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Geschiebesammeln im Broager Land (DK)

Abb. 1: Geröllstrand bei Skeldekobbel, südöstlich von Broager (DK).

Für den Brandenburger Geschiebesammler ist ein Besuch des Geröllstrands von Skeldekobbel im Broager Land (Dänemark) eine willkommene Abwechslung. Hier, am nördlichen Ufer der Flensburger Förde, bietet sich eine durch den Einfluss eines von Norden kommenden Eisstroms deutlich anders zusammengesetzte Geschiebegemeinschaft. Zwar finden sich auch die üblichen „Verdächtigen“, z. B. Rapakiwigesteine von Åland, Vulkanite und Granite aus Småland und Dalarna, auffällig ist aber der hohe Anteil SW-schwedischer saurer und mafischer Granulite, Granatamphibolite und Charnockite; Oslogesteine sind etwas seltener vertreten.

Die Gelegenheit für diese Sammeltour ergab sich im Rahmen des von Dr. Frank Rudolph veranstalteten Geschiebesammlertreffens vom 13.-15.10.2023 in Flensburg. Das Eiszeit-Haus in Flensburg beherbergt eine umfangreiche und unbedingt sehenswerte Sammlung von Geschiebefossilien und Kristallingeschieben, die immer weiter ausgebaut wird.

Abb. 2: Das Eiszeit-Haus in Flensburg.
Abb. 3: Pectunculus-Sandstein von etwa 2 m Durchmesser vor dem Eiszeit-Haus.

Der riesige Pectunculus-Sandstein wurde bei Baggerarbeiten aus dem Hafenbecken von Flensburg geborgen. Das mittelmiozäne Gestein (Reinbek) ist voll von Muschelschalen der Gattung Glycimeris (vormals Pectunculus) und wird vor allem an der dänischen Grenze gefunden, Sandsteine mit Muschelpflastern von Glycimeris-Schalen sind auch aus einer Kiesgrube östlich von Lüneburg oder vom Schaal-See bei Zarrentin belegt (SCHULZ 2003: 424-427).

Abb. 4: Exponate im Eiszeit-Haus Flensburg.
Abb. 5: Gneis mit schälchenförmigen Vertiefungen („Opferstein“) auf dem Museumsberg in Flensburg, Breite ca. 50 cm.
Abb. 6: Steilufer aus Geschiebemergel am Strand von Skeldekobbel.

An Geröllstränden lassen sich immer wieder Ansammlungen dunkler, meist basischer (SiO2-armer) Gesteine sowie der metamorphen Äquivalente (Metabasite) beobachten. Bei Bewegung durch Wellenschlag kommen die basischen Gesteine aufgrund ihrer im Vergleich zu SiO2-reichen Gesteinen höheren spezifischen Dichte schneller zur Ruhe und reichern sich lokal an. In solchen Akkumulationen findet sich eine Reihe ganz unterschiedlicher Geschiebetypen (Abb. 7-26). Unter den als Leitgeschiebe geeigneten basischen Gesteinen treten in Skeldekobbel vor allem Kinne-Dolerit, aber auch Schonen-Basanit und Schonen-Lamprophyr häufig auf.

Abb. 7: Basaltisches Gestein mit wenigen Plagioklas-Einsprenglingen, vermutlich ein Öje-Basalt aus Dalarna, Breite 14 cm.
Abb. 8: Basaltisches Gestein mit doleritischem Gefüge und zahlreichen Plagioklas-Einsprenglingen (kein „Öje-Diabasporphyrit“, vgl. Beitrag von M. Bräunlich auf kristallin.de); Breite 25 cm.
Abb. 9: Schonen-Basanit, basaltähnliches Gestein mit großen Peridotit-Xenolithen. Die flaschengrünen Erdmantelgesteins-Einschlüsse bestehen im Wesentlichen aus Olivin, Orthopyroxen und etwas Chromspinell.
Abb. 10: Schonen-Basanit; hier sind die Peridotit-Xenolithe bereits ausgewittert und hinterlassen Löcher auf der Gesteinsoberfläche.
Abb. 11: Schonen-Lamprophyr, ein Ganggestein aus Schonen mit orangeroten bis gelblichgrünen Olivin- und schwarzgrünen Klinopyroxen-Einsprenglingen.
Abb. 12: Kinne-Diabas (besser: Kinne-Dolerit), Leitgeschiebe für Västergötland, leicht erkennbar an seiner Verwitterungsrinde, Breite 14 cm.
Abb. 13: Ein weiterer Kinne-Dolerit, Breite 14 cm. An den ausgewitterten Stellen zwischen den Flecken erkennt man das doleritische Gefüge.
Abb. 14: Oslo-Basaltmandelstein, Leitgeschiebe aus dem Oslograben, erkennbar an seinen feinen länglichen Plagioklas-Einsprenglingen und mit apfelgrünem Epidot gefüllten Mandeln.
Abb. 15: Dolerit, wahrscheinlich vom Åsby-Ulvö-Typ, mit intergranularem Gefüge.
Abb. 16: Doleritischer Metabasit; die Plagioklas-Einsprenglinge sind durch hydrothermale Alteration grün gefärbt, die Pyroxene der Grundmasse teilweise in Amphibol (Hornblende) umgewandelt.
Abb. 17: Amphibol-porphyroblastischer Metabasit; während der Metamorphose, vermutlich eines doleritischen Ausgangsgesteins, kam es zur Bildung größerer rundlicher Amphibol-Porphyroblasten.
Abb. 18: Feinkörniger Amphibol-porphyroblastischer Metabasit mit Plagioklas-Einsprenglingen und grünen Epidot-Adern.

