesium enthält und auch die Chertkonkretion von Qalat Umm Debiba höhere Gehalte an Al³⁺, Fe³⁺ und Mg²⁺ aufweist.

Stark verminderte Strömungsgeschwindigkeiten des Grundwassers im tonigen Sediment dürften ebenfalls Einfluß bei der Kieselgelfällung haben. Nach MOREY et al. (1962) zeigen turbulente Wässer im Vergleich zu nicht turbulenten Wässern eine höhere Löslichkeit der Silikatphasen. Geringe Permeabilitäten führen zu einer längeren Verweildauer der SiO₂-haltigen Lösungen im Substrat und verhindern zudem einen raschen Abtransport von Ionen, die eine Fällung der Kieselgele begünstigen.

Bei der Frage nach den Quellen der SiO₂-reichen Lösungen bieten sich mehrere Möglichkeiten an:
- Verwitterungslösungen aus dem Hinterland
- Freisetzung von SiO₂ während einer postsedimentären Verwitterungsphase
- Hydrothermale Zufuhr von SiO₂
- Biogene SiO₂-Quellen
- Silifizierung durch Alunitbildung im Kaolin

Für die Entstehung der weitflächig verbreiteten, mächtigen Gedaref-Kaoline muß ein länger anhaltender Verwitterungsprozeß im Liefergebiet angenommen werden; Erosion der kaolinitischen Verwitterungsprodukte, anschließender fluviatiler Transport und Sedimentation in lakustrinen Becken schlossen sich an. Die Flüsse, die den kaolinitischen Ton transportierten, enthielten somit auch erhebliche Mengen an gelöstem SiO₂, das durch den anhaltenden Verwitterungsprozeß eingebracht wurde. Im Sedimentationsgebiet erfolgte die Zufuhr von SiO₂ sowohl durch Oberflächenwässer als auch durch lateralen Transport im Grundwasser.

Die Existenz konkretionärer Eisenkrusten oder deren Relikte am Top der Gedaref-Kaoline, wie sie beispielsweise am Jebel Abu Tuyur oder bei Qalat Umm Debiba zu finden sind, kann als Indiz für eine Unterbrechung der Sedimentakkumulation und anschließende Verwitterung gewertet werden. Diese zweite Verwitterungsphase setzte durch Desilifizierung von Kaolinit und unter Bildung freier Aluminiumphasen SiO₂-reiche Lösungen frei, so daß die Möglichkeit einer deszendenten oder auch lateralen Silifizierung der Kaoline gegeben war. Eine nachträgliche Resilifizierung von Gibbsit bzw. Böhmit könnte dazu geführt haben, daß diese Mineralphasen nicht mehr nachzuweisen sind.

Die Desilifizierung von Kaolinit muß allerdings nicht zwangsläufig mit der Bildung freier Aluminiumphasen verbunden sein. Nach Untersuchungen von SCHWARZ (1992) enthält der Goethit in der Eisenkruste von Debiba um die 10 Mol-% Aluminium. Eine Aluminiumsubstitution der Eisenoxide in Böden und Verwitterungsprodukten ist nach SCHWERTMANN (1983) ein sehr verbreitetes Phänomen. Besonders bei Anwesenheit von Tonmineralen scheint diese im Goethit bevorzugt zu erfolgen. Der entscheidende Faktor für diesen Prozeß ist die Si-Aktivität in der Lösung. „From dry to humid climates, from downslopes to upslopes, from bottom to the top of the profiles, drainage and leaching increase, silica concentrations in solutions decrease, while aluminum in solution and in goethite increase together“ (TARDY & NAHON 1985, S. 897).

Auch eine dritte Verwitterungsphase, die zur Bildung smektitreicher Böden (black cotton soils) im Hinterland führte, könnte in Zusammenhang mit der Silifizierung gebracht werden. Bei der Verwitterung von glasreichen Vulkaniten zu Smektit werden größere Mengen an SiO₂ freigesetzt (TUCKER 1985, JONES & FITZGERALD 1988). Auch diese Lösungen könnten im Gedaref-Gebiet eine großflächige Silifizierung bewirkt haben.

