Amethyst

Amethyst ist eine rosa bis tief violett getönte Quarzvarietät. Das Mineral ist als Glazialgeschiebe selten anzutreffen, weil es im Liefergebiet der Geschiebe wohl nur in kleinen Mengen vorkommt. Häufiger tritt Amethyst in den Ablagerungen des Baltischen Urstroms sowie als „südliches Geröll“ in gemischten Geschiebe-/Geröllgemeinschaften auf.

1. Amethyst als nordisches Glazialgeschiebe

Aus Schweden sind Amethyst-Gängchen aus dem Hardeberga-Sandstein bekannt, der südlich von Simrishamn in Ost-Schonen ansteht. Wilke 1997 nennt weitere Fundlokalitäten in Dalsland, Örebro, Värmland, Dalarna und Nordschweden. Auch in Südnorwegen, auf Bornholm (z. B. im Nexö-Sandstein) und in SW-Finnland gibt es wahrscheinlich nur kleine Vorkommen. Einen Geschiebefund aus den Niederlanden, eine Porphyrbrekzie mit Amethystquarz, beschreibt Huisman 1983. – Ein überraschender Fund gelang dem Autor auf einer gerodeten Waldfläche im nördlichen Småland, etwa 8 km nördlich von Eksjö. Der nur schwach kantengerundete Block eines brekziierten Vulkanits mit Kluftfüllungen aus Amethyst könnte aus einem wenig weiter nördlich gelegenen Vorkommen mit Vulkaniten stammen. Ein anstehendes Vorkommen ließ sich bisher aber nicht lokalisieren.

Abb. 1: Geschiebe eines Porphyrs mit Amethystgängchen aus dem nördlichen Småland, Breite ca. 30 cm.
Abb. 2: Abschlag aus dem gleichen Block, Breite etwa 12 cm. Der braune Porphyr vom „Småland-Typ“ ist von zahlreichen Klüften durchzogen, die beim Zerbrechen des Gesteins entstanden (tektonische Brekzie). In die größeren Klüfte drangen hydrothermale Lösungen ein, aus denen zuerst Milchquarz, dann Amethyst kristallisierte.
Abb. 3: Aufnahme eines Handstücks unter Wasser. Der durchlaufende Amethystgang zeigt eine Zonierung: am Rand ist der Amethyst tief violett, zur Gangmitte etwas blasser getönt. Weiterhin sind Fragmente älterer Gänge sowie zahlreiche Milchquarzadern zu erkennen. Das Gestein ähnelt den als „Trümmerkristallquarz“ bezeichneten Brekzien aus dem Osterzgebirge, die als Beimengung („südliches Geröll“) zu nordischen Geschieben in interglazialen Ablagerungen der Elbe und Mulde zu finden sind (s. u.).
Abb. 4: Frische Bruchfläche eines weiteren Abschlags, Aufnahme unter Wasser.

2. Amethyst in den Ablagerungen des Baltischen Urstroms

Einzelne Amethyste oder amethysthaltige Gesteine finden sich häufiger als Geröll des Baltischen Urstroms, z. B. im Kaolinsand auf Sylt. Der Baltische Urstrom ist ein Flusssystem, das vom Miozän bis zum frühen Pleistozän durch das Ostseebecken verlief und seine Sedimentfracht bis in die Niederlande lieferte. Hacht & Lierl 1995 nennen zahlreiche Funde von Sylt (u. a. 120 lose, meist abgerollte Amethyste sowie 3 Kristallstufen). Im überlagernden Saale-Geschiebemergel fehlen die Amethyste. Die Autoren vermuten eine Herkunft nördlich der Linie Südschweden/Bornholm.

Das Liefergebiet des Baltischen Urstroms erstreckte sich weit nach Norden und Osten. Zu seiner Geröllgemeinschaft gehören mehrere Gruppen verkieselter ordovizischer Gesteine, u. a. die sog. Lavendelblauen Hornsteine, verkieselte Einzelfossilien des Ordoviziums (vgl. Van Keulen et al 2012). Rhebergen 2009 diskutiert eine Herkunft ordovizischer Schwämme aus Estland und der Region von St. Petersburg. Sie wurden mit dem östlichen Arm des Baltischen Urstroms (Pra-Neva) transportiert.

Das Ursprungsgebiet der Amethyste bleibt unklar. An Lokalitäten mit Fundhäufungen der Lavendelblauen Hornsteine finden sich nicht immer auch Amethyste. Auf Grund der Seltenheit von Amethyst als Glazialgeschiebe könnte ihr Heimatgebiet in Nordschweden, Mittel- und Nordfinnland, sogar in Ost-Finnland zu suchen sein (vgl. Krüger 1994). Zumindest in Lappland (Luost) gibt es größere Amethystvorkommen, die auch bergmännisch gewonnen werden.

Genieser 1970 schließt eine südliche Herkunft der Amethyste in den Kaolinsanden von Sylt nicht aus. Als Transportmedium kommt ein Vorläufer der Elbe als Seitenarm des Baltischen Urstroms in Frage. Allerdings dürfte man dann erwarten, dass zumindest ein Teil der Amethyste als Bestandteil tektonischer Brekzien vorkommt, wie sie aus dem Anstehenden im Ost- und Mittelerzgebirge bekannt sind. Nach den Fundbeschreibungen von Hacht & Lierl 1995 handelt es sich aber mehrheitlich um einzelne Mineralaggregate.

Abb. 5: Rekonstruierter Verlauf des Baltischen Urstroms (Quelle: wikipedia.de, Autor: PalaeoMal/ Tom Meijer).

3. Amethyst als südliches Geröll

Elbe und Mulde transportierten zu verschiedenen Zeiten, insbesondere in den Interglazialen, Gesteine aus ihrem südlichen Einzugsgebiet nach Norden. Zu diesen „südlichen Geröllen“ gehören u. a. amethystführende Gesteine aus dem Ost- und Mittelerzgebirge. Die Flussablagerungen wurden durch nachfolgende Inlandvereisungen mit glazialen Sedimenten bzw. nordischen Geschieben vermengt und umgelagert. In solchen gemischten Geschiebe-/Geröllablagerungen sind lose Amethyste mit Zonarbau oder amethystführende tektonische Brekzien manchmal keine Seltenheit. Einige dieser Gesteine sind so charakteristisch, dass man ihre Herkunft auf ein eng begrenztes Gebiet im Osterzgebirge zurückführen kann („Leitgerölle“, Abb. 8-11; s. a. Torbohm 2019).

Abb. 6: Elbgeröll eines Amethysts mit Zonarbau aus Ablagerungen des pliozänen Senftenberger Elbelaufs (Kiesgrube Saalhausen in Brandenburg, St. Schneider leg.).
Abb. 7: Amethystgeröll in einem verkieselten Sandstein (sog. „Tertiär-Quarzit“). Der Sandstein ist ein Geröll des mittelpleistozänen Berliner Elbelaufs und stammt aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam (G. Engelhardt leg.).
Abb. 8: Schnittfläche eines Amethyst-Jaspis-Gesteins, Geröll aus dem Berliner Elbelauf (Kiesgrube Fresdorfer Heide, Slg. G. Engelhardt). Die untere Hälfte zeigt eine feine Bandtextur aus Quarz, Amethyst und rotbraunem bis gelbem Hornstein. Genieser 1955 bezeichnet diesen erzgebirgischen Gerölltyp als „Amethyst mit Karneol- und Jaspisbändern“.
Abb. 9: Typisch osterzgebirgische Paragenese, eine tektonische Gangbrekzie mit Amethyst und feinem Bandachat („Trümmerkristallquarz“). Polierte Schnittfläche eines Fundes aus der Kiesgrube Horstfelde südlich von Berlin (D. Lüttich leg.).
Abb. 10: Gleicher Stein, Nahaufnahme. Hellbrauner Bandachat durchzieht kristallinen Quarz und Amethyst.
Abb. 11: Osterzgebirgische „Kristallquarzbrekzie“ mit Amethyst, gelbem Hornstein (Jaspis) und braunen Gesteinsfragmenten. Geröll der Mulde aus der Kiesgrube Löbnitz in Sachsen, östlich von Bitterfeld.

Literatur

Genieser K 1955 Ehemalige Elbeläufe in der Lausitz. – Geologie, 4 (3): 223–279, Berlin.

Genieser K 1970 Über Quarze, Amethyste und verkieselte Fossilien. Versuch einer Deutung ihrer Häufung in den pliozänen bis alteiszeitlichen Flußablagerungen Nordwestdeutschlands und der angrenzenden Nie-derlande – Grondboor en Hamer 24 (2): 35-64, 6 Abb., 3 Tab., Oldenzaal.

Hacht U Von & Lierl H-J 1985 Amethyste und Bergkristalle als Geschiebe im nordischen Vereisungsgebiet – KLUG H (Hrsg.) Schriften des Naturwissenschaftlichen Vereins für Schleswig-Holstein 55: 81-95, 4 Taf., 1 Abb., Kiel (Lipsius & Tischer). [Geschiebekunde aktuell 2 (4): S. 75, 1986; TROPPENZ, Hamburg.]

Huisman H 1983 Amethistkwarts in een noordelijke zwerfsteen. – Grondboor en Hamer 37 (2): S. 60, 1 Abb., Oldenzaal.

Krueger H-H 1994 Die nordische Geröllgemeinschaft aus der Lausitz (Miozän) und deren Vergleich mit Sylt – Brandenburgische Geowissenschaftliche Beiträge 1 (1): 84-89, Kleinmachnow.