Die Metabasite in Abb. 19-25 entstammen den hochmetamorphen (obere Amphibolit- bis Granulitfazies) Einheiten in SW-Schweden. Weißschlieriger Granatamphibolit, mafischer Granulit und Granatcoronit sind als Leitgeschiebe geeignet.

Abb. 19: Granatamphibolit
Abb. 20: Weißschlieriger Granatamphibolit, Breite 14 cm.
Abb. 21: Mafischer Granulit, nass fotografiert.
Abb. 22: Gleicher Stein, Nahaufnahme. Unter granulitfaziellen Bedingungen, während einer „trockenen“ Hochdruck-Metamorphose bildeten sich an der Grenzfläche zwischen Pyroxen und hellem Plagioklas schmale Säume („Coronen“) von rotem Granat. Der grünlichschwarze Pyroxen wurde während der retrograden Metamorphose teilweise in schwarzen Amphibol umgewandelt.
Abb. 23: Verschiedene mafische Granulite vom Geröllstrand bei Skeldekobbel.
Abb. 24: Mafischer Granulit, trocken fotografiert. Beim Blick auf die Foliation sind die kleinen roten Granatkörner gut erkennbar.
Abb. 25: An mafischen Granuliten, die aus grobkörnigen Gesteinen hervorgegangen sind, tritt das coronitische Gefüge noch deutlicher hervor. Solche Gesteine werden auch als Granat-Coronit (besser: coronitischer mafischer Granulit) bezeichnet. Breite 15 cm.
Abb. 26: Der letzte Fund aus der Reihe basischer und metabasischer Gesteine ist ein einschlussführender Amphibolit. Breite 14 cm.

Gesteine aus dem Oslograben sind am Strand von Skeldekobbel nicht so häufig, wie es die zahlreichen Funde SW-schwedischer Gesteine erwarten ließen. Lediglich einige Rhombenporphyre, zwei Larvikite sowie ein Oslobasalt (Abb. 14) konnten aufgelesen werden.

Abb. 27: Einsprenglingsarmer Rhombenporphyr, Aufnahme unter Wasser.

Leitgeschiebe aus Dalarna (Abb. 28-31) sowie Gesteine aus Småland (Abb. 32) und Östergötland treten ebenfalls eher vereinzelt auf.

Abb. 28: Undeformierter einsprenglingsreicher Quarzporphyr, wahrscheinlich ein Särna-Quarzporphyr aus Dalarna, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 29: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.
Abb. 30: Garberg-Granit aus Dalarna.
Abb. 31: Venjan-Porphyrit, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 32: Emarp-Porphyr, Leitgeschiebe aus dem mittleren Småland, Breite 12,5 cm.
Abb. 33: Blauquarzgranit mit braunem bis rötlichem Alkalifeldspat und gelbem bis rötlichem Plagioklas. Solche Granite mit rötlichem Plagioklas sind vor allem aus Östergötland bekannt (Askersund-Granit?). Aufnahme unter Wasser.
Abb. 34: Porphyrischer Monzogranit bis Granodiorit mit grünlichem bis rotbraunem Plagioklas. Vergleichbare Gesteine sind aus NE-Småland bekannt, aber nicht näher zuzuordnen. Breite 14 cm.
Abb. 35: Vaggeryd-Syenit, Aufnahme unter Wasser. Wie es sich für einen Syenit gehört, dominiert rotbrauner Alkalifeldspat; Plagioklas und Quarz sind nur in geringer Menge enthalten. Innerhalb der Ansammlungen dunkler Minerale erkennt man keilförmige gelbe Titanit-Kristalle.

Zu den Höhepunkten der Sammeltour gehört sicherlich der Fund eines großen Rödö-Wiborgit-Geschiebes. Typisch für den Rödö-Wiborgit sind neben seiner leuchend orangeroten Gesamtfärbung einzelne Alkalifeldspat-Ovoide über 2 cm, einige davon mit einem dicken Saum aus gelbgrünem Plagioklas (Abb. 37, unten im Bild), weiterhin die großen und hellen, wenig magmatisch korrodierten Quarze.

Abb. 36: Rödö-Rapakiwi mit Wiborgitgefüge, Breite des Steins 23 cm.
Abb. 37: Nahaufnahme des Gefüges.

Aus einem Rapakiwi-Vorkommen könnte auch das folgende Mischgestein stammen, eine Vermengung von basischem und felsischem („saurem“) Magma (magma mingling). Die Grundmasse zeigt ein doleritisches Gefüge und ist stark alteriert (Grünfärbung!). Darüber hinaus sind als „saure“ Bestandteile größere rundliche Quarze und Partien mit rötlichem (Alkali?-)feldspat erkennbar. Denkbar ist auch, dass das Gestein ein basischer Xenolith aus einem sauren Wirtgestein ist.

