Schlagwort-Archive: Brandenburg

Rhombenporphyr

Der Rhombenporphyr ist das bekannteste Leitgeschiebe aus dem Oslogebiet und für jedermann anhand der charakteristischen rhombenförmigen Feldspat-Einsprenglinge leicht erkennbar. Die Farbe der feinkörnigen bis dichten Grundmasse sowie Anzahl und Größe der Einsprenglinge variieren in weiten Grenzen (Abb. 2).

Abb. 1: Rhombenporphyr, Aufnahme unter Wasser. Geschiebe von Hanstholm (Dänemark), leg. T. Brückner.
Abb. 2: Rhombenporphyr-Nahgeschiebe von Slagen Tangen (Norwegen); Foto: D. Pittermann. Bildbreite ca. 40 cm.
  1. Vorkommen
  2. Beschreibung
  3. Verbreitung der Rhombenporphyr-Geschiebe
  4. Funde aus Berlin und Brandenburg
  5. Literatur

1. Vorkommen

Das Heimatgebiet der Rhombenporphyr-Geschiebe liegt im Oslograben in Süd-Norwegen. Vor etwa 280 Millionen Jahren stiegen entlang einer langgestreckten tektonischen Dehnungszone (Grabenbruch) magmatische Schmelzen auf. Während einer Phase intensiver vulkanischer Aktivität entstanden zahlreiche und unterschiedlich ausgebildete Lavadecken von Rhombenporphyren. Die Vorkommen setzen sich in südwestlicher Richtung am Boden von Oslofjord und Skargerrak fort. Im Zuge des Magmatismus im Oslograben kam es zur Bildung weiterer intrusiver und effusiver Gesteine, von denen einige aufgrund ihrer besonderen Entstehungsgeschichte sowie einzigartiger petrographischer Merkmale als Leitgeschiebe geeignet sind, u. a. Larvikit, Tönsbergit, Ekerit, Oslo-Basalt, Foyait und Nordmarkit.

Mit dem Aufdringen der Rhombenporphyr-Magmen ist die Entstehung eines Gangsystems aus intrusiven Rhombenporphyren verbunden, das entlang der Küste von Bohuslän in West-Schweden verläuft (KUMMEROV 1954, JACOBI 1997). Dieses Gebiet kommt ebenfalls als Lieferant von Rhombenporphyr-Geschieben in Frage, allerdings ist die Ausdehnung dieser Gänge vergleichsweise gering.

QUENSEL 1918 beschreibt ein kleines Vorkommen von (tektonisch deformierten) Rhombenporphyren aus dem Kebnekaise-Gebiet in Lappland. Ob aus diesem sehr weit nördlich gelegenen Gebiet Rhombenporphyr-Geschiebe nach Norddeutschland gelangten (und von den Rhombenporphyren des Oslo-Gebiets unterscheidbar sind), ist zweifelhaft.

Abb. 3: Rhombenporphyr, polierte Schnittfläche. Geschiebe von Hohenfelde, östlich von Schönberg, Schleswig-Holstein.
Abb. 4: Nahaufnahme. Neben rhombenförmigen Anschnitten von Feldspat-Einsprenglingen sind zwei mit Sekundärmineralen (u. a. Calcit und Epidot) verfüllte Blasenhohlräume erkennbar.

2. Beschreibung

Entscheidendes Erkennungsmerkmal der Rhombenporphyre sind die länglichen und manchmal spitz zulaufenden rauten- oder bootsförmigen Anschnitte von Feldspat-Einsprenglingen. Es handelt sich um Mischkristalle von Na-K-Ca-Feldspat, sog. ternären Feldspat, z. B. Anorthoklas (Albit+Orthoklas). Ihre Bildung ist an sehr heiße Magmen gebunden, in denen eine Entmischung der Feldspatkomponenten (Plagioklas und Alkalifeldspat) nicht oder nur unvollständig erfolgt. Diese speziellen Feldspäte sind ein charakteristischer Bestandteil der Vulkanite (und einiger Plutonite) des Oslograbens und von anderen Lokalitäten weitgehend unbekannt (s. u.). Petrographisch handelt es sich beim Rhombenporphyr um Latite, also SiO2-arme Vulkanite mit jeweils 35-65% Alkalifeldspat und Plagioklas. Latite sind das vulkanische Äquivalent der Monzonite.

Die Feldspat-Einsprenglinge weisen gelbliche, bräunliche oder graue Farben auf. Seltener sind blassgrüne, rote oder leuchtend orangefarbene Tönungen. Ihre Länge beträgt zwischen 5-30 mm. Die Feldspäte sind heller (selten dunkler) als die Grundmasse, können aber dunklere Kerne oder andersfarbige dünne Säume besitzen. Die Einsprenglingsdichte ist variabel. Nach OFTEDAHL 1967 lassen sich ein einsprenglingsreicher („klassischer“) Typ mit Feldspäten bis 2,5 cm Länge und ein einsprenglingsarmer Typ mit wenigen und kleinen Einsprenglingen bis 1,8 cm unterscheiden.