Rhebergen F 2009 Ordovician sponges (Porifera) and other silicifications from Baltica in Neogene aund Pleistocene fluvial deposits of the Netherlands and northern Germany – Estonian Journal of Earth Sciences 58 (1): 24-37, 14 S/W-Abb., 1 Tab., Tallinn.

Torbohm M  2019 Gerölle des Berliner Elbelaufs aus der Umgebung von Berlin – 146 S., Eigenverlag.

Wilke R 1997 Die Mineralien und Fundstellen von Schweden – 200 S., 16 Farb-Taf., München (Christian Weise).

Aschentuff mit akkretionären Lapilli („vulkanischer Pisolith“)

Abb. 1: Aschentuff mit akkretionären Lapilli. Geschiebe aus der Kiesgrube Gusow in Brandenburg; leg. St. Schneider.

Vulkanite mit akkretionären („angewachsenen“) Lapilli sind als Geschiebefund ziemlich selten. Es handelt sich um feinkörnige bis dichte Gesteine und einer sehr hellen Verwitterungsrinde. Auf der Oberfläche sind rundliche bis elliptisch geformte Einschlüsse (Lapilli) erkennbar. Diese etwa erbsen- (lat. pisum Erbse) bis 1 cm großen Lapilli besitzen eine millimeterbreite und besonders feinkörnige Randzone, die als positives Relief hervortritt, weil sie der Verwitterung stärker widersteht (Abb. 1). Dies ist das akkretierte Aschenmaterial, das während der Flugphase der Lapilli konzentrisch angelagert wurde (s. u.).

Abb. 2: Nahaufnahme. Einige Lapilli zeigen hervorstehende Ränder und ausgewitterte „Kerne“.
Abb. 3: Rückseite des gleichen Steins. Die Lapilli besitzen eine feinkörnige Randzone und sind entweder heller oder dunkler getönt als die Grundmasse.

Unter den Geschiebefunden überwiegen Aschentuffe mit hell cremefarbener bis gelblich-brauner Verwitterungsrinde. Auf der Bruchfläche sind die Gesteine meist wesentlich dunkler getönt (beige, braun, grau) und können einen grünen Farbstich besitzen. Die Tuffmatrix enthält nur wenige und sehr kleine Feldspat-Einsprenglinge. Auch dunkle Minerale fehlen weitgehend. An manchen Funden lassen sich fein laminierte Aschenlagen beobachten (Abb. 12). Lapilli und Randzone können eine andere Färbung als die Tuffmatrix besitzen (Abb. 1 und 8). Abb. 6 zeigt einen Fund mit farblosen und transparenten Lapilli-Säumen, Abb. 9-12 und 17 zeigen Lapilli mit dunkleren Rändern. Der Gesteinstyp ist in Farbe und Erscheinungsbild variabel. Auch graue (Abb.4), rote (Abb. 13) oder bunte (Abb. 5) Varianten sind bekannt.

Die Bezeichnung „Aschentuff mit akkretionären Lapilli“ klingt etwas umständlich, beschreibt aber zutreffend die Eigenschaften des Gesteins. „Vulkanischer Pisolith“ ist nicht ganz korrekt, da Pisolithe Sedimentgesteine mit karbonatischen Pisoiden sind, also runden Gebilden aus konzentrisch angelagerten Mineralschichten, ähnlich den Ooiden. Die „vulkanischen Pisoide“ sind weder karbonatisch, noch besitzen sie einen mehrfach konzentrischen Aufbau. Häufig erkennt man nur einen Kern (Lapilli) und eine Hülle aus akkretierter Vulkanasche. Geschiebefunde sollten nicht pauschal als „Dala-Pisolith“ (Rudolph 2017) oder “Pisolithischer Dalarna-Porphyrtuffit“ (Zandstra 1988, 1999) bezeichnet werden, weil der Gesteinstyp auch in anderen Regionen vorkommt.

Entstehung

Lapillituffe mit akkretionären Lapilli entstehen bevorzugt in der Anfangs- oder Schlussphase vulkanischer Aktivität während phreatomagmatischer Eruptionen. Dies sind Ausbrüche, deren Explosivität durch die Anwesenheit größerer Mengen Wasser befördert wird. Verhältnismäßig „feuchter“ vulkanischer Auswurf (Asche und Lapilli) steigt zunächst in einer Eruptionssäule empor und kühlt sich ab. Dabei kommt es zu einer Kondensation von Wasser, das sich auf der Oberfläche mitgerissener Lapilli niederschlägt. Durch Adhäsionskräfte werden noch während der Flugphase feinste Aschenteile angezogen, die sich konzentrisch um die Lapilli anlagern (sog. Akkretion). Die weichen Lapilli fallen später zu Boden, wo sie meist geringmächtige Horizonte in feinkörnigen Vulkanaschen bilden. Ihre elliptische Form entsteht durch Kompaktion überlagernder Schichten. Akkretionäre Lapilli entstehen auch in „feuchten“ pyroklastischen Ascheströmen (surges). Solche Ablagerungen kann man im Gelände an Bruchstücken akkretionärer Lapilli („zerstörte Lapilli“) erkennen, die durch die hohe Dynamik unmittelbar nach ihrer Bildung wieder zerstört wurden.

Vorkommen

Der Gesteinstyp ist nicht als Leitgeschiebe geeignet, weil er Kleinstvorkommen bildet und in allen Vulkanitgebieten auftreten kann. Aus Dalarna sind ein anstehendes Vorkommen bei Mora sowie Funde von Nahgeschieben bekannt (Lundqvist 1968: 112-113, s. a. skan-kristallin.de). Die bunten Aschentuffe von Idkerberget (Dalarna) enthalten Horizonte mit akkretionären Lapilli (zwerfsteenweb.nl). Persson 1985: 46 beschreibt einen akkretionären Lapillituff aus Småland (Lönneberga-Silverdalen, Abb. 14-18). Im svekofennischen Grundgebirge (Bergslagen, Dannemora, Arvidsjaur?) gibt es kaum deformierte akkretionäre Lapillituffe (Abb. in Allen et al 2008: 28; Lundström 1995: 92; Stephens et al 2009: 62). Mit weiteren, bisher unbekannten Vorkommen ist zu rechnen. In Gebieten mit gemischten Geschiebe-Geröll-Gemeinschaften (z. B. im Berliner Elbelauf) besteht theoretisch die Möglichkeit von Funden akkretionärer Lapillituffe als „südliches Geröll“, z. B aus dem Döhlener Becken (s. Reichel & Schauer 2006).

Abb. 4: Akkretionäre Lapilli mit dunkelgrauen Rändern in einem grauen Aschentuff. Nahgeschiebe aus Dalarna, nordwestlich Heden, westlich von Orsa, Sgl. Pittermann. Weitere Bilder auf skan-kristallin.de.
Abb. 5: Aschentuff von Idkerberget mit grünen akkretionären Lapilli. Nahgeschiebe von Ryssa, südlich von Mora in Mittelschweden (Bild aus zwerfsteenweb.nl). Auf der gleichen Website findet sich eine Anstehendprobe einer Hälleflinta von Dannemora (Uppland) mit akkretionären Lapilli (?).

Geschiebefunde

Abb. 6-8 zeigt einen Abschlag von einem größeren Gesteinsblock aus dem Tagebau Jänschwalde in der Niederlausitz (F. Mädler leg.) Das Geschiebe wird von Kottner 2005 beschrieben. Eine Dünnschliffuntersuchung ergab, dass die Matrix Entglasungserscheinungen aufweist und im Wesentlichen aus Quarz und Feldspat besteht. Kleine weiße Einsprenglinge wurden als Feldspat der Plagioklas-Reihe identifiziert. Daneben fanden sich kleine Quarze und Spuren nicht näher bestimmbarer dunkler Minerale.

Abb. 6: Außenseite des Geschiebes. Ausgewitterte Lapilli mit feinkörniger und dichter Randzone aus akkretierter Vulkanasche.
Abb. 7: Gleicher Stein, Aufnahme einer Bruchfläche unter Wasser.
Abb. 8: Nahaufnahme; cremefarbene und grünlich getönte Lapilli in einer hellbraunen Tuffmatrix.
Abb. 9: Akkretionäre Lapilli mit violetter Randzone in einem hellen Aschentuff (Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, G. Engelhardt leg.).
Abb. 10: Gleicher Stein, polierte Schnittfläche. Grünlich-brauner Vulkanit mit dichter Grundmasse und grünen Lapilli mit rotbraunen Rändern.
Abb. 11: Nahaufnahme.
Abb. 12: Dichter Vulkanit mit fein laminierten Aschenlagen, überlagert von einem schmalen Horizont mit akkretionären Lapilli (Fundort: Krumbeck/Prignitz, D. Schmälzle leg.).
Abb. 13: Roter Aschentuff mit dichter Grundmasse und akkretionären Lapilli (Fundort: Prignitz, D. Schmälzle leg.).

Anstehendproben aus Småland

Auf einer gerodeten Waldfläche in der Nähe von Silverdalen (Småland) fand sich nach einer Ortsangabe von Persson 1985: 46 („700 m südsüdöstlich von Lönneberga-Station“) zunächst ein großes Nahgeschiebe mit akkretionären Lapilli, später auch das anstehende Vorkommen.