Abb. 38: Mischgestein mit doleritischer Grundmasse, Breite 16 cm.
Abb. 39: Nahaufnahme
Abb. 40: Blassroter Quarz-Feldspat-Gneis mit roten Flecken, möglicherweise ein Geschiebe von Bornholm. Breite 15 cm.
Abb. 41: SW-schwedischer Gneis aus hellrotem Alkalifeldspat, orangerotem Plagioklas; dunkle Minerale fehlen weitgehend (SW-schwedischer Granulit), Breite 16 cm.
Abb. 42: Gneis mit einer Flasertextur und einer grobkörnigen Partie im Top, dunkle Minerale fehlen. Das Gestein könnte ebenfalls ein SW-schwedischer Granulitgneis sein. Breite 11 cm.
Abb. 43: Gelbgrüner Magmatit, ein Charnockit, Leitgeschiebe für SW-Schweden. Unter der Lupe sind kleine rote Granatkörner erkennbar. Aufnahme unter Wasser.
Abb. 44: Charnockitisierter Gneis, Breite 13 cm. Solche grünen (charnockitisierten) Partien kommen regelmäßig in den rötlichen granulitfaziellen Gneisen SW-Schwedens vor.
Abb. 45: Grünschiefer (Chloritschiefer) mit roten Granat- und hellen Feldspat-Granoblasten. Das plattige Geschiebe besteht im Wesentlichen aus grünen Schichtmineralen (Chlorit). Die Anwesenheit von Granat lässt auf ein sedimentäres Ausgangsgestein schließen, z. B. dolomitischen Kalkmergel.
Abb. 46: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.
Abb. 47: Metasediment (etwa quarzitischer Chloritschiefer) mit Lagen aus Segregationsquarz (= durch Fluide aus dem Sediment verdrängte und lokal angereicherte Quarzpartien).
Abb. 48: Nahaufnahme der nassen Oberfläche. Die strahligen Quarzaggregate wuchsen senkrecht zur Kluftebene. Das dunkelgrüne Mineral ist vermutlich Chlorit.
Abb. 49: Quarzit mit Partien aus rotem Alkalifeldspat, Breite 10 cm.

Ein weiteres Highlight am Strand von Skeldekobbel ist der Fund eines migmatitischen Paragneises mit Granat-Porphyroblasten bis 6,5 cm Größe. Der Gesteinstyp ähnelt den Gneisen vom Sörmland-Typ. Zu denken gibt aber die Beobachtung, dass er recht häufig zu finden ist, andere Gesteine des östlichen Mittelschwedens (z. B. Uppland-Granite) hingegen fehlen. Die Literaturrecherche ergab bisher kein weiteres mögliches Herkunftsgebiet für diese migmatitischen Granat-Cordierit-Paragneise.

Abb. 50: Migmatitischer Paragneis mit großen Granat-Porphyroblasten.
Abb. 51: Granat-Porphyroblast mit einem Saum aus Feldspat, Nahaufnahme unter Wasser.
Abb. 52: Rückseite des gleichen Steins, Aufnahme unter Wasser. Die schwach bläulichgrauen, von Dunkelglimmer durchsetzten Partien sind ein Hinweis auf Cordierit, der in diesem Gestein offenbar in erheblicher Menge enthalten ist.
Abb. 53: Ein ähnlicher migmatitischer Granat-Cordierit-Paragneis, Breite 38 cm.
Abb. 54: Leukosom eines migmatitischen Granat-Cordierit-Paragneises, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 55: Nahaufnahme, roter Granat-Porphyroblasten, umgeben von hellgrauem Cordierit (?).
Abb. 56: Paragneis mit Fleckentextur, Breite 30 cm. Im schwindenden Tageslicht fotografiert, daher etwas unscharf: ein auffälliger Quarz-Feldspat-Biotit-Gneis mit grünen Flecken (retrograd aus Cordierit gebildeter Chlorit?), die einen schmalen hellen Saum aufweisen.
Abb. 57: Tektonische Brekzie; das dichte grüne und hornsteinartige Gestein ist in situ durch tektonische Einwirkung zerbrochen; die Risse wurden nachfolgend mit Quarz als Ausscheidung hydrothermaler Lösungen verfüllt.

Ein außergewöhnliches Gestein, einen Skarn, entdeckte Frank Rudolph. Skarne sind metasomatische Gesteine, die im Kontaktbereich von einem aufsteigenden plutonischen Körper mit einem z. B. Ca-reichen Sedimentgestein entstehen. Dabei kommt es zu einem intensiven Stoffaustausch und der Neubildung von Ca- und Fe-reichen Silikatmineralen innerhalb des Sedimentgesteins. Typisch für Skarne aus Ca-reichen Sedimentgesteinen sind Neubildungen von Ca-reichem Klinopyroxen (Diopsid als Endglied), Fe-reichem Ca-Klinopyroxen (Hedenbergit als Englied) und Granat (gelbgrüner bis dunkelgrüner Grossular, roter Almandin).

Abb. 58: Stark angewitterter Skarn mit ausgeprägter Lagentextur, Breite ca. 30 cm. Das Gestein konnte nur mit Mühe, unter Zuhilfenahme eines schweren Hammers zerlegt werden.
Abb. 59: Frische Bruchfläche, Abschlag vom obigen Block. Lagenweise sind Partien mit grünen (Diopsid), schwarzgrünen (Hedenbergit) und roten Mineralen (Granat) erkennbar.
Abb. 60: Skarn, polierte Schnittfläche.
Abb. 61: Nahaufnahme; wolkige graue Partien bestehen aus Quarz.
Abb. 62: Nahaufnahme. Das Gestein wurde offensichtlich tektonisch überprägt; rechts unterhalb der Bildmitte reflektiert ein größeres grünes und gestreiftes Kristallaggregat das einfallende Licht.

