beim Gebrauch und Reaktionen während der Bo- denlagerung sind hinzuzurechnen. Die mit steigenden Brenn-Temperaturen einsetzen- de Tendenz des CaC03 zur Dissoziation wird im Übergang des Calcits, von gut ausgebildeten, ho- mogenen Kristallfragmenten unter Rissbildung zum «Pflaster»-Cc und schliesslich zum Mikrit, op- tisch manifest. Bei den auf Seite 132 genannten Beispielen - BüS- Scherben mit isotropisierter Matrix - war in eini- gen Fällen (FL 28 b, 37, 53, 76, 192 und auch 3) nicht alles Karbonat in Mikrit überführt. Anderer- seits tritt das Karbonat in den nicht isotropisierten Scherben FL 10, 19, 28a, 41, 77, 92 (monoton) und 35, 72, 128 (komplex) ebenfalls nicht nur als Cc, sondern auch in der Pflaster- und Mikritstruktur auf. Eine qualitative Korrelation von Isotropisie- rungsgrad und CaC03-Dissoziation ist also nicht er- reichbar. Zur Herkunft der BüS-gemagerten Keramik ist, als ein die Identifizierung verschleiernder Faktor, die Häufigkeit der vor allem von den südlichen Grau- bündner Nebenflüssen kommenden, vom Rhein weiter nach Norden verfrachteten, karbonathalti- gen Komponenten im Geröll-Spektrum anzuführen, in Analogie zu dem für die Gneismagerung Gesag- ten. Einstweilen darf vermutet werden, dass karbonat- und BüS-führende Sande vielerorts in den Tälern verwendet worden sind. Vor Beginn dieser Untersuchungen ist die Prasinit- Magerung in unserem Untersuchungsgebiet nicht bekannt gewesen. Die beschriebenen Fragmente des ehemals chlorit-haltigen Grüngesteins bilden in FL 97, 122, 146 die monotone, in FL 94 (m. Serp) und 183 (m. Gg) die komplexe Prasinit-Magerung. In den Gg-Scherben FL 44, 84, 93, 95 und in den Gf-Scherben FL 38, 47, 49, 68, 85, 181, 188, 189 finden sich ebenfalls einige Prasinit-Körner. In FL 97 dominieren (meist gut gerundete) Albit- Körner, Qu ist selten. Dem ehemaligen Ton dieses Scherbens ist entweder ein Prasinit-Sand als Mage- rung zugefügt worden, oder der Ton war bereits mit natürlichem Prasinit-Sand durchsetzt. In bei-den 
Fällen muss die Herstellung der Keramik in der Nähe von Grünschiefer-Vorkommen erfolgt sein, deren Verwitterungsprodukte unvermischt vom transportierenden Gewässer abgesetzt wer- den konnten. Lokale Herstellung bei Balzers schei- det also aus, auch die Grünschiefer-Vorkommen als Einschaltungen in Bündnerschiefern und ihren un- terlagernden Serien, z.B. im Räume Valsertal-Sa- fienthal (NABHOLZ, 1945), besitzen zu geringe Mächtigkeiten (i. a. • einige Meter) und müssen an- teilsmässig im Erosionsmaterial der übrigen Sedi- mentkomplexe sehr zurücktreten. Prasinite als ehemalige, jetzt metamorphe Glieder der Ophiolit- Familie treten aber im Verband der schon erwähn- ten, grossen Ophiolit-Komplexe auf. So vermuten wir die Herkunft unserer Prasinit-gemagerten Ke- ramik aus dem Räume Arosa-Klosters. Die Scherben mit Amphibolit-Magerung FL 54, 190, 191 zeigten im Dünnschliffbild frappante Ähn- lichkeit mit gleichartig gemagerten Laugen-Melaun C-Scherben von Bludenz «Kleiner Exerzierplatz», wie es analog von MAGGETTI et al. (1982) festge- stellt worden war. Bei seinen Untersuchungen der Flussbettsande im Einzugsbereich des Alpenrheins fand HAHN (1969) im Illtal, etwa zwischen Bludenz und Schruns, Amphibolitfragment-Anteile von 50 % und mehr in seinen Proben. Die somit sehr wahrscheinliche Herstellung dieser Keramik im Ill- tal wird durch den Vergleich ihrer archäologischen Merkmale mit den Funden von Bludenz zur Ge- wissheit. Die Tonschiefer-Magerung wurde ausschliesslich bei serpentinit-gemagerten Scherben beobachtet, Ihr Anteil im Magerungs-Spektrum ist als unterge- ordnet bis unbedeutend zu bezeichnen. Wir kön- nen in dieser nichtplastischen Komponente keine absichtlich zugefügte Magerung erkennen. Die Gruppe der unter Natürliche Magerung ge- nannten neun Proben hebt sich im Diagramm der max. Korngrössen (Abb. 5) deutlich durch ihre Feinkörnigkeit ab. Weitere feinkörnige Scherben, fast alle mit deutlich gerundeten Fragmenten und Korngrössen bis 1,1 mm, könnte man dieser Grup- pe zuordnen, so FL 50 (Gg), 97 (Pras), 81, 106 (Serp), 10, 67, 92 (BüS). 144
        

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