Abb. 14: Aschentuff mit akkretionären Lapilli, Nahgeschiebe von Silverdalen.
Abb. 15: Detailaufnahme der stark verwitterten Gesteinsoberfläche. Die Pfeile deuten auf einzelne Lapilli mit dichter Grundmasse und einer hellen Randzone.
Abb. 16: Der Aufschluss mit anstehendem Lapillituff misst gerade mal einen Quadratmeter (Koordinaten WGS84: 57.54450, 15.72483). Das Gestein könnte in pyroklastischen Glutwolken (surges) entstanden sein. Dafür sprechen Funde von unvollständigen („zerstörten“) Lapilli und Porphyre mit eutaxitischem Gefüge (Ignimbrite) in unmittelbarer Nachbarschaft.
Abb. 17: Anstehendprobe mit angewitterter Oberfläche, Aufnahme unter Wasser. Grundmasse und Lapilli sind dicht und besitzen eine ähnliche Tönung. Die Umrisse der teils unregelmäßig geformten Lapilli deuten sich durch eine rötliche Randzone an.
Abb. 18: Detailaufnahme einer polierten Schnittfläche; grünlich-braune Aschenmatrix und Lapilli mit rotbraunen Rändern.

Literatur

Allen R, Ripa M, Jansson N 2008 Palaeoproterozoic volcanic- and limestonehosted Zn-Pb-Ag-(Cu-Au) massive sulphide deposits and Fe oxide deposits in Bergslagen, Sweden – Exkursionsskript 33. IGC excursion No 12, August 14 – 20, 2008; 84 S.

Kottner J 2005 Ein Tuff mit akkretionären Lapilli als Geschiebe – Geschiebekunde aktuell 21 (1): 25-28, 1 Taf., Hamburg / Greifswald.

Lundqvist T 1968 Description to Petrological Map of the Los-Hamra-Region – Sveriges Geologiska Undersökning, Ba 23, Uppsala.

Lundström I 1985 Beskrivning till berggrundskartorna Lindesberg NV – Sveriges Geologiska Undersökning (Af) 140 – 131 S., 32 Abb., 21 Tab., 6 Ktn., Uppsala.

Lundström I 1995 Beskrivning till berggrundskartorna 1 : 50000 – Filipstad SO och NO – Sveriges Geologiska Undersökning (Af) 177 – (Af) 185: 218 S., 81 Abb., 13 Tab., 6 Ktn. als Anl., Uppsala.

Persson L 1985 Beskrivning till berggrundskartorna 1 : 50000 – Vetlanda NV och NO – Sveriges Geologiska Undersökning (Af): 138 S., 65 Abb., 30 Tab., Uppsala.

Reichel & Schauer 2006 Das Döhlener Becken bei Dresden – Geologie und Bergbau. – Bergbau in Sachsen 12, 384 S., Herausgeber: Sächsisches Landesamt für Umwelt und Geologie (LfUG), Freiberg/Sachsen.

Rudolph F 2017 Das große Buch der Strandsteine – 320 S., zahlr. Abb., Kiel/Hamburg (Wachholz-Verlag – Murmann Publishers).

Stephens MB, Ripa M, Lundström I, Persson L, Bergman T, Ahl M, Wahlgren C-H, Persson P-O, Wickström L 2009 Synthesis of the bedrock geology in the Bergslagen region, Fennoscandian Shield, south-central Sweden – Sveriges geologiska undersökning, Ba 58, 264 S.

Zandstra J G 1988 Noordelijke Kristallijne Gidsgesteenten ; Een beschrijving van ruim tweehonderd gesteentetypen (zwerfstenen) uit Fennoscandinavië – XIII+469 S., 118 Abb., 51 Zeichnungen, XXXII farbige Abb., 43 Tab., 1 sep. Kte., Leiden etc.(Brill).

Kallberget-Porphyr

Der Kallberget-Porphyr stammt aus dem südwestlichen Teil des Porphyrgebietes in Dalarna. Dort kommt er in enger Nachbarschaft mit dem Heden-Porphyr vor, ohne dass es Übergänge zwischen diesen beiden Porphyrtypen zu geben scheint (Hjelmqvist 1982). Beide Gesteine sind als Geschiebe etwas seltener zu finden als andere Dala-Porphyre. In saalezeitlichen Ablagerungen kann der Kallberget-Porphyr aber manchmal gehäuft beobachtet werden.

Abb. 1: Kallberget-Porphyr, typische Variante mit heller Grundmasse und rotvioletten Alkalifeldspat-Einsprenglingen. Loser Stein aus der Feldmark bei Kolborn (Wendland/ Niedersachsen).

Der Porphyr ist als Leitgeschiebe geeignet und zeigt ein charakteristisches Verwitterungsverhalten. Während die Grundmasse sehr hell werden kann, behalten die Alkalifeldspat-Einsprenglinge ihre kräftige Färbung. Geschiebe des Kallberget-Porphyrs fallen daher durch ihr kontrastreiches Gefüge auf. Die Gesamtfarbe des Gesteins ist grauviolett, braunrot oder rotviolett. In einer feinkörnigen bis dichten und hellen (grauen, rotgrauen oder violettgrauen) Grundmasse liegen zahlreiche Alkalifeldspat-Einsprenglinge von kräftig rotvioletter, roter oder rotbrauner Farbe. Sie besitzen eine Größe von 1-3 mm, maximal 5 mm und zeigen nahezu rechteckige bis abgerundete oder unregelmäßige Formen. Dazu kommen wenige, meist glasklare und 1-2 mm große Quarzkörner von eckiger oder abgerundeter Gestalt. Gelegentlich findet sich auch ein einzelnes helles Feldspatkorn (Plagioklas).

Abb. 2: Gleicher Stein, Detailaufnahme der verwitterten Oberfläche.
Abb. 3: Gleicher Stein, nasse Oberfläche. Deutlich sind nun die glasklaren und eckigen bis runden Quarzeinsprenglinge zu erkennen.

Die Grundmasse kann homogen oder schlierig sein, manchmal sind hellere Streifen und Flasern zu erkennen. Der Kallberget-Porphyr bildet auch Geschiebe, an denen der Kontrast zwischen Grundmasse und Alkalifeldspat-Einsprenglingen weniger deutlich ausgeprägt ist (z. B. abgerollte Strandgerölle), ansonsten aber die gleichen petrographischen Merkmale zu beobachten sind.

Abb. 4: Kallberget-Porphyr mit fluidaler Grundmasse. Geschiebe aus der Kiesgrube Ruhlsdorf bei Bernau (Brandenburg).

Nach der Beschreibung von Anstehendproben (Hjelmqvist 1982) schwankt der Anteil an Alkalifeldspat zwischen 20 und 30%. Quarz ist mit 4-9 % enthalten. Die eckigen bis abgerundeten Quarzkörner sind immer hell, manchmal glasklar, manchmal milchig. An ihnen lässt sich mit der Lupe häufig magmatische Korrosion beobachten in Form von Einbuchtungen, die mit Grundmasse gefüllt sind. Einzelne Körner von Plagioklas (ca. 1 %) sind auf der Bruchfläche hellgrau oder graugrün gefärbt. Die Gesamtfarbe der Porphyrvarianten auf der Bruchfläche ist braunrot, lilabraun, lilarot oder rot. Dunkle Minerale kommen nur untergeordnet vor. An der Grenze zu jüngeren Graniten kommen auch deformierte (gneisige) Varianten des Kallberget-Porphyrs vor.

Neben dem Kallberget-Porphyr dürfte es eine Reihe weiterer Vorkommen mit graulila Porphyren geben (s. a. Abb. 21-24). Nach Zandstra 1988: 256 ähneln violette Idre-Porphyre mit kleineren Einsprenglingen sehr stark den Porphyren des SW-Porphyrgürtels in Dalarna. Daneben gibt es einen einsprenglingsarmen grauvioletten Dala-Porphyr, der aber keine Quarzeinsprenglinge enthält.

Abb. 5: Kallberget-Porphyr, rötlich-braune Variante. Kiesgrube Kröte (Wendland/Niedersachsen).
Abb. 6: Nahaufnahme der trockenen Oberfläche.
Abb. 7: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.
Abb. 8: Kallberget-Porphyr, Kiesgrube Ladeburg bei Bernau.
Abb. 9: Kallberget-Porphyr, Abschlag von einem größeren Geschiebe aus Papproth (Tagebau Welzow-Süd, Niederlausitz).
Abb. 10: Gleicher Stein, Detailansicht des Gefüges, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 11: Kallberget-Porphyr, Kiesgrube Horstfelde bei Berlin.
Abb. 12: Gleicher Stein, nasse Oberfläche.
Abb. 13: Fluidaler (oder leicht deformierter?) Kallberget-Porphyr.
Abb. 14: Nahaufnahme. Die Feldspäte zeigen parallele Bruchlinien und sind wie eine Zieharmonika in die Länge gezogen.
Abb. 15: In den saalezeitlichen Ablagerungen der Kiesgrube Horstfelde südlich von Berlin kann der Kallberget-Porphyr nicht selten angetroffen werden. Die untere Reihe zeigt zwei typische Vertreter; oben links ein fluidaler Porphyr mit vielen Quarzeinsprenglingen, oben rechts ein sehr einsprenglingsreicher grauvioletter Porphyr mit einer grünlichen Grundmasse (beide keine Kallberget-Porphyre gemäß den oben beschriebenen Eigenschaften).
Abb. 16: Kallberget-Porphyr aus Abb. 15 unten links, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 17: Kallberget-Porphyr, Aufnahme unter Wasser (Kiesgrube Horstfelde).
Abb. 18: Kallberget-Porphyr mit kontrastarmen Gefüge aus roter Grundmasse und violettroten Feldspat-Einsprenglingen (Kiesgrube Penkun in Ostbrandenburg).
Abb. 19: Gleicher Stein, Detailaufnahme der nassen Oberfläche.
Abb. 20: Kallberget-Porphyr mit fluidaler Grundmasse, Aufnahme unter Wasser (Kiesgrube Thunpadel, Wendland, Niedersachsen).
Abb. 21: Rötlich-violetter Quarzporphyr, Strandgeröll von Hökholz (Schleswig-Holstein).
Abb. 22: Nahaufnahme der nassen Geschiebeoberfläche. Der rote Porphyr zeigt einige Übereinstimmungen mit dem Kallberget-Porphyr, enthält aber verhältnismäßig viele Quarzeinsprenglinge.
Abb. 23: Grauvioletter Rhyolith mit einigen dunkelvioletten Feldspat-Einsprenglingen und Blauquarz; kein Kallberget-Porphyr gemäß der obigen Beschreibung (Kiesgrube Kröte, Wendland, Niedersachsen).
Abb. 24: Gleicher Stein, Detailaufnahme einer frischen Bruchfläche unter Wasser.