Zum Schluss noch einige Funde von Sedimentgesteinen.

Abb. 63: Bioturbater heller Sandstein mit Algenbewuchs, Breite 23 cm.
Abb. 64: Intraformationelles Konglomerat, ein glaukonitischer Sandstein mit phosphoritisch (?) gebundenen Sandstein-Intraklasten, Breite 34 cm.
Abb. 65: Nahaufnahme, Breite des Intraklasts 8 cm.
Abb. 66: Kontakt eines Hanaskog-Flints mit einem feinkörnigen Kalksandstein.
Abb. 67: Eigenartige konkretionäre(?) Sedimentstrukturen in einem Limonitsandstein.
Abb. 68: Am Strand bei Skeldekobbel finden sich vereinzelt Limonitsandsteine mit meist nicht näher bestimmbaren Muscheln, die wohl dem Paläozän zuzuordnen sind (pers. Mitteilung F. Rudolph). Breite des Geschiebes 20 cm
Abb. 69: Paläozäner Limonitsandstein, Breite 14 cm
Abb. 70: Gleicher Stein; in der Aufsicht sind neben unbestimmbaren Muschelabdrücken zwei schwarze Haifischzähne erkennbar.
Abb. 71: Konglomerat mit Toneisenstein-Lithoklasten (Jura oder Lias?).
Abb. 72: Pyritisiertes Spurenfossil, üblicherweise als Ophiomorpha nodosa bezeichnet. Vermutlich haben callianasside Krebse diesen Wohnbau angelegt.
Abb. 73: Pyrit-Konkretion
Abb. 74: Am Ende des nördlichen Strandabschnitts fanden sich an einigen Baumstämmen, die offenbar längere Zeit im Wasser lagen, Spuren der Schiffsbohrmuschel (Teredo navalis). Bildbreite 30 cm.

Literatur

SCHULZ W 2003 Geologischer Führer für den norddeutschen Geschiebesammler – 508 S., 446+42 meist farb. kapitelweise num. Abb., 1 Kte. als Beil., Schwerin (cw Verlagsgruppe).

Skarn

Abb. 1: Grobkörniger Skarn aus weißem Kalkspat, transparentem Quarz, grünem Ca-Pyroxen (Diopsid bis Hedenbergit) und hellgrünem Epidot. Anstehendprobe von Sunnerskog in Småland.
Abb. 2: Nahaufnahme des Gefüges.
  1. Allgemeines
  2. Vorkommen
  3. Entstehung von Skarnen
  4. Skarnvorkommen von Sunnerskog
  5. Skarn als Geschiebe
  6. Literatur

1. Allgemeines

Skarne sind metasomatisch gebildete Gesteine. Als Metasomatose bezeichnet man eine Gesteinsumwandlung unter maßgeblicher Beteiligung von Fluiden. Sie unterscheidet sich von der dynamischen Metamorphose, der Gesteinsumwandlung durch geänderte Temperatur- und Druckbedingungen, bei der Fluide nur in kleiner Menge mobilisiert werden und die Summe der chemischen Komponenten weitgehend erhalten bleibt (sog. isochemische Metamorphose). Metasomatose hingegen führt zu einer durchgreifenden Änderung der chemischen Zusammensetzung der Ausgangsgesteine durch einen anhaltenden Zu- und Abfluss von Ionen, z. B. zwischen subduzierten Kalksteinen und einem aufsteigenden Granitpluton. Im sedimentären Ausgangsgestein kommt es zur Bildung von Silikatmineralen. Die Gesteinsumwandlung ist von zahlreichen Variablen abhängig, daher sind Skarne eine sehr heterogene Gesteinsgruppe mit einer Vielfalt möglicher Mineralparagenesen. Häufig sind Skarne mit Ca-reichen Silikaten, z. B. Gesteine mit einer ungewöhnlichen Kombination aus rotem oder braunem Granat und grünem Pyroxen.

Der Begriff Skarn wird gelegentlich etwas weiter gefasst, zumal metasomatische und metamorphe Prozesse in relativer Nachbarschaft ablaufen können. So bezeichnen manche schwedische Geologen Einschaltungen von metamorphen Kalksilikatgesteinen in Marmorvorkommen als „Skarngneis“ (siehe Abb. 15 im Artikel „Marmorvorkommen in Mittelschweden“).

Gesteine aus Skarn-Vorkommen dürften als Geschiebe nur im Ausnahmefall erkennbar sein, u. a. weil sie in Erscheinungsbild und Zusammensetzung den metamorphen Äquivalenten (Marmor, Kalksilikatgesteine) ähneln. Einigermaßen sicher als Skarn identifizierbar sind grobkörnige Gesteine mit charakteristischen Paragenesen aus Granat und/oder grünem Pyroxen, optional mit hellgrünem Epidot, Calcit und Quarz (Abb. 3). Da Pyroxen leicht zur Verwitterung neigt, sind solche Geschiebe möglicherweise wenig erhaltungsfähig. Der Fund eines Skarn-Geschiebes wird in Böse & Ehmke 1996 genannt. Ries 2005 diskutiert den Fund eines Ce-Orthit-haltigen quarzitischen Skarns.