Als Folge von Entmischungsvorgängen ist manchmal eine unregelmäßig netz- oder tropfenförmige und wellige „Zeichnung“ in den Feldspäten erkennbar (Abb. 12, 27), die sich von der perthitischen Entmischung der Alkalifeldspäte und der polysynthetischen Verzwilligung der Plagioklase unterscheidet. Die Feldspäte neigen zur Bildung von Zwillingen, Mischkristalle aus mehreren Feldspat-Rhomben sind häufig. Durch Adhäsionskräfte in der Schmelze können die Feldspäte zu Kristallhaufen vereinigt sein (glomerophyrisches Gefüge, Abb. 28).

Neben rhombenförmigen können auch nahezu rechteckige Feldspat-Einsprenglinge auftreten. Eine seltene Variante ist der Rektangelporphyr mit ausschließlich rechteckigen Feldspat-Einsprenglingen und einer sehr feinkörnigen Grundmasse. Dieser Typ wird gelegentlich mit Diabasen verwechselt. Basaltische Gesteine mit rechteckigen Plagioklas-Einsprenglingen (=Diabase) besitzen häufig eine körnige Grundmasse sowie ein ophitisches Gefüge (kleine Plagioklasleisten in der Grundmasse). Die größeren Plagioklase zeigen in der Regel die typische polysynthetische Verzwilligung.

Abb. 5: Rotbrauner Rhombenporphyr; Kiesgrube Kreuzfeld, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 6: Grünlicher Rhombenporphyr, Geschiebe von Presen/Fehmarn.
Abb. 7: Feldspat-Zwillinge in einem Rhombenporphyr aus der Kiesgrube Kröte (Wendland, Niedersachsen).
Abb. 8: Anorthoklas-„Drilling“; FO: Westermarkelsdorf/Fehmarn.
Abb. 9: Schnittfläche eines grauen Rhombenporphyrs mit dunklen Feldspäten, Aufnahme unter Wasser (FO: Steinbeck/Klütz).
Abb. 10: Rhombenporphyr; dunkle Feldspäte mit hellem Saum (Langtangen-Typ); Vigsö-Bucht (Dänemark), Slg. E. Figaj.
Abb. 11: Brauner Rhombenporphyr (oder Nordmarkit-Porphyr?) mit körniger Grundmasse und relativ viel dunklen Mineralen. Strandgeröll von Johannistal, Slg. E. Figaj, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 12: Nahaufnahme.

Die Grundmasse der Rhombenporphyre ist feinkörnig bis dicht. Häufig sind bräunliche Farbtöne, auch mit grünlichem oder orangefarbenem Stich. Rote bis violette und sehr feinkörnige bis dichte Grundmassen finden sich vor allem in pyroklastischen Gesteinen (Abb. 13, 33). Seltener sind grüne, dunkelgraue oder sehr helle Farben (Abb. 42). Durch Verwitterung können die Gesteine oberflächlich stark ausbleichen.

Rhombenporphyre mit erkennbaren Einzelkörnern (über 1 mm) in der Grundmasse entstanden durch eine entsprechend langsame Abkühlung des Magmas und dürften subvulkanische Bildungen oder Gangporphyre sein. Solche intrusiven Typen sind sowohl aus dem Oslogebiet als auch von der westschwedischen Küste (Bohuslän) bekannt und der Herkunft nach nicht unterscheidbar. Für glaziostratigraphische Untersuchungen ist dies auch zweitrangig, da beide Vorkommen im Einzugsgebiet des norwegisch-westschwedischen Gletscherstroms liegen.

Dunkle Minerale sind nur in geringer Menge enthalten und von Hand kaum bestimmbar (Biotit, Augit und Erz nach ZANDSTRA 1988). Etwa ein Fünftel der Rhombenporphyr-Geschiebe reagiert auf einen Handmagneten, etwa jeder zehnte Geschiebefund ist deutlich bis stark magnetisch (statistische Erhebung an RP-Geschieben aus Brandenburg). Häufig sind gefüllte Blasenhohlräume (Mandeln) zu beobachten. Bei einem hohen Anteil an Mandeln kann man von einem Rhombenporphyr-Mandelstein sprechen. Als sekundäre Bildung treten Calcit oder Epidot auf, aber auch Mandelfüllungen mit glasklarem Quarz (Abb. 42).