Literatur

Hjelmqvist S 1982 The Porphyries of Dalarna, Central Sweden, Uppsala 1982, SGU Serie C Nr. 782.

Zandstra J G 1988 Noordelijke Kristallijne Gidsgesteenten ; Een beschrijving van ruim tweehonderd gesteentetypen (zwerfstenen) uit Fennoscandinavië – XIII+469 S., 118 Abb., 51 Zeichnungen, XXXII farbige Abb., 43 Tab., 1 sep. Kte., Leiden etc.(Brill).

Västervik-Quarzit

Abb. 1: Grauvioletter Västervik-Quarzit, Anstehendprobe aus einem Straßenaufschluss bei Almvik.

Die Metasedimente des Västervik-Gebiets sind zum großen Teil Quarzite. Weit verbreitet sind hellgraue und glimmerführende Quarzite, häufig mit Sedimentstrukturen wie Schrägschichtung oder sogar Rippelmarken. Diese Strukturen konnten sich erhalten, weil die Metamorphose der Västervik-Quarzite zum Teil unter statischen Bedingungen erfolgte, ohne Beteiligung von gerichtetem Druck. Als gute Kandidaten für Leitgeschiebe erscheinen der grauviolette Västervik-Quarzit (Abb. 1 und 2) und rotfleckige Quarzite mit Blauquarz (Abb. 3 und 4). Eine besondere Quarzit-Variante sind blaue Quarzite mit rotem Feldspat (Abb. 5). Die Västervik-Quarzite werden in einem Artikel auf kristallin.de ausführlich besprochen.

Abb. 2: Grauvioletter Västervik-Quarzit, Nahgeschiebe vom See Hjorten im Västervik-Gebiet.
Abb. 3 Rotfleckiger Västervik-Quarzit mit Blauquarz, Anstehendprobe aus dem Steinbruch Hjortkullen bei Västervik.
Abb. 4: Rotfleckiger Västervik-Quarzit mit Blauquarz, Nahgeschiebe vom Ortseingang Västervik.
Abb. 5: Blauer Quarzit neben pegmatitartigen Partien und Gneisen, Abraum aus Baumaßnahmen NE von Västervik.

Marmorvorkommen in Mittelschweden

In Mittelschweden sind etwa 200 kleinere und größere Marmor-Vorkommen bekannt. Die folgenden Bilder zeigen Aufschlüsse und Proben von vier Lokalitäten in Östergötland und Södermanland (Abb. 1). Marmor bildet hier längliche Einschaltungen in die metamorphen und gefalteten Gesteine des svekofennischen Grundgebirges aus Metasedimenten (Gneise), Metavulkaniten (Leptit, Hälleflinta) und Metabasiten (z. B. Amphibolite).

Abb. 1: Übersichtskarte der besuchten Marmorvorkommen in Östergötland und Södermanland.

1. Kolmården

Kolmården ist eines der wichtigsten Marmorvorkommen in Schweden. Der grüne Marmor wurde über 700 Jahre lang abgebaut und als beliebter Dekorstein im In- und Ausland verwendet. Empfehlenswert ist der Besuch des Freilandmuseums zur Bergbaugeschichte im Ort Marmorbruket (58.66099, 16.42120). Dort gibt es einen kleinen geologischen Lehrpfad sowie ausgedehnte Halden. Auf Wunsch werden im Museum polierte Schnittflächen von Marmorproben angefertigt (Abb. 3).

Abb. 2: Blick vom Museumsgelände in Marmorbruket nach Norden über den Bråviken. Dieser etwa 40 km lange und in Ost-West-Richtung verlaufende Meeresarm der Ostsee zeichnet einen alten Grabenbruch nach. Auf kleiner Fläche sind hier ganz verschiedene proterozoische Gesteine aufgeschlossen: Metasedimente (Gneise), Metavulkanite (Leptite und Hälleflinta), Metabasite, Marmor (Metakarbonate) sowie jüngere Granite.
Abb. 3: Alter Marmorbruch auf dem Museumsgelände.
Abb. 4: Polierte Schnittfläche eines Silikatmarmors vom Kolmården-Typ. Das Gestein wurde tektonisch stark beansprucht. Die schlierigen und zerscherten Partien bestehen aus zuckerkörnigem Calcit und grünen Silikatmineralen. Stellenweise gibt es Linsen mit etwas gröberen Körnern. Marmor vom Kolmården-Typ kommt an mehreren Lokalitäten in Östergötland und Södermanland vor.
Abb. 5: Feinkörniger Marmor mit Bändern, die mehr grüne Silikatminerale enthalten (Marmorbruket). Das Gestein eignete sich nicht zur Weiterverarbeitung als Dekorstein und wurde vor Ort auf Halde gekippt. Breite 24 cm.
Abb. 6: Marmor vom Kolmården-Typ, Strandgerölle vom Ufer des Bråviken in unmittelbarer Nähe zum Anstehenden (Campingplatz Kolmården).
Abb. 7: An der Uferpromenade unterhalb des Museums zeigen eindrucksvolle Aufschlüsse stark verfaltete Wechsellagen aus Marmor, feinkörnigen Gneisen, Metavulkaniten (Hälleflinta) und Amphiboliten. Das Bild zeigt nahezu senkrecht einfallende, parallel zum Verlauf des Bråviken in Ost-West-Richtung streichende Lagen von hellgrauem Marmor und dunkelbrauner Hälleflinta.
Abb. 8: Der Wellenschlag am Ufer löst Calcit aus dem Marmor und lässt ein Relief seiner Faltenstruktur hervortreten. Bildbreite ca. 3 m.
Abb. 9: Durch Lösungsverwitterung herauspräparierter Marmor (hellgrau) und ein brauner und stark geklüfteter Metavulkanit (Hälleflinta). Bildbreite ca. 2 m.
Abb. 10: Faltenstruktur in einem Marmor, herauspräpariert durch Lösungsverwitterung. Bildbreite 70 cm.

2. Insel Oaxen

Die kleine Insel Oaxen ist mit der Autofähre von Mörkö aus erreichbar und ein beliebtes Ausflugsziel (Fähranleger: 58.97067, 17.70307). Sie besteht zur Hälfte aus ehemaligen Steinbrüchen, in denen reiner Marmor abgebaut wurde.

Abb. 11: Gefluteter Marmor-Steinbruch auf der Insel Oaxen.
Abb. 12: Eine Teerstraße führt durch einen Steinbruch mit hellen Feldswänden.
Abb. 13: Reiner Marmor von der Insel Oaxen.
Abb. 14: Stellenweise finden sich „Verunreinigungen“ im Marmor. Links ein Xenolith eines Gneisgranits aus dem Nebengestein, rechts eine gebänderte Partie (Karbonat- oder Kalksilikatgestein mit vermindertem Calcit-Gehalt).
Abb. 15: Detail der grau und grün gebänderten Partie. Solche Einschaltungen sind ein regelmäßiger Begleiter von Marmorvorkommen und werden von schwedischen Geologen als „Skarngneis“ bezeichnet.
Abb. 16: Probe eines „Skarngneises“. Manche Lagen reagieren auf verdünnte Salzsäure und enthalten Calcit, andere nicht. In den hellgrünen und feinkörnigen Partien könnte ein epidotähnliches Mineral enthalten sein. Die dunkel grünlichbraunen Bereiche enthalten xenomorphe Körner von Silikatmineralen.
Abb. 17: Das Marmorvorkommen von Oaxen umgeben graue Gneise (Sörmland-Gneis). Im Kontaktbereich finden sich migmatitische Gneise mit Blauquarz. Bildbreite 120 cm.
Abb. 18: Handstück eines migmatitischen Gneises mit Blauquarz, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 19: Neben Gneisen kommen auch grobkörnige pegmatitartige Partien vor, die aus Feldspat (Plagioklas) und Blauquarz sowie vereinzelten grünen (diopsidischen) Amphibol-Kristallen bestehen.
Abb. 20: Silikatmarmor findet sich nur untergeordnet. Dieses mittelkörnige Exemplar enthält sehr dunkle Silikatminerale.
Abb. 21: Nahaufnahme des Gefüges: hypidiomorphe Calcit-Kristalle mit Zwillingsstreifung und dunkelbraune xenomorphe Körner von Silikatminerale mit Glasglanz.
Abb. 22: An der Ostküste der Insel Oaxen wurde der nicht verwertbare Silikatmarmor (u. a. Ophicalcite mit grünen Silikaten) auf Halde gekippt und im Laufe der Zeit durch Wellenschlag abgerollt.
Abb. 23: Ophicalcit (Silikatmarmor), Haldengeröll von Oaxen.