2. Vorkommen

Im nordischen Grundgebirge, vor allem in Mittelschweden, gibt es eine Vielzahl von Skarn-Vorkommen. Die meisten besitzen nur eine kleinräumige Ausdehnung, einige sind als Erzlagerstätte bedeutend. Im wichtigsten schwedischen Vorkommen in Falun (Dalarna) werden Skarne mit einer Cu-Zn-Ag-Au-Pb-Vererzung abgebaut.

3. Entstehung von Skarnen

Kalksteine, Dolomite oder karbonathaltige Sedimentgesteine können durch Subduktion in die Nähe von Intrusivkörpern gelangen. Das Karbonatgestein wird durch den aufsteigenden Pluton, z. B. ein Granit, zunächst nur kontaktmetamorph verändert (Bildung von Marmor oder Kalksilikatgesteinen). Unter bestimmten Bedingungen kann sich ein Stoffaustausch von Fluiden (Metasomatose), im weiteren Verlauf eine regelrechte Fluidkonvektion zwischen beiden Systemen entwickeln. Dabei werden fortwährend Wasser und CO2 aus den Kalksteinen sowie Fluide und Volatile (Cl, F) aus dem Pluton mobilisiert. Die aggressiven Fluide transportieren Fe-, Ca- und Si-Ionen, aber auch Cu und andere Buntmetalle in gelöster Form, und führen zu einer durchgreifenden Veränderung der Gesteine. Grad der Umwandlung und Mineralneubildungen sind abhängig von Temperatur, Druck und den variablen Fluidphasen. In der Nähe zum Intrusivkontakt können sehr grobkörnige Skarne entstehen. Mit zunehmendem Abstand zum Kontakt verändert sich die Zusammensetzung der Mineralgemeinschaft (z. B. Granat proximal, Pyroxen distal).

Das umgewandelte Sedimentgestein wird als Exoskarn, das veränderte magmatische Intrusivgestein als Endoskarn bezeichnet. Nach Wimmenauer 1985 sind die meisten Skarne Exoskarne und treten „im unmittelbaren Kontaktbereich bis in Entfernungen von mehreren hundert Metern vom Intrusivgestein“ auf. Als Neubildungen finden sich vor allem Ca-haltige Silikate wie Wollastonit Ca3[Si3O9], Ca-Fe-Mg-Pyroxene (Diopsid CaMg[Si2O6] bis Hedenbergit CaFe[Si2O6]), Granat (Grossular Ca3Al2[SiO4] und Andradit Ca3Fe2[SiO4]3), Ca-Amphibole, Vesuvian, Epidot, Scheelit sowie evtl. Erze und weitere Minerale.

4. Skarnvorkommen von Sunnerskog

Das Skarnvorkommen von Sunnerskog liegt etwa 6 km südöstlich von Holsbybrunn in Smaland (57.40679, 15.22564). Hier wurde periodisch vom 17. Jahrhundert bis 1894 ein Exoskarn mit einer Cu-(W-Mo)-Vererzung abgebaut. An der alten Grube befindet sich unterhalb des Hanges auf der gegenüberliegenden Straßenseite eine Halde mit bunten Skarn-Gesteinen. Die Skarne von Sunnerskog sind nur ein Beispiel für diesen variantenreichen Gesteinstyp.

Abb. 3: Grubensohle der Skarngrube Sunnerskog.

Die Grube liegt im etwa 1,8 Ga alten Oskarshamn-Jönköping-Gürtel (OJB), einer svekofennischen Exklave innerhalb der etwas jüngeren Gesteine des Transkandinavischen Magmatitgürtels (TIB). Der Skarn von Sunnerskog entstand durch Metasomatose von Kalksteinen und kieselig-kalkigen Sedimenten in der Nähe von granitischen Intrusionen. Auf den Halden und an der Grube lassen sich Gesteinsproben mit ganz unterschiedlichen Graden metasomatischer Umwandlung aufsammeln:

  • von Neubildungen augenscheinlich freie Metasedimente (Abb. 6),
  • quarzitische Metasedimente, mit oder ohne Granat und Pyroxen (Abb. 8),
  • mittelkörnige Skarne aus Calcit, Quarz, rotem Granat, grünem bis schwarzgrünem Pyroxen und hellgrünem Epidot,
  • grobkörnige Skarne aus Pyroxen und/oder Granat (Abb. 12, 15).

Auch die vom Abstand zum Intrusivkontakt abhängige Mineralzusammensetzung der Gesteine lässt sich an den Haldenfunden beobachten. Manche sind ausgesprochen grobkörnig, enthalten nur grünen Pyroxen (distaler Intrusivkontakt, Abb. 1), beide Minerale (Abb. 15) oder nur Granat (proximal, Abb. 10). Gesteinsbildende Minerale an der Lokalität Sunnerskog sind weißer Calcit, roter bis brauner Granat, grüner bis schwarzgrüner Pyroxen, Epidot (hellgrün), Quarz (milchig weiß bis klar) sowie evtl. Wollastonit (Abb. 11). In einigen Proben fanden sich spärliche Butzen mit Erzmineralen (Cu-Sulfide). Eine Untersuchung aller Proben auf Wolfram-Minerale (Scheelit, Ca[WO4], orange Fluoreszenz unter niederwelligem UV-Licht) verlief negativ.