Eine weitere Möglichkeit für den Eintrag SiO₂-reicher Lösungen in den Grund- und Oberflächenwasserhaushalt stellen heiße Quellen in Zusammenhang mit dem tertiären Vulkanismus dar. So sind auf äthiopischer Seite, im Gebiet des Tana-Sees, auch heute noch zahlreiche Hydrothermen vorhanden (VAIL 1978). Nach LIVINGSTONE (1963) und DAVIS (1964) enthalten solche heißen Quellwässer durchschnittlich 100-600 ppm gelöstes SiO₂ im Vergleich zu Grundwasser mit nur 5-60 ppm. Partielle, intensive Zeolithisierungserscheinungen im Basalt, wie z.B. bei Assar, südöstlich von Gedaref, könnten durchaus Zeugen einer autohydrothermalen Alterationen sein (vgl. RITTMANN 1981, WIMMENAUER 1985).

Auch die Möglichkeit einer biogenen SiO₂-Quelle muß in Betracht gezogen werden. Die identifizierten Schwammnadeln im Kaolin beweisen die Existenz limnischer Kieselschwämme, deren Skelettsubstanz für die Einkieselungserscheinungen zumindest lokal mitverantwortlich sein könnten. Die Bedeutung der Schwämme als SiO₂-Lieferant darf aufgrund der relativ geringen Anzahl von noch erhaltenen Schwammnadeln im Kaolin nicht unterschätzt werden, da nach der Auflösung von Kieselskeletten meist nur geringe oder gar keine Spuren zurückbleiben (CONIGLIO 1987). Die Lösung der Kieselskelette kann allerdings nur in einem alkalisch betontem Milieu erfolgen.

Ein rezentes Beispiel der organisch-beeinflußten Chert-Genese wird von PETERSON & VON DER BORCH (1965) beschrieben. Durch jahreszeitlich variierendes Algenwachstum werden in Seen pH-Werte bis über 10 erreicht und eine starke Lösung von SiO₂ bewirkt, das durch nachfolgende Evaporation und Abnahme des pH-Wertes wieder als Kieselgel ausfällt.

Da nahezu im gesamten Untersuchungsgebiet im silifizierten Kaolin auch Alunitgehalte nachgewiesen wurden, stellt sich die Frage, ob Silifizierung und Alunitisierung in einem genetischen Zusammenhang stehen oder zwei voneinander unabhängige Prozesse sind. Im nachfolgenden Kapitel 4.2.6 wird die Alunitgenese eingehend behandelt. Geht man davon aus, daß die Alunitbildung vor oder zeitgleich mit der Silifizierung erfolgte, so müssen die alunitisierenden Lösungen eine starke Erniedrigung des pH-Werts in den Porenwässern des Kaolins bewirkt haben, da sich Alunit generell nur unter oxidierenden, stark sauren Bedingungen bildet. Durch das Zusammentreffen SiO₂-reicher Lösungen mit den sauren Porenwässern der alunitisierten Kaoline könnte die Änderung des pH-Wertes eine Fällung des Kieselgels bewirkt haben.

Die Paragenese Opal-CT und Alunit in Verbindung mit kaolinitischen Sedimenten wird auch für diverse andere Vorkommen in der Literatur beschrieben. Das Beispiel der Opalfelder von Coober Pedy (Südaustralien) zeigt, daß Opal tendenziell mit Alunit assoziert ist. HIERN (1965) und SMALE (1973) vermuten deshalb auch, daß sich Opal und Alunit in einem ähnlichen Milieu bilden bzw. der Alunit möglicherweise die Fällung des Opals bewirkt. Zum anderen kann die Reaktion zwischen stark sauren Lösungen und dem Kaolinit, wobei Aluminium in Lösung geht, zu einer Zerstörung der Tonminerale und einer damit verbundenen „direkten“ Opalisierung und Alunitisierung führen.