3. Mölnbö

Abb. 24: Der Marmor von Mölnbö (59.03709, 17.39822) ist ein Dolomitmarmor mit Serpentinmineralen und gehört zum Kolmården-Typ (Wik et al 2004). Das Vorkommen liegt 70 km von Kolmården entfernt. In der abgebildeten Probe ist Dolomit höchstens anteilig enthalten, denn das Gestein reagiert kräftig mit verdünnter Salzsäure.

4. Stora Vika

Der Zugang zum großen Marmor-Steinbruch von Stora Vika bei Nynäshamn wird trotz der Verbotsschilder offenbar geduldet (58.94469, 17.79227). Der Bruch war von 1948-1981 in Betrieb. In den 50er Jahren befand sich hier die größte schwedische Zementfabrik. Abgebaut wurde vor allem reiner und grobkristalliner Marmor. Der Marmor mit beigemengten Silikatmineralen (meist Glimmer) wurde aufgehaldet (Abb. 25). Weiterhin finden sich Ophicalcite (Abb. 27), Kalksilikatgesteine („Skarngneise“, Abb. 28) sowie grobkörnige Quarz-Feldspat-Pegmatite. Begrenzt wird das Vorkommen von Sörmland-Gneis (auch als Einschluss im Marmor) sowie Metabasiten.

Abb. 25: Marmor-Steinbruch von Stora Vika.
Abb. 26: Mittelkörniger Marmor mit Glimmermineralen (Stora Vika).
Abb. 27: Gleicher Stein, Nahaufnahme des Gefüges.
Abb. 28: gebänderter Ophicalcit (Silikatmarmor) von Stora Vika.
Abb. 29: Kalksilikatgestein („Skarngneis“) aus dem westlichen Teil des Bruches. Nach Shaikh et al 1989 fand man in diesen Gesteinen Serpentinminerale, Glimmer und Amphibol.

Literatur

WIK N-G, STEPHENS M B, SUNDBERG A 2004 Malmer, industriella mineral och bergarter i Stockholms län – Serie: Rapporter och meddelanden 117; 144 S., Uppsala, SGU, 2004. ISBN 91-7158-696-2.

Marmor

  1. Allgemeines
  2. Marmor-Geschiebe
  3. Vorkommen und Entstehung
  4. Geschiebefunde
  5. Beispiele für nicht metamorphe kristalline Kalksteine
  6. Literatur

1. Allgemeines

In der steinverarbeitenden Industrie wird eine ganze Reihe von polierfähigen Gesteinen als „Marmor“ bezeichnet, sowohl metamorphe als auch nicht metamorphe Karbonatgesteine oder „marmorierte“ Werksteine. Die Gesteinskunde sieht eine enge Definition des Begriffs vor: Marmor ist ein metamorpher Kalkstein mit mindestens 50 Vol.% Calcit (seltener auch Aragonit oder Dolomit). Abhängig vom Karbonat-Gehalt, lassen sich mehrere Arten von metamorphen Kalksteinen unterscheiden:

  • Reiner Marmor (über 95 Vol.% Calcit); entsteht aus reinen Kalksteinen.
  • Unreiner Marmor (50-95 Vol.% Calcit), auch „Silikatmarmor“; entsteht aus Kalksteinen mit tonigen oder sandigen Beimengungen, z. B. Mergelsteinen.
  • Karbonatsilikatgestein (5-50 Vol.% Calcit).
  • Kalksilikatgestein oder „Kalksilikatfels“ (unter 5 Vol.% Calcit).

Marmor kommt weltweit in ganz unterschiedlichen geologischen Settings vor und besitzt ein variables Erscheinungsbild. In diesem Artikel geht es um Marmor-Geschiebe aus dem fennoskandischen Grundgebirge. Ein zweiter Teil zeigt Bilder von einigen Marmorvorkommen in Östergötland und Sörmland.

Abb. 1: Reiner Marmor, Anstehendprobe von der Insel Oaxen. Das mittelkörnige Gestein besteht fast vollständig aus kristallinem Calcit. Die Bruchfläche zeigt glitzernde Spaltflächen von Kalkspat-Kristallen.
Abb. 2: Marmorgerölle von der Insel Oaxen (Sörmland/Schweden): ein reiner Marmor (links) und zwei unreine Marmore mit grünen Silikatmineralen („Silikatmarmor“ oder „Ophicalcit“).

2. Marmor-Geschiebe

Als reiner oder unreiner Marmor erkennbare Geschiebe sind vor allem mittel- bis grobkörnige kristalline Kalksteine mit Beimengungen von Silikatmineralen. Eine veraltete Sammelbezeichnung hierfür ist „Urkalk“. Feinkörnige metamorphe Karbonatgesteine, Karbonatsilikatgesteine, Kalksilikatgesteine oder auch Skarne dürften mit einfachen Mitteln kaum sicher bestimmbar sein. Bartolomäus & Schliestedt 2006 untersuchten über 160 Marmorgeschiebe. Aus dieser Arbeit sei eine allgemeine Beschreibung zitiert:

Geschiebemarmore sind vorherrschend weiße bis graue, seltener gelbliche bis röt-liche, meist aber grünlich getönte Gesteine feiner bis grober Körnung. Die meisten Gesteine enthalten im geringen Umfang Silikate. Teils handelt es sich um Einschlüsse des Nebengesteins, teils um Minerale der Metamorphose, teils um Umwandlungsminerale und Verwitterungsbildungen. Serpentinführende Gesteine (Ophicalzite) sind weit verbreitet. Durch dieses Mineral, weniger durch Körner von Pyroxen oder Olivin, sind die meisten Geschiebe grün gesprenkelt. Gestein und eingeschlossene Kristalle verschiedener Silikate sind häufig tektonisch deformiert.

Reiner Marmor (Abb. 1) kommt als Geschiebe zwar häufiger vor, ist aber durch den geringen Anteil an Silikatmineralen eher unscheinbar und meistens nicht rein weiß, sondern gelblich oder schmutzig-grau getönt. Ziemlich auffällig (Abb. 2) ist unreiner Marmor mit grünen Silikatmineralen, der auch als „Ophicalcit“ bezeichnet wird. Der Name [1] verweist auf die häufig enthaltenen Serpentinminerale, die während der Metamorphose gebildet wurden. Sie können auf verwitterten Geschiebeoberflächen rostbraun, gelb oder matt weiß verfärbt sein und zeigen ihre grüne Farbe unter Umständen erst auf einer Bruchfläche.

Maßgeblich für die Bestimmung von Marmor ist ein Calcit-Gehalt von mind. 50 %. Calcit lässt sich mit dem Messer ritzen und reagiert auf verdünnte Salzsäure unter kräftigem Aufbrausen. Die seltenen Dolomitmarmore enthalten nur anteilig Dolomit und sind mittels Säuretest nicht von Calcit-Marmor unterscheidbar. Auf einer Bruchfläche erkennt man ein verzahntes Gefüge von xenomorphen Calcit-Kristallen mit glänzenden Spaltflächen, manchmal mit ausgeprägter Zwillingsstreifung diagonal zu den Spaltebenen (s. a. kristallin.de). Calcit in Marmorgeschieben ist häufig durchscheinend und reinweiß, hellgrau oder grau getönt, selten dunkel oder von gelblicher oder rötlicher Farbe.

Grüne Silikatminerale lassen sich von Hand nicht sicher bestimmen. Nach Bartolomäus & Schliestedt 2006 handelt es sich in den meisten Geschieben um Serpentin. Etwas weniger häufig kommen Olivin und diopsidischer Klinopyroxen vor, Orthopyroxen ist selten. Die Mineralkörner besitzen satt hellgrüne bis schwarzgrüne, manchmal auch graue oder braune Farben. Serpentin kann in zwei farblich unterschiedlichen Generationen vorkommen.

Viele Marmorgeschiebe enthalten Glimmerminerale von 1-5 mm Durchmesser. Dies können Phlogopit, Muskovit, farbarmer Biotit, Sprödglimmer oder Talk sein. Eine genaue Bestimmung ist nur durch mikroskopische Untersuchungen möglich. Seltener treten zwei Arten von Glimmer auf. Glimmerplättchen können durch tektonische Deformation verbogen sein.

Xenolithe aus dem Nebengestein bestehen aus Feldspat, Quarz oder Gesteinsbruchstücken (Quarzite, Gneise oder hälleflintartige Gesteine). Bei einem hohen Xenolith-Anteil kann man von einem einschlussführenden Marmor sprechen. Quarz als metamorphe Neubildung ist meist unauffällig und nur selten identifizierbar (kleine, rauchig getönte Körner). Gelegentlich finden sich weitere Minerale in Marmorgeschieben, z. B. dunkler und idiomorpher Amphibol, Fluorit, Granat, Chlorit, Epidot oder Erz. Magnetit ist hin und wieder mit einem Magneten nachweisbar. Graphit als Hinweis auf ehemals vorhandene organische Substanz tritt nur in Spuren und fein verteilt auf und lässt sich von Hand nicht bestimmen.