Neben Porphyren mit weitgehend homogener Grundmasse finden sich blasenreiche Laven (weitgehend ohne Hohlraumfüllungen, meist einsprenglingsarmer Typ, Abb. 30) und aus Pyroklasten zusammengesetzte Vulkanite (Lapillisteine, Lapillituffe oder „Agglomeratlaven“, s. Abb. 13,14, 31-33). In älterer Literatur wurden letztere gelegentlich als „Rhombenporphyr-Konglomerat“ bezeichnet. Der Name sollte jedoch klastischen Sedimentgesteinen mit umgelagerten Vulkanitfragementen vorbehalten sein. Das Rhombenporphyr-Konglomerat (Krogskogen-Konglomerat), ein seltener Geschiebefund, besitzt eine sandige Matrix und enthält neben Klasten von Rhomben- und Quarz-Porphyren klastische Quarze, Sandstein und basaltische Klasten (s. skan-kristallin.de).

Abb. 13: Blasige Rhombenporphyr-Lava, Aufnahme unter Wasser; Steinbeck/Klütz.
Abb. 14: Nahaufnahme, Verzwilligung mehrerer rhombischer Feldspat-Einsprenglinge.
Abb. 15: Rhombenporphyr-Mandelstein (Hökholz bei Eckernförde).
Abb. 16: Rhombenporphyr-Mandelstein von der Vigsö-Bucht (Dänemark), Slg. E. Figaj.
Abb. 17: Rhombenporphyr, im unteren Teil eine Tufflage mit Feldspat-Bruchstücken. Polierte Schnittfläche eines Geschiebes von Westermarkelsdorf/Fehmarn (T. Brückner leg.).
Abb. 18: Spezielle Rhombenporphyr-Variante mit länglichen Feldspat-Einsprenglingen (Pipenhus-Typ); Geschiebe von Hökholz.
Abb. 19: Rhombenporphyr, Pipenhus-Typ, Breite 14 cm. Vigsö-Bucht (Dänemark), Slg. E. Figaj.

Zusammenfassung der unterschiedlichen Ausprägungen bzw. Geschiebetypen von Rhombenporphyren (Abbildungen in JENSCH 2013a und 2013b; allgemeine Beschreibung in HESEMANN 1975, SMED & EHLERS 2002, SCHULZ 2003):

  • gewöhnlicher Rhombenporphyr: einsprenglingsarmer und einsprenglingsreicher Typ
  • Rhombenporphyr-Mandelstein (Abb. 13-16)
  • blasige Laven, Pyroklastika (Lapillisteine, Lapillituffe oder „Agglomeratlaven“, Abb. 13-14, 31-33)
  • Intrusiver Rhombenporphyr (körnige Grundmasse, Abb. 39-41)
  • Rektangelporphyr (Abb. 35, s. a. kristallin.de)
  • Rhombenporphyr-Konglomerat (skan-kristallin.de).

Rhombenförmige Feldspat-Einsprenglinge finden sich in weiteren Gesteinstypen des Oslograbens, z. B. im Nordmarkit-Porphyr (s. skan-kristallin.de) oder in Plutoniten (Larvikit, Tönsbergit). Darüber hinaus treten sie auch in Gesteinen aus anderen Regionen auf, die aber kaum mit den Oslo-Gesteinen verwechselbar sind (Vaggeryd-Syenit, Sorsele-Granit, Heden-Porphyr). Einzelne rhombenförmige Plagioklase können in Diabasen enthalten sein.

Anhand der stratigraphischen Verhältnisse im Anstehenden unterscheidet OFTEDAHL 1952, 1967 etwa 30 einzelne Rhombenporphyr-Lagen (s. Proben auf vendsysselstenklub.dk). Seine Einteilung dürfte auf Geschiebefunde jedoch nur eingeschränkt anwendbar und eine entsprechende Zuordnung zu bestimmten RP-Lagen mit großen Schwierigkeiten verbunden sein. Zum einen ist von einer hohen Variationsbreite innerhalb der einzelnen RP-Lagen auszugehen. Auffällige Rhombenporphyr-Varianten müssen nicht an eine bestimmte vulkanostratigraphische Position gebunden sein, da in unterschiedlichen Phasen des Vulkanismus Porphyre mit ganz ähnlichen Merkmalen entstanden sein könnten, vor allem oberhalb der Lage RP15 (JENSCH 2013a: 60). Auch der Vergleich mit Anstehendproben führt zu Irrtümern (MEYER AP 1969). Rhombenporphyr-Lagen können durch frühere Vereisungen bereits vollständig abgetragen sein. Weiterhin ist zu bedenken, dass die Fortsetzung des Vorkommens der Oslo-Gesteine in südlicher Richtung unter Wasser weitere Varianten von Rhombenporphyren geliefert haben könnte.