Die untersuchten Kaoline mit höheren Alunitgehalten, wie sie am Jebel Abu Tuyur oder bei El Gira (Setit-Gebiet) auftreten, zeigen oftmals eine kavernöse Textur, die auf eine partielle Auflösung des Kaolinits zurückgeführt werden kann. Das gelöste SiO₂ stand dann zur Bildung von Opal zur Verfügung. Nach RAYOT et al. (1992) läßt die strukturelle Ähnlichkeit zwischen Tonmineralen und Tridymit-Cristobalit jedoch vermuten, daß das verbleibende Silizium auch die Tonmineralstruktur ersetzt, so daß eine vollkommene Zerstörung des Kaolinits nicht zwingend notwendig erscheint.

Zu weit verbreiteten Produkten sekundärer Silifizierung gehören die sogenannten Silcretes. Bisherige Untersuchungen haben sich zu einem großen Teil mit der Typologie, der Verteilung und stratigraphischer Signifikanz sowie dem Auftreten dieser Verkieselungen in Paläolandschaften beschäftigt, detaillierte genetische Untersuchungen hingegen sind weniger häufig (THIRY & MILNES 1991). Die maßgeblichen Prozesse, die zur Bildung von Silcretes führen, lassen sich auf Verwitterung, Evaporation, pH-Änderung und chemische Zusammensetzung der Lösungen zurückführen und werden im folgenden beispielhaft beschriebenen.

THIRY & MILNES (1991) untersuchten Silcretes in Südaustralien (Stuart Creek Opal Field). Sie unterschieden zwei Haupttypen:
- „Pedogene Silcretes“ treten nahe der Oberfläche auf. Infiltrierendes Regenwasser läßt in feuchten Perioden SiO₂ aus quarzreichen Sedimenten. Diese Lösungen enthalten bis zu 6 ppm SiO₂. In trockenen Phasen werden die Lösungen durch Evaporation um das 3- bis 5-fache konzentriert, was zur Ausfällung von Opal führt. Unterstützt wird dieser Prozeß durch die Konzentration anderer Salze, die eine Löslichkeit des SiO₂ herabsetzt.
- „Grundwasser-Silcretes“ in den unteren Bereichen der Profile scheinen sich infolge einer Zerstörung von Tonmineralen durch saure sulfathaltige Lösungen aus pyritführenden marinen Sedimenten gebildet zu haben. Hierbei wird das Aluminium aus den Tonmineralen gelöst, während das SiO₂ zunächst über eine Zwischenstufe als Opal-A in situ gefällt wird: „This epigenetic process implies an acidic environment in which alumina is much more soluble than silica. Under these conditions, major cations (Al, Fe, Ca, Mg, K and Na) are solubilized and leached from the clay structures while Si is retained in the form of opal-A“ (THIRY & MILNES 1991, S. 125). Auch WOPFNER (1978) verweist auf eine SiO₂-Fällung in Form von Silcretes in einem Milieu mit extrem niedrigen pH-Werten (pH < 4).

Der zunächst ausgefällte Opal-A wird dann bei Absenkung der Grundwasseroberfläche wiederum von zirkulierenden SiO₂-armen Wässern gelöst und anschließend als Chalzedon erneut ausgefällt. Währenddessen wiederholt sich die Opalfällung im nun tieferen Bereich des neuen Grundwasserhorizonts.

Nach Untersuchungen von SUMMERFIELD (1982, 1983a, 1983b) an südafrikanischen Silcretes lassen sich hauptsächlich zwei Typen unterscheiden: Silcretes, die mit Verwitterungsprofilen assoziiert sind („weathering profile silcrete“) und Silcretes, die zusammen mit äolischen Sanden, fluviatilen und lakustrinen Sedimenten, Playa-Sedimenten sowie Kalk- und Eisenkrusten auftreten, jedoch keine Verbindung zu Verwitterungsprofilen zeigen („nonweathering profile silcrete“). Ähnlich wie bei THIRY & MILNES (1991) wird hier die Silcrete-Bildung auf ein stark saures Milieu zurückgeführt, in dem das Aluminium der Tonminerale gelöst wird („weathering profile silcrete“), während „nonweathering profile silcretes“ sich während eines semiariden bis ariden Klimas durch Evaporationsprozesse bilden. Dies gilt insbesondere für Silcretes, die sich in Depressionen gebildet haben („pan silcretes“) und für silifizierte Calcretes.