Marmor ist mit folgenden Gesteinsarten verwechselbar:

  • In Skarnen können metasomatisch veränderte Kalksteine oder Meta-Karbonate vorkommen, die von Marmor kaum zu unterscheiden sind. Typische für einige Skarne sind Vergesellschaftungen aus Ca-reichen Silikaten wie Granat, Diopsid und Epidot mit Calcit und Quarz.
  • Karbonatite sind kristalline Kalksteine aus magmatischen Schmelzen. Es gibt kleine Vorkommen im Fen-Gebiet (Norwegen), in Nordschweden (Alnö) und in Finnland. Über Geschiebefunde ist bisher nichts bekannt geworden. Als Indikatorminerale für Karbonatite kommen Ägirin und Pyrochlor sowie Nephelin in Frage, die aber nicht immer enthalten sind.
  • Merkmalsarme, weiße und rein calcitische Marmore können von Kontaktmetamorphiten (z. B. kontaktmetamorphe paläozoische Kalksteine aus Südnorwegen) sowie diagenetisch umkristallisierten Kalksteinen unter Umständen nicht unterscheidbar sein (Abb. 22, 23). Grauer oder bunter Ceratopyge-Kalk könnte auf den ersten Blick für Silikatmarmor gehalten werden, ist aber feinkörnig und enthält Glaukonit-Körner sowie Fossilreste (Abb. 24, 25).

3. Vorkommen und Entstehung

Die meisten Marmor-Geschiebe dürften aus den zahlreichen Vorkommen in Mittelschweden stammen. Marmor entstand dort während der svekofennischen Gebirgsbildung vor etwa 1,9 Ga aus tief versenkten kalkigen Sedimenten unter amphibolitfaziellen Metamorphose-Bedingungen. Dabei wurde Calcit aus den feinkörnigen Sedimenten mobilisiert und unter Kornvergrößerung (Blastese) umkristallisiert. Je nach Anteil toniger Komponente im Ausgangsgestein, bildeten sich gleichzeitig Silikatminerale. Marmor und Silikatmarmor sind Granofelse. Das primäre Mineralgefüge kann durch gleichzeitige oder nachfolgende tektonische Prozesse mäßig bis stark deformiert sein.

Zumindest ein Teil der svekofennischen Marmor-Vorkommen soll aus Kalksteinen entstanden sein, die durch Organismen ausgefällt wurden. An einigen Lokalitäten fand man Stromatolithe (Dannemora, Sala, Arvidsjaur). Kleinere Vorkommen von Marmor können zwar auch aus submarin-exhalativ gebildeten Kalksteinen in vulkanischen Sequenzen hervorgehen. Die Größe mancher Vorkommen spricht aber gegen einen solchen Ursprung. Geochemische Untersuchungen an svekofennischen Meta-Karbonaten in Finnland ergaben hohe Sr-Gehalte, die auf eine Ausfällung von aragonitischem (=biogenem?) CaCO3 in marinem Milieu hinweisen (Maier 2015).

Marmor kommt auch als Begleiter von Skarnen vor, als kontaktmetamorphe Bildung, als metasomatisch umgewandelter Kalkstein oder einer Kombination aus beiden Prozessen. Metasomatose bezeichnet eine Gesteinsumwandlung durch fluide Phasen, mobilisiert z. B. durch in der Nähe aufsteigende Magmatitkörper.

Aus Mittelschweden sind etwa 200, meist kleinere Marmor- und Skarn-Vorkommen bekannt. Sie wurden zum Teil bergmännisch genutzt und sind Bestandteil der sog. Leptit-Hälleflinta-Serien, die sich vom Bergslagen-Gebiet bis nach SW-Finnland erstrecken. In der Bottensee ist mit weiteren, untermeerischen Vorkommen zu rechnen. Auch in Südschweden gibt es ca. 20 kleinere Vorkommen (z. B. bei Vetlanda in Smaland, s. Sundlad et al 1997). Weiterhin tritt Marmor geringmächtig in Form von Wechsellagerungen, Klüften, Gängen oder Einschaltungen in kalkhaltigen Grundgebirgsgesteinen auf. Ehlers et al 1993 fanden Marmor in svekofennischen Gneisen im Seegebiet zwischen Aland und dem finnischen Festland. Aufgrund seiner weiten Verbreitung und wechselhaften Ausbildung ist Marmor nicht als Leitgeschiebe geeignet. Dies gilt auch für Lokaltypen wie dem Marmor vom „Kolmarden-Typ“, der an mehreren Orten in Södermanland vorkommt.

4. Geschiebefunde

Abb. 3: Ophicalcit (unreiner Marmor, Silikatmarmor). Die frische Bruchfläche zeigt ein gleichkörniges Gefüge aus Calcit und grünen Silikatmineralen. Am Rand ist eine cm-dicke braune Verwitterungsrinde erkennbar (Kiesgrube Horstfelde, südlich von Berlin).
Abb. 4: Nahaufnahme des gleichkörnig-richtungslosen Mineralgefüges.
Abb. 5: Ophicalcit, polierte Schnittfläche. Die gelblich-weißen und matten Silikatminerale in der Verwitterungsrinde besitzen offenbar einen geringen Eisengehalt, andernfalls wären rostbraune Verfärbungen zu erwarten. Fundort: Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, Slg. G. Engelhardt.
Abb. 6: Nahaufnahme hell- bis dunkelgrüner xenomorpher Silikatminerale.
Abb. 7: Hellgrauer, eher unscheinbarer Silikatmarmor mit dunklen Silikatmineralen. Strandgeröll von Johannistal, Schleswig-Holstein, leg. E. Figaj.
Abb. 8: Der mittelkörnige, teils von Rissen durchzogene Calcit zeigt unscharfe Korngrenzen. An Silikatmineralen finden sich grüne bis hellbraune, teilweise durchscheinende sowie dunkle und opake Körner. Glimmer und Magnetit sind nicht enthalten.
Abb. 9: Silikatmarmor mit reichlich grünlich-braunen bis braunen Silikatmineralen. Strandgeröll von Misdroy / Polen, Breite 96 mm.
Abb. 10: Heller Marmor mit lagenweise konzentrierten grünen Silikatmineralen. Großes Geschiebe von 40 cm Länge aus der Grube Hohensaaten an der Oder.
Abb. 11: Nahaufnahme der Bruchfläche: xenomorpher und durchscheinender Calcit, begleitet von wenigen Körnern hell- bis mittelgrüner Silikate und einem braunen Glimmermineral.
Abb. 12: Polierte Schnittfläche des gleichen Gesteins mit parallelen Lagen grüner Silikatminerale.

Vom Marmorgeschiebe aus Hohensaaten wurde ein Dünnschliff gefertigt, freundlicherweise ausgeführt von Herrn U. Maerz (Hattingen). Die Untersuchung ergab, dass es sich bei den grünen Mineralen um Serpentin und Olivin handelt. Das helle Glimmermineral ist Phlogopit. Quarz und Diopsid (Amphibol) wurden nicht beobachtet. Die nächsten beiden Bilder (Abb. 13/14) zeigen eine Detailaufnahme eines Dünnschliffs, Bildbreite etwa 185 µm.

Links (gekreuzte Polarisatoren in Dunkelstellung) erkennt man die charakteristische Zwillingsstreifung des hellen Calcits, der ein verzahntes Verwachsungsgefüge aus xenomorphen Kristallen bildet. Das dunkle Mineral in der Bildmitte ist Olivin. Die bunten Anlauffarben, randlich und in Spaltrissen, zeigen seine teilweise Umwandlung in Serpentin an. Im rechten Bild (gekreuzte Polarisatoren in Hellstellung) sind jene Teile des Olivinkorns hellblau gefärbt, die nicht serpentinisiert wurden.

Das nächste Marmorgeschiebe ist ein Exot aus der Kiesgrube Horstfelde, südlich von Berlin. Erst ein Test mit verdünnter Salzsäure erbrachte den Hinweis, dass es sich überhaupt um einen Marmor handelt. Das Gestein ist recht schwer und spricht stark auf einen Handmagneten an (Magnetit). Ungewöhnlich sind die bunten Mineralkörner. Eine Dünnschliffuntersuchung ergab, dass sie von dunklen Magnetitsäumen umgeben sind.

Abb. 15: kantengerundetes Marmor-Geschiebe mit hellgrauer und rauer Oberfläche. Rechts unten sind grünschwarze Glimmerplättchen bis 5 mm Größe erkennbar.
Abb. 16: Seitenansicht des gleichen Geschiebes.
Abb. 17: Detailaufnahme ockergelber, roter bis violettroter und schwach bläulicher Minerale, umgeben von dunklen Magnetit-Säumen. Einige Mineralkörner besitzen einen mehrfarbigen und zonaren Aufbau.
Abb. 18: Kleiner Abschlag mit frischer Bruchfläche. Unüblich für Marmorgeschiebe ist die dunkelgraue Tönung des Calcits. Die bunten Mineralkörner zeigen einen stumpfen bis matten Glanz und wurden offenbar stark umgewandelt.
Abb. 19: Polierte Schnittfläche; nebulöse Streifen in unterschiedlichen Richtungen lassen auf eine mehrfache tektonische Deformation des Gesteins schließen. Die Farbabfolge der bunten Körner (oben: rot, Mitte: weiß, unten: bläulich) deutet auf verschiedene Umwandlungsstadien, möglicherweise desselben Minerals.
Abb. 20: Detailaufnahme. Rechts der Bildmitte ein hellgrünes und längliches Aggregat, das einen ovalen, von einem weißen Saum umgebenen Kernbereich enthält. Der Kern ähnelt der Farbe und Textur mancher Serpentinite. Dunkelglimmer-Plättchen im Querschnitt sind durch tektonische Beanspruchung leicht verbogen.