Abb. 4: Ausschnitt aus dem geologischen Kartenblatt Vetlanda SV (Quelle: SGU, s. a. Persson 1989). Hellblau sind die Metasedimente der Vetlanda-Formation (tuffitische Arenite/ Metagrauwacken mit Einschaltungen von phyllitischem Glimmerschiefer mit Muskovit und Biotit). Die hellbraune Signatur mit schwarzen Punkten sind Granite des OJB.
Abb. 5: Feinkörniges, dem Augenschein nach kaum verändertes Nebengestein (Tuffit oder Grauwacke) von der Halde am Schacht. Lediglich eine leichte Grünfärbung weist auf eine niedrig metamorphe oder metasomatische Überprägung hin. Mit verdünnter Salzsäure zeigt es keine Reaktion.
Abb. 6: Ein häufiger Haldenfund sind quarzitische Kalksilikatgesteine mit scherbiger Bruchfläche. Das Gestein besteht im Wesentlichen aus Quarz und enthält geringe Mengen roter und grüner Ca-Silikate (Granat, Pyroxen).
Abb. 7: Schnittfläche einer ähnlichen Probe (E. Figaj leg.), Aufnahme unter Wasser. Quarzitisches Gestein mit Bändern von Silikatmineralen: roter Granat, schwarzgrüner Pyroxen und hellgrüner Epidot.
Abb. 8: Hellgrüner Epidot, dunkelgrüner Pyroxen und etwas roter Granat im Kontakt zu einem feinkörnigen und rötlichen Nebengestein (Metasediment, ähnlich der Grauwacke in Abb. 6).
Abb. 9: Gebänderter Skarn. Das Gestein besteht im Wesentlichen aus feinkörnigem Calcit und wird von einigen kleinen Quarzadern durchzogen. Die hellbraunen und roten Färbungen sind feinkörnige Einlagerungen von Silikatmineralen, z. B. Granat.
Abb. 10: Gleicher Stein, Nahaufnahme. An der Grenze zwischen Kalkstein und einer Partie aus transparentem Quarz sind farblose und radialstrahlige Kristallnadeln erkennbar, vermutlich Wollastonit. Die Umwandlung von Calciumkarbonat (CaCO3) + SiO2-Phase zu Wollastonit (CaSiO3) + CO2 ist das klassische Beispiel einer metasomatischen Mineralneubildung.
Abb. 11: Grobkörniger bunter Skarn, Breite 15 cm. Links eine Partie aus massigem und derbem Granat, auf der rechten Seite größere, teilweise annähernd sechseckige Aggregate von Granat in Calcit, der durch Einschlüsse von Silikatmineralen hellgrün gefärbt ist. Die feinkörnigen apfelgrünen Anflüge dürften Epidot sein.
Abb. 12: Idiomorpher brauner Granat (Grossular) in Calcit.
Abb. 13: Skarn aus grün pigmentiertem Calcit und einem Erzmineral mit metallischem Glanz, wahrscheinlich Chalcosin (wichtigstes Kupfermineral in Sunnerskog).
Abb. 14: Grobkörniger Skarn aus grünem Pyroxen und rotem Granat sowie etwas Quarz und Epidot.
Abb. 15: Pyroxen-Megakristall in einem grobkörnigen Pyroxen-Granat-Skarn. Granat füllt die Zwickel zwischen den großen Pyroxen-Kristallen. Aufnahme unter Wasser.
Abb. 16: Bruchstück eines großen Pyroxen-Einkristalls. Gut erkennbar sind die deutliche Spaltbarkeit und die typischen Spaltwinkel von etwa 90º.

5. Skarn als Geschiebe

Gesteine aus Skarn-Vorkommen dürften als Geschiebe nur im Ausnahmefall erkennbar sein, u. a. weil sie in Erscheinungsbild und Zusammensetzung den metamorphen Äquivalenten (Marmor, Kalksilikatgesteine) ähneln. Einigermaßen sicher als Skarn identifizierbar sind mittel- bis grobkörnige Gesteine mit charakteristischen Paragenesen aus Granat und/oder grünem Pyroxen, optional mit hellgrünem Epidot, Calcit und Quarz (Abb. 17-23). Da Pyroxen leicht zur Verwitterung neigt, sind solche Geschiebe möglicherweise wenig erhaltungsfähig. Der Fund eines Skarn-Geschiebes wird in BÖSE & EHMKE 1996 genannt. RIES 2005 diskutiert den Fund eines Cer-Orthit-haltigen quarzitischen Skarns.

Abb. 17: Pyroxen-Skarn; grobkörniges, im Wesentlichen aus grünem Pyroxen bestehendes Gestein mit etwas rotem Granat in den Zwickeln. Fundort: bei Stahnsdorf, leg. Hermann Müller, Slg. Museum Fürstenwalde.
Abb. 18: Nahaufnahme.
Abb. 19: Ein weiterer Pyroxen-Skarn, ähnlich der Probe in Abb. 15. Fundort: Berlin-Buch, H. Müller leg. am 12.09.1935, Geschiebesammlung der FU in Berlin-Lankwitz.
Abb. 20: „Silikatische Zone aus Kontakt-(Ur-)Kalk. Quarz + grüner Diopsid + glänzende Körnchen (nicht Magnetit, Titaneisen, Turmalin) + Kalkspat (fein veteilt) – Saarmund bei Potsdam, leg. W. Boschann“ – Sammlung Bennhold im Museum Fürstenwalde.
Abb. 21: Nahaufnahme.
Abb. 22: „Aus einem Geschiebeblock (Skarn): Hedenbergit, dunkelgrün, Diopsid, hellgrün; Skapolith, weiß, Magnetkies, bronze-metallisch. FO: Tagebau Jänschwalde Rinne Gosda Klinge; leg. K. Baumann, R. Kloß; det. F. Mädler 1985“; Geschiebesammlung im Museum Fürstenwalde.
Abb. 23: Nahaufnahme
Abb. 24: Als „Skapolithfels“ bezeichnetes Geschiebe, leg. 1927 W. Bennhold, Molkenberg bei Fürstenwalde. Sammlung Bennhold, Museum Fürstenwalde.