Auch KHALAF (1988) zeigt am Beispiel kuwaitischer Silcretes, daß unter ariden bis semiariden Bedingungen Kieselgel durch Evaporationsprozesse, wie sie bei saisonalen Feucht- und Trockenperioden auftreten, im Sediment fixiert wird. Er geht davon aus, daß während einer humiden Klimaphase Depressionen oder Playas mit SiO₂-reichem Grund- oder auch Oberflächenwasser geflutet werden. In ariden Perioden werden diese SiO2-gesättigten Porenwässer durch kapilare Kräfte an die Oberfläche gesaugt. Evaporation führte schließlich zur Übersättigung der Lösungen und zur Ausfällung von Kieselgel, Kalk- und Gipskrusten.

SMALE (1973, S. 104) vermutet als Hauptursache der Silcrete-Bildung vor allem ein Zusammentreffen unterschiedlicher Lösungen. „However, it seems likely that in spite of the wide variations that occur, it is possible to explain most occurrences by rising silica-charged solutions meeting percolating solutions containing NaCl, Na₂SO₄, Fe₂O₃, Al₂O₃, or MgO, or of lower pH. A semi-arid environment is required, with sufficient spasmodic rainfall to cause substantial fluctuations in the water table.“

Eine vergleichbare Situation, wie sie im Gedaref-Gebiet anzutreffen ist, wird von GUNN & GALLOWAY (1978) für Süd-Zentral-Queensland (Australien) beschrieben. Massive Silcretes haben sich dort unterhalb und in der Nähe tertiärer Olivinbasalte gebildet. Auch überlagern montmorillonitreiche schwarze Böden die Reste der Basalte. Unter allen Hypothesen der Silcretebildung wird für diesen Fall eine tiefgründige Verwitterung der Basalte als die wahrscheinlichste angenommen, wobei die freigesetzten SiO₂-reichen Lösungen die unterlagernden Sedimente infiltrierten bzw. lateral in Senken transportiert wurden. Die Ausfällung von Kieselgel wird auf pH-Unterschiede zwischen den verwitterten Vulkaniten und den unterlagernden Sedimenten zurückgeführt.

Zusammenfassend erscheint auf der Grundlage des dargestellten Kenntnisstandes folgendes Modell für die Silifizierung der Gedaref-Kaoline am wahrscheinlichsten: Aufgrund der flächenhaften Verbreitung opalisierter Kaoline müssen als primäre SiO₂-Quellen Verwitterungslösungen in Zusammenhang mit der Kaolinisierung im Hinterland angesehen werden. Weiterhin ist nach den Beobachtungen davon auszugehen, daß während und nach der Ablagerung der Kaoline zusätzliche Verwitterungsprozesse wirkten, durch die SiO₂ freigesetzt werden konnte. Als Zeugen dieser zweiten Verwitterungsphase können lateritische Eisenkrusten und deren Relikte angesehen werden. Die Zufuhr sulfatreicher, stark saurer Lösungen und die damit verbundene Alunitisierung muß als einer der entscheidenden Faktoren für den Fällungsprozeß des Kieselgels angesehen werden, sofern die Alunitbildung vor oder zeitgleich mit der Einkieselung stattfand. Anderenfalls wären auch Al³⁺- und Fe³⁺-Ionen, die in dem Verwitterungsmilieu reichlich vorhanden waren, dazu in der Lage gewesen. Eine „direkte“ Opalisierung bei der Alteration des Kaolinits infolge der Bildung von Alunit kann als sicher angenommen werden, ist jedoch quantitativ nur von untergeordneter Bedeutung. Stellt man die durchschnittlich ermittelten Gehalte von 3% Alunit im Kaolin den Opal-CT/Quarz-Gehalten mit ca. 42% gegenüber, wird deutlich, daß die Masse des SiO₂ nicht allein durch diesen Prozeß erklärt werden kann. Demnach muß eine externe Zufuhr SiO₂-reicher Lösungen erfolgt sein bzw. Verwitterungsprozesse waren maßgeblich an der Silifizierung beteiligt.