Die Dünnschliffuntersuchung ergab, dass die dunkle Matrix aus feinkörnigem und stark verwachsenem Calcit besteht. Die Korngrenzen des Calcits sind durch dunkle Erzspuren nachgezeichnet (Imprägnierung durch Magnetit, Abb. 19). Auch das Innere verschiedener Calcit-Individuen zeigt solche Spuren und bildet wohl frühere Korngrenzen ab, die durch Umkristallisierungsprozesse überwachsen wurden. Der Mineralbestand des Gesteins wurde wie folgt geschätzt: Calcit  ca. 75-80%,  Reliktminerale („bunte“ Minerale) ca. 15-20%, Magnetit ca. 3-5%, Biotit <2%. Nicht beobachtet wurden Quarz und Amphibol.

Die bunten Minerale dürften Relikte verschieden weit fortgeschrittener Umwandlungen sein. Zumindest teilweise handelt es sich dabei um fein verwachsene Serpentinminerale. Andere Reliktkristalle zeigen kein Serpentinisierungsgefüge und sind meistens durch feinere Calcitkristalle (möglicherweise mit ankeritischem oder sideritischem Anteil) ausgefüllt. Für das Ausgangsmaterial dieser Relikte gibt es bisher keine Anhaltspunkte. Die meisten Reliktminerale besitzen ebenfalls dunkle Säume von Magnetit.

Abb. 21: Erzpartikel und Magnetit zeichnen die Korngrenzen des Calcits nach. Teilweise folgen sie den aktuellen Korngrenzen (grüne Pfeile), teilweise durchquert die Erzspur Calcit-Individuen (rote Pfeile).

5. Beispiele für nicht metamorphe kristalline Kalksteine

Abb. 22: Diagenetisch umkristallisierter Kalkstein (Biosparit) aus dem Malm (ehem. Steinbruch Schwanteshagen / Polen). Unter der Lupe sind keine Silikatminerale, aber zertrümmerte Schalenreste erkennbar.
Abb. 23: Grobkristalliner, oberflächlich fossilfreier Anthrakonit, loser Stein vom Anstehenden (Aleklinta auf Öland, Oberkambrium), Bildbreite 28 cm. Anthrakonite besitzen eine dunkle Bruchfläche und riechen nach dem Anschlagen nach Bitumen („Stinkkalk“).
Abb. 24: Ceratopyge-Kalk (Ordovizium), loser Stein vom Anstehenden (Öland), grauer und massiger Kalkstein mit Glaukonitkörnern.
Abb. 25: Der Glaukonit bildet xenomorphe, teils wurmförmige Aggregate. Ein bunter Ceratopyge-Kalk ist hier abgebildet.

6. Literatur

BARTHOLOMÄUS WA & SCHLIESTEDT M 2006 Marmore als Urkalkgeschiebe – Archiv für Geschiebekunde 5 (1-5): 27–56, 5 Taf., 6 Abb., Hamburg/ Greifswald, September 2006. ISSN 0936-2967.

EHLERS C, LINDROOS A & SELONEN O 1993 The late Svekofennian granite-migmatite zone of southern Finland – a belt of transpressive deformation and granite emplacement – Precambrian Research 64: 295-309; Elsevier Science Publishers B.V., Amsterdam

MAIER W D, LAHTINEN R, O`BRIEN H 2015 Mineral Deposits of Finland: 291-303 – 802 S., Elsevier Inc., ISBN 978-0-12-410438-9.

SUNDBLAD K, MANSFELD J & SÄRKINEN M 1997 Palaeoproterozoic rifting and formation of sulphide deposits along the southwestern margin of the Svecofennian Domain, southern Sweden – Precambrian Research 82, Issues 1–2, March 1997, S. 1-12. https://doi.org/10.1016/S0301-9268(97)00012-0


[1] ophítēs (griech.): schlangenähnlich; serpens (lat.): Schlange.

Pegmatite

Abb. 1: Bunter Granit-Pegmatit (Bildbreite 35 cm) aus rotem Alkalifeldspat, gelbem Plagioklas und grauem Quarz. Die Partie besitzt einen scharfen Kontakt zu einem mittelkörnigen Gneisgranit (Findlingslager Steinitz bei Drebkau/Niederlausitz).

Pegmatite sind grob- bis riesenkörnige magmatische Gesteine, die als gang- oder linsenförmige Körper in der Gefolgschaft von Plutonen, aber auch in Gneisen und Migmatiten vorkommen. Die meisten Pegmatite besitzen eine granitische Zusammensetzung (Abb. 1) und enthalten neben xenomorphem Quarz auffällig gut entwickelte Feldspat-Kristall-Individuen. Gewöhnlich erreichen die Minerale Korngrößen von mehreren Zentimetern bis Dezimetern, im Ausnahmefall können auch metergroße Kristalle vorkommen (Abb. 20). Die Verteilung der Minerale ist variabel und ungleichmäßig, im Unterschied zum hypidiomorph-gleichkörnigen oder hypidiomorph-porphyrischen Mineralgefüge „regulärer“ grobkörniger Plutonite. Letztere enthalten zudem höchstens zentimetergroße Glimmer-Aggregate, die in Pegmatiten ebenfalls riesenkörnig ausgebildet sein können (Abb. 19).

Granit-Pegmatite enthalten Quarz und Alkalifeldspat (meist Mikroklin), optional können Plagioklas, Hell- oder Dunkelglimmer, manchmal auch Amphibol oder Turmalin hinzukommen. Syenit-, Alkalisyenit-, Gabbro- oder Dioritpegmatite (Abb. 11) sind viel seltener.

Die „klassischen“ Pegmatite kristallisieren in der Spätphase der Entstehung von Plutonen aus wasserhaltigen Restschmelzen und bilden kleinere oder größere Körper, entweder im Pluton selbst oder im Nebengestein. Die Restschmelzen bleiben nach der Kristallisation der meisten Minerale übrig und enthalten Anreicherungen sog. inkompatibler Elemente, die aufgrund ihres hohen Ionenradius nicht oder unvollständig in das Kristallgitter eingebaut werden konnten. Dazu gehören neben K, Si, Li, Be und B auch seltene Elemente (z. B. Nb, Ta, Seltene Erden, Rb, Cs, Ga, Tl, Sn, U, Th, Zr, P, Cl, F).

Der hohe Wassergehalt und weitere leichtflüchtige Bestandteile (sog. Volatile wie Cl oder F) erniedrigen den Schmelzpunkt und die Viskosität der Restschmelze. Es können nur wenige Kristallkeime entstehen, aus denen bei weiterer Abkühlung dann wenige, aber sehr große Kristalle hervorgehen. Neuere Untersuchungen haben ergeben, dass bei der Kristallisation schnelle Abkühlungsraten eine große Rolle spielen und „unterkühlte“ Pegmatitschmelzen bis weit unter 500 Grad, sogar bis 350 Grad weiter bestehen können (Simmons & Webber 2008).

Größere Pegmatitkörper in den Dachbereichen von Plutonen besitzen häufig einen zonaren Aufbau mit unterschiedlicher Mineralisation. In einigen Zonen kann Schriftgranit vorkommen, eine Sonderform pegmatitischer Gesteine. Gelegentlich findet sich Schriftgranit, neben Apliten (Abb. 24), in der Randzone von Pegmatiten.

Pegmatitartige, meist aus Quarz und Feldspat bestehende Gesteine, entstehen auch durch partielle Aufschmelzung von tief versenkten Gesteinen während hochgradiger Metamorphose, ähnlich der Bildung von Leukosomen in Migmatiten (Abb. 5). Solche Pegmatoide oder „abyssalen Pegmatite“ sind im svekofennischen Grundgebirge weit verbreitet und dementsprechend als Geschiebe häufig zu finden. Pegmatitische Einschaltungen können ebenfalls in gewöhnlichen Gneisen vorkommen, die keine Anzeichen einer Teilaufschmelzung zeigen (Abb. 8).

Pegmatite sind wichtige Lagerstätten für Minerale mit seltenen Elementen (z. B. Lithiumglimmer, Beryll oder Topas). In den meisten Pegmatiten (und in allen Pegmatoiden) fehlen diese exotischen Minerale jedoch und dürften auch in Geschieben kaum anzutreffen sein. In Skandinavien werden einige Vorkommen bergmännisch zur Feldspat- oder Glimmergewinnung genutzt. Bemerkenswert ist, dass in der Granitprovinz des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB) über viele Tausend Quadratkilometer fast überhaupt keine Pegmatite vorkommen (Vinx 2011).

Beispiele aus dem Anstehenden

Abb. 2: Gang eines Alkalifeldspat-Quarz-Pegmatits in einem TIB-Granit in unmittelbarer Nähe zum Götemar-Pluton (etwa 1,5 km nördlich vom Gehöft Gässhult), Bildbreite 32 cm. Wenige Meter weiter fand sich eine schriftgranitische Partie (s. Schriftgranit).
Abb. 3: Pegmatitgang im Loftahammar-Gneisgranit (Bergholmsfjärden, Bildbreite ca. 70 cm; Bild: T. Langmann).
Abb. 4: Pegmatitische Partie im Eringsboda-Granit (Loser Stein östlich von Tving), Bildbreite 38 cm.
Abb. 5: Pegmatoid in einem migmatitischen Gneis (Campingplatz Kolmarden in Sörmland, Bildbreite ca. 3 m). Der mehrere Meter mächtige Pegmatit-Körper besteht aus grobem Alkalifeldspat und Quarz und wird von dunklen Schlieren (Restit) und Gneis-Relikten durchsetzt. Solche Pegmatoide sind im Gebiet des svekofennischen Grundgebirges regelmäßig, z. B. in Aufschlüssen entlang der großen Straßen zu beobachten.
Abb. 6: Überwiegend aus Alkalifeldspat bestehender Pegmatoid als randlicher Begleiter des Marmorvorkommens von Stora Vika (Sörmland). Bildbreite 55 cm.
Abb. 7: Pegmatitartiges Gestein aus hellem Feldspat, Blauquarz und etwas schwarzgrünem Amphibol; grobkörnige Einschaltung zwischen Sörmland-Gneis und Marmor (Insel Oaxen/Sörmland).
Abb. 8: Bunter Pegmatit aus dunkelgrauem Quarz, rotem Alkalifeldspat und gelbgrünem Plagioklas in einem Gneisgranit (Tjurkö Stenhuggeri, Blekinge). Bildbreite 40 cm.
Abb. 9: Pegmatitkörper in einem Gneis (Campingplatz Karlskrona, Blekinge, Bildbreite 55 cm).
Abb. 10: Gleiche Lokalität, 18 cm (!) breiter Xenolith eines Alkalifeldspatkristalls in einem Gneis.
Abb. 11: Pegmatite in basischen Gesteinen sind selten. Das Bild zeigt ein grobkörniges Plagioklas-Amphibol-Gestein (Diorit-Pegmatit) als Begleiter eines mittelkörnigen Diorits[1]. Die Amphibol-Kristalle erreichen eine Länge von 3 cm (Straßenaufschluss in West-Smaland, 57.50963, 14.56288).