Das Etikett vermerkt: „Heimat: wahrsch. Norwegen; v.d.L.: mit Kobaltnitrat blaues Email; H=5; In HCl ganz allmählich weißlich werdend. Blättr. Minerale: v.d.L. bläht sich nicht auf, brennt sich mit Kobaltnitrat nicht blassrot, schmilzt an den Kanten nicht, wird nicht hart; in H2SO4 unveränderlich; H> Biotit. Also nicht Talk sondern Muskovit.“ – Walter Bennhold versucht hier eine Mineralbestimmung mittels der sog. Lötrohrprobierkunst, einer einfachen Methode zur qualitativen Analyse von Metallionen. Das blaue Email nach Behandlung mit Kobaltnitrat ist der Nachweis von Aluminium. Bennhold bestimmt das grüne Mineral als Skapolith, ein Gerüst-Alumosilikat mit der Summenformel (Na, Ca)4(Si, Al)12O24(Cl, CO3). Es findet sich in Kontaktmetamorphiten, Skarnen, Metabasiten und Gneisen. Die Anionen Cl und CO3 verraten, dass seine Bildung metasomatische Bedingungen erfordert.

Abb. 25: Nahaufnahme. Die Paragenese mit rotem Granat (links im Bild) spricht für eine Herkunft des Geschiebes aus einem Skarn-Vorkommen.

Ein feinkörniger und sehr schwerer Metamorphit/Metasomatit wirkte mit seiner rostigen Verwitterungsrinde auf den ersten Blick wenig attraktiv. Nur mit großer Mühe konnte eine Bruchfläche erzeigt werden. Hier erscheint das Gestein quarzitartig und enthält reichlich Granat.

Abb. 26: Feinkörniger Metamorphit/Metasomatit aus der Kiesgrube Penkun (Vorpommern), Bruchfläche.
Abb. 27: Nahaufnahme der Bruchfläche.
Abb. 28: In der Nahaufnahme der polierten Schnittfläche ist neben Quarz und rotem Granat ein grünes Mineral erkennbar, vermutlich Pyroxen. Das Gestein ähnelt etwas dem quarzitischen Metasomatit aus der Grube Sunnerskog (Abb. 7).

Das letzte Geschiebe könnte ein Skarn sein, scheint aber einen Amphibol mit Ca-Vormacht (grüner Amphibol) zu enthalten. Dafür sprechen die sechseckigen Anschnitte des grünen Minerals. Gleichzeitig ist roter Granat erkennbar, vor allem auf der angewitterten Außenseite und im Kontakt mit dem grünen Silikatmineral. Die ungleichkörnige, wahrscheinlich durch Kataklase überprägte Grundmasse enthalt einen hellen und transparenten Feldspat (keine perthitischen Entmischungen, aber auch keine polysynthetische Verzwilligung erkennbar). Ein Säuretest mit HCl verlief negativ.

Abb. 29: Polierte Schnittfläche eines Geschiebes (Skarn?) aus der Kiesgrube Schweinrich (N-Brandenburg), leg. F. Wilcke.
Abb. 30: Nahaufnahme.

6. Literatur

Ausführliche Informationen sowie ein umfangreiches Literaturverzeichnis über Skarn finden sich auf science.smith.edu sowie auf wikipedia.de und mineralienatlas.de.

BÖSE M & EHMKE G 1996 Geotope und ihre Unterschutzstellung in Berlin – Brandenburgische Geowissenschaftliche Blätter 3 (1): 155-159, 2 Tab., Kleinmachnow.

PERSSON L 1989 Beskrivning till berggrundskartorna 1 : 50000 – Vetlanda SV och SO – Sveriges Geologiska Undersökning (Af) 170+171: 130 S., Uppsala.

RIES G 2005 Ein Cer-Orthit-haltiger Quarzit als Geschiebe – Geschiebekunde aktuell 21 (1): 29-30, 2 Abb., 1 Tab., Hamburg / Greifswald.

WIMMENAUER W 1985 Petrographie magmatischer und metamorpher Gesteine; 297 Abb., 106 Tab., Enke-Verlag, Stuttgart.

Marmor

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“).
  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 Petrographie 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.

2. Marmor-Geschiebe

Als reiner bis unreiner Marmor erkennbare Geschiebe sind vor allem mittel- bis grobkörnige, überwiegend aus kristallinem Calcit bestehende Gesteine mit Beimengungen von oftmals grünen 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.

Die grünen 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. 33, 34). Grauer oder bunter Ceratopyge-Kalk könnte auf den ersten Blick für Silikatmarmor gehalten werden, ist aber feinkörnig und enthält Glaukonit-Körner sowie Fossilreste (Abb. 35, 36).