Das von GUNN & GALLOWAY (1978) untersuchte Beispiel läßt sich auf die Situation im Gedaref-Gebiet nur eingeschränkt übertragen. Die aufgeschlossenen Basalte zeigen hier kaum Anzeichen für eine intensive Verwitterung. Auch wurden im Gegensatz zu den kuwaitischen Silcretes im Gedaref-Gebiet keine Gips- oder Kalkkrusten beobachtet, die auf Evaporationsprozesse schließen lassen.

Die Möglichkeit der Silifizierung durch SiO₂-reiche hydrothermale Lösungen läßt sich zwar nicht ausschließen, muß jedoch in Anbetracht der Quantität des Opals als weniger wahrscheinlich angesehen werden. LASCHET (1984) ist der Ansicht, daß ein Angebot an SiO₂ infolge vulkanischer Tätigkeit für eine ausgedehnte Chert-Bildung im allgemeinen nicht ausreicht, zumal bei den meisten Chert-Vorkommen ein Bezug zu Vulkanismus nicht zu erkennen ist.

Inwiefern biogene Quellen (Schwämme) Anteil an den Silifizierungserscheinungen besitzen, kann im Detail nicht geklärt werden. Aufgrund der wenigen lokalen Funde von Schwammnadeln im Sediment mögen diese als SiO₂-Lieferant nur eine geringe Rolle gespielt haben. Die Existenz der Kieselschwämme ist wahrscheinlich eher eine Folge des SiO₂-reichen Milieus als dessen Ursache.

Die Präsenz polymorpher SiO₂-Phasen im Sediment läßt eine grobe Abschätzung für den Zeitraum der Silifizierung zu (Abb. 85). Nach Untersuchungen an marinen Sedimenten (VON RAD & R™SCH 1979) finden sich metastabile SiO₂-Phasen (Opal-A, Opal-CT) nur in Silifizierungsprodukten, die jünger als Unterkreide sind, während stabile SiO₂-Phasen (Chalzedon, Quarz) hauptsächlich in Sedimenten mit präoligozänem Alter auftreten (RIECH & VON RAD 1979). LASCHET (1984) nennt eine Zeitspanne von ca. 120 Millionen Jahren (ñ 10 Ma) für die vollständige diagenetische Umwandlung von amorphem Kieselgel in mikrokristallinen Quarz innerhalb eines stabilen (konstante Temperatur, Druck, etc.) postsedimentären Bildungsraums.

Abb. 85: Zeitlicher Rahmen für die Umwandlung instabiler SiO₂-Phasen (Opal-A, Opal-CT) in stabilen mikrokristallinen Chalzedon für das Gedaref-Gebiet.

Der Zeitraum, in dem die Silifizierung der Gedaref-Kaoline stattfand, die sowohl Opal-CT als auch Chalzedon enthalten, muß somit jünger als Unterkreide bzw. jünger als 120 Ma und älter als Oligozän sein. Die basaltderivaten smektitreichen Böden, für die ein quartäres Alter angenommen wird, dürften demnach als SiO₂-Quelle, zumindest im Ablagerungsgebiet, nicht in Frage kommen.

Unter der Annahme, daß die Kaolinisierung im Hinterland und Silifizierung im Sedimentationsraum in einem zeitlichen Zusammenhang stehen, erscheint ein oberkretazisches Alter der Kaoline als sehr wahrscheinlich, zumal in diesem Zeitraum auch optimale Klimabedingungen für eine tiefgründige Verwitterung herrschten.