[1] Eine sichere Unterscheidung von Dioriten und Gabbros ist makroskopisch kaum möglich. Entscheidend hierfür ist der Anorthit-Gehalt, der nur mikroskopisch ermittelbar ist.
Abb. 12: Quarz-Alkalifeldspat-Pegmatit im SW-schwedischen Gneis (Küstenaufschluss auf der Kullen-Halbinsel, Bildbreite etwa 1 m).
Abb. 13: Als Leitgeschiebe geeignet ist der sog. „Flammenpegmatit“ aus dem südwestschwedischen Granulitgebiet. Typisch sind die kräftigen Farben (roter Alkalifeldspat, gelber Plagioklas und dunkelgrauer Quarz), das weitgehende Fehlen  von dunklen Mineralen und ein deformiertes Gefüge. Etwa 80 cm breiter Block von Stensjöstrand / SW-Schweden.
Abb. 14: SW-schwedischer Flammenpegmatit mit grünlichem Plagioklas, Anstehendprobe aus einem Steinbruch bei Söndrum (56.64604, 12.76593).
Abb. 15: Bläulichgrau-weißer Pegmatoid in einem svekofennischen Gneis; Großgeschiebe in einer Kiesgrube westlich von Nyköping (Sörmland), Bildbreite 31 cm.
Abb. 16: Ausschnitt aus einem Alkalifeldspat-Quarz-Pegmatoid mit reichlich Hellglimmer. Loser Stein vom Strand am Campingplatz Kolmarden (Sörmland), Bildbreite 17 cm.

Geschiebefunde

Pegmatite und Pegmatoide bilden häufig große Geschiebe aus, weil sie eine weitständige Klüftung im Anstehenden besitzen. Zahlreiche Pegmatit-Geschiebe zeigt die Artikelserie „Großgeschiebe aus der Lausitz“, daher folgt an dieser Stelle nur eine kleine Auswahl von Funden.

Abb. 17: Riesenkörniger bläulich-grauer Pegmatit mit scharfem Kontakt zu einem dunklen Gneis (Nr. 436, Aussichtspunkt Tagebau Jänschwalde, südlich Heinerbrück, Bildbreite 130 cm).
Abb. 18: Gleicher Stein. Der Pegmatit besteht aus graublauen Akalifeldspat-Kristallen bis 15 cm Größe und Quarz. Die dunkle Tönung des Feldspats dürfte auf fein verteilte Glimmerminerale zurückzuführen sein.
Abb. 19: Quarz-Feldspat-Glimmer-Pegmatit mit riesenkörnigen Glimmer-Aggregaten (Nr. 205, Findlingslager Steinitz / Niederlausitz, Bildbreite 45 cm).
Abb. 20: Dieser etwa 1 m hohe Block eines weißen Pegmatits besteht fast ausschließlich aus Alkalifeldspat (Nr. 518, Findlingslager Steinitz / Niederlausitz). Die großen und ebenen Spaltflächen lassen vermuten, dass es sich um einen Einkristall, zumindest aber um wenige und sehr große Feldspatkristalle handelt. Die Feldspäte enthalten mm-große Einschlüsse von Quarz und Amphibol.
Abb. 21: Quarz-Feldspat-Muskovit-Pegmatoid mit großen Amphibol-Kristallen (Kiesgrube Niederlehme bei Berlin).
Abb. 22: Zu den seltenen Geschiebefunden gehören Pegmatite mit Turmalinkristallen (schwarzer Schörl). Im Unterschied zum Amphibol bildet Turmalin längliche, manchmal etwas „krumme“ Kristalle, zeigt eine schlechte Spaltbarkeit (unebener Bruch) und tendenziell dreieckige Querschnitte (Amphibol: sechseckig). Der Fund ist ein Bruchstück eines ca. 35 cm großen Geschiebeblockes (Weg von Rotscherlinde nach Grüneiche bei Brandenburg/ Havel; Rohde leg.; Geschiebesammlung der BGR in Berlin-Spandau).
Abb. 23: Gabbro-Pegmatit als riesenkörnige Einschaltung mit feinkörniger Randzone in einem Hornblende-Gabbro. (Nr. 473, Tagebau Cottbus-Nord, Breite des Steins ca. 35 cm).
Abb. 24: Polierte Schlifffläche einer pegmatitartigen Quarz-Feldspat-Partie mit aplitischer Randzone und scharfer Grenze zu einem grauen Gneis (Kiesgrube Hohensaaten, Brandenburg, A. Bräu leg.).
Abb. 25: Nahaufnahme der aplitischen Randzone.

Siljan-Granit

Der Siljan-Granit stammt aus der Region um den Siljansee in Mittelschweden (Dalarna). Als Leitgeschiebe gelten gleichkörnige und quarzreiche Varianten mit roten und gelblichen Feldspäten. Allerdings gibt es sehr ähnliche Granite im südlicher gelegenen Småland. Da die Gesteine hier weit verbreitet sind, könnte ein größerer Teil der rot-gelben Granit-Geschiebe aus Småland stammen.

Die Unterscheidung bunter Småland-Granite vom anorogenen Siljan-Granit ist anspruchsvoll. Bei der Bestimmung von Geschieben muss die Ausbildung der Quarze genau geprüft und auf Deformationen geachtet werden. Der Artikel Siljan-Granit und seine Doppelgänger in Småland enthält eine ausführliche Beschreibung jener Varianten des Siljan-Granits, die als Leitgeschiebe verwendbar sind. Insgesamt liegen aber zu wenig Anstehendproben für eine abschließende Beurteilung vor. Weiterhin werden Nahgeschiebe und Anstehendproben aus dem nördlichen Småland gezeigt sowie eine Reihe von Geschiebefunden untersucht.

Siljan-Granit, Anstehendprobe von Dala-Floda (© Sveriges geologiska undersökning; Foto: H. Wilske, skan-kristallin.de).
Gleichkörniger Småland-Granit vom Typ „Bunter Växjö„, loser Stein aus einem Straßenanschnitt nordöstlich von Eksjö / Småland.
Geschiebefund aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin. Das Fehlen von Deformationen und die transparenten und hypidiomorphen Quarzkörner sprechen für einen Siljan-Granit.

Västervik-Fleckengestein

Mehrere Reisen nach Schweden lieferten nähere Erkenntnisse über das Västervik-Fleckengestein aus dem nordöstlichen Småland. So konnten im Västervik-Gebiet zahlreiche Anstehendproben gesammelt werden. Es zeigte sich, dass ganz ähnliche Gesteine auch an anderen Stellen vorkommen (Ålmeskra-Formation und Södermanland). Zur Bestimmung des Västervik-Fleckengesteins reicht keinesfalls ein schneller Blick aus – rotes Gestein mit schwarzen Flecken.

Anstehendes Västervik-Fleckengestein (Casimirsborg/Schweden), Bildbreite 60 cm.
Västervik-Fleckengestein, loser Stein vom Anstehenden in Casimirsborg.

Als Leitgeschiebe geeignet sind Varianten, die eine feinkörnige und graue bis bräunlich-graue Grundmasse besitzen. Darin finden sich runde bis ovale und dunkle Flecken, die von orangeroten Säumen umgeben sind. Die Flecken sind 1-2 cm groß, die Breite der Säume ist variabel. Entscheidend ist, dass das Gestein bis auf die ovale Form der Flecken keiner durchgreifenden tektonischen Deformation unterlag oder etwa ein Gneisgefüge aufweist. Eine ausführliche Beschreibung des Västervik-Fleckengesteins und zahlreiche Proben aus dem Anstehenden sowie eine Darstellung der bisher bekannten Vorkommen ähnlicher Fleckengesteine findet sich auf kristallin.de.

Västervik-Fleckengestein, Geschiebe von der Insel Poel. Bildbreite 17 cm.

Grönklitt-Porphyrit

Grönklitt-Porphyrit aus der Kiesgrube Horstfelde, südlich von Berlin.
Fluidale Textur, Aufnahme unter Wasser.
Angefeuchtete Geschiebeoberfläche.
Brauner Grönklitt-Porphyrit aus der Kiesgrube Thunpadel/Wendland/Niedersachsen.
Das Gestein wurde in der näheren Umgebung einer feinen Ader mit grünem, epidotähnlichem Material rot verfärbt.