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: Reiner Marmor („Urkalk“), Geschiebe mit gelblich verfärbter Außenseite in der Kiesgrube Neuendorf bei Oranienburg, Breite 18 cm. Undeutlich ist eine Lagentextur erkennbar, ein Abbild der sedimentären Schichtung mit silikatreicheren Partien (entstanden durch Anteile z. B. toniger Beimengungen).
Abb. 4: Handstück aus dem gleichen Block, frische Bruchfläche.
Abb. 5: Nahaufnahme; der Anteil schwarz- bis bräunlichgrüner Silikatminerale ist gering.
Abb. 6: Ophicalcit (unreiner Marmor, Silikatmarmor) mit auf der Außenseite gelblichgrün gefärbten Silikatmineralen; Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.
Abb. 7: Ophicalcit, Geschiebe aus der Kiesgrube Horstfelde, S Berlin. Die frische Bruchfläche zeigt ein gleichkörniges und richtungsloses Gefüge aus Calcit und grünen Silikatmineralen. Am Rand ist eine cm-dicke braune Verwitterungsrinde erkennbar.
Abb. 8: Nahaufnahme.
Abb. 9: Ophicalcit, polierte Schnittfläche. Die gelblich-weißen und matten Silikatminerale in der Verwitterungsrinde besitzen offenbar einen geringen Eisengehalt (z. B. stark forsteritischer Olivin), andernfalls wären rostbraune Verfärbungen zu erwarten. Fundort: Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, Slg. G. Engelhardt.
Abb. 10: Nahaufnahme hell- bis dunkelgrüner und xenomorpher Silikatminerale.
Abb. 11: Hellgrauer, eher unscheinbarer Silikatmarmor mit dunklen Silikatmineralen; Strandgeröll von Johannistal, Schleswig-Holstein, leg. E. Figaj.
Abb. 12: 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. 13: Heller Marmor mit lagenweise konzentrierten grünen Silikatmineralen. Großes Geschiebe von 40 cm Länge aus der Grube Hohensaaten an der Oder.
Abb. 14: Nahaufnahme der Bruchfläche: xenomorpher und durchscheinender Calcit, begleitet von wenigen Körnern hell- bis mittelgrüner Silikate und einem braunen Glimmermineral (Phlogopit).
Abb. 15: 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. 16/17) 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. 18: Kantengerundetes Marmor-Geschiebe mit hellgrauer und rauer Oberfläche. Rechts unten sind grünschwarze Glimmerplättchen bis 5 mm Größe erkennbar.
Abb. 19: Seitenansicht des gleichen Geschiebes.
Abb. 20: Detailaufnahme ockergelber, roter bis violettroter und schwach bläulicher Minerale, umgeben von dunklen Magnetit-Säumen. Einige Mineralkörner besitzen einen mehrfarbigen und zonaren Aufbau.
Abb. 21: 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. 22: 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. 23: 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. 24). 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. 24: 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).
Abb. 25: Einschlussführender Marmor, grünlicher Ophicalcit mit runden Gneis- und Migmatit-„Geröllen“. Großgeschiebe am Strand von Jastrzębia Góra (Danziger Bucht/PL), Bildbreite ca. 50 cm. Siehe weitere Marmor-Großgeschiebe von dieser Lokalität im Fundbericht, Abb. 57-64.
Abb. 26: Tektonisch überprägter Marmor mit geringen Anteilen grüner Silikatminerale. Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Schweinrich, Slg. F. Wilcke (Wittstock).
Abb. 27: Nahaufnahme.
Abb. 28: Silikatmarmor mit einer Flasertextur aus dunkelgrauen und weißen Partien. Polierte Schnittfläche, Abschlag aus einem Großgeschiebe in der Kiesgrube Schwarz (S-Mecklenburg).
Abb. 29: Nahaufnahme; zum Rand des Geschiebes (links) ist eine Zonierung unterschiedlicher Verwitterungsstadien erkennbar: grün, bräunlichgrün, schließlich gelb. Die helle Calcit-Matrix erscheint fein zuckerkörnig und wurde durch tektonische Einwirkung fein zerrieben.
Abb. 30: Silikatmarmor mit Lagentextur und zwei größeren Porphyroblasten (Hellglimmer). Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Schweinrich, Slg. F. Wilcke.
Abb. 31: Nahaufnahme der Hellglimmer-Porphyroblasten; rechts mit bläulichem Schimmer.
Abb. 32: Silikatmarmor/Ophicalcit am Strand von Nienhagen bei Rostock, Breite 17 cm.

5. Beispiele für nicht metamorphe kristalline Kalksteine

Abb. 33: Diagenetisch umkristallisierter Kalkstein (Biosparit) aus dem Malm (ehem. Steinbruch Schwanteshagen / Polen). Unter der Lupe sind keine Silikatminerale, aber zertrümmerte Schalenreste erkennbar.
Abb. 34: 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. 35: Ordovizischer Kalk (Expansus-Kalk), loser Stein vom Anstehenden (Öland), grauer und massiger Kalkstein mit Glaukonitkörnern.
Abb. 36: Der Glaukonit bildet xenomorphe, teils wurmförmige Aggregate. Auch der Ceratopyge-Kalk enthält Glaukonit. Ein buntes Exemplar 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.