3. Verbreitung der Rhombenporphyr-Geschiebe

Rhombenporphyre wurden zu verschiedenen Zeiten durch Eisströme vom Oslo-Gebiet in Richtung SSW bis SW über Dänemark und NW-Deutschland nach Süden transportiert (Abb. 21). In westlicher Richtung finden sich Rhombenporphyr-Geschiebe in Schottland und England (EHLERS 1988, K-D MEYER 1993, 2010), in südwestlicher Richtung in den Niederlanden (HUISMAN 1971). Auch aus Schweden liegt eine Fundmeldung vor (HILLEFORS 1968). Eine Kuriosität sind zwei (identische) Funde von Rhombenporphyr-Geschieben (sowie ein Drammen-Rapakiwi) von der Insel Leka, weit nördlich vom Oslograben (Mitteilung A. Bräu, Abb. 20). Der Transportmechanismus (Eisschollendrift, anthropogene Verschleppung) konnte bislang nicht geklärt werden.

Abb. 20: Rhombenporphyr, Geschiebefund von der Insel Leka (mittleres Norwegen), etwa 500 km nördlich von Oslo. Probe und Foto: A. Bräu.

In Deutschland sind Rhombenporphyr-Geschiebe von N- und NW- Deutschland bis nach Sachsen weit verbreitet. Mehrere Fundberichte liegen auch aus Polen und Tschechien vor (vgl. Literaturhinweise in SCHNEIDER & TORBOHM 2020). Außerhalb des allgemeinen Verbreitungsgebietes, östlich der Linie Mecklenburg-Brandenburg-Sachsen, treten sie als Einzelfund auf. Die östliche Verbreitungsgrenze wird in SCHULZ 1973, 2003 und 2012 ausführlich diskutiert (s. a. Abb. 21).

Abb. 21: Verbreitungsgebiet der Rhombenporphyr-Geschiebe. 1 – Gesteine des Oslograbens, Fortsetzung des Vorkommens unter Wasser; 2 – Geschiebefächer Rhombenporphyr (Hauptverbreitungsgebiet); 3 – östliche Verbreitungsgrenze; 4 – Maximalausdehnung der nordischen Inlandvereisungen. Karte nach SCHULZ 1973.

4. Funde aus Berlin und Brandenburg

Aus Berlin und Brandenburg konnten in jahrelanger Sammeltätigkeit bislang 82 Rhombenporphyr-Geschiebe zusammengetragen werden (Stand: 01/2021; Dokumentation in SCHNEIDER & TORBOHM 2020). Die Funde belegen einen weit nach Osten reichenden Transport dieser Gesteine in ein Gebiet, das überwiegend durch baltische und ostschwedische Geschiebegemeinschaften geprägt ist. Abb. 22 zeigt alle Fundpunkte. Hervorgehoben sind Kiesgruben mit der höchsten Fundanzahl. Eine hohe Fundanzahl spricht nicht unbedingt für ein gehäuftes Auftreten, sie könnte auch auf eine entsprechend aktive Sammeltätigkeit zurückzuführen sein.

Abb. 22: Fundpunkte von Rhombenporphyr-Geschieben in Brandenburg; Grafik verändert nach Benutzer Grabenstedt 2007, Quelle: wikipedia.de, Lizenz: CC BY-SA 3.0. Daten aus STACKEBRANDT & MANHENKE 2002.

1 – Damsdorf-Bochow bei Lehnin (9 Funde)
2 – Teschendorf bei Oranienburg (8 Funde)
3 – Hohensaaten (9 Funde)
4 – Niederlehme (9 Funde)
5 – Fresdorfer Heide (7 Funde)
6 – Ziezow (5 Funde)
7 – Gebiet um Fürstenwalde (Slg. Bennhold; 53 Funde).

Die brandenburgischen Rhombenporphyr-Geschiebe stammen überwiegend von Lokalitäten mit oberflächennah aufgeschlossenen Ablagerungen der Weichsel-Vereisung. Viele Kiesgruben liegen – nicht zuletzt aus bergbaulichen Erwägungen – am Rande von Hochflächen oder Urstromtälern. Lediglich 11 der insgesamt 82 Funde (14%) lassen sich unmittelbar mit saalekaltzeitlichen (oder älteren) Ablagerungen in Zusammenhang bringen. Diese im südlichen Brandenburg gelegenen Altmoränenhochflächen bieten allerdings auch nur wenige Aufschlüsse. Der Erhaltungszustand der Geschiebe ist im Allgemeinen schlecht: die Grundmassen sind ausgebleicht, die Gesteine stark verwittert, manchmal regelrecht durchgewittert.

Die in SCHNEIDER & TORBOHM 2020 dokumentierten Funde sind ausschließlich Einzelfunde von den Überkornhalden in Kiesgruben. Diese aus sandigen bis kiesigen Horizonten abgetrennte, grobe Gesteinsfraktion kann umgelagertes Material aus älteren Glazial-Ablagerungen enthalten. Statistische Daten zur glaziostratigraphischen Verbreitung von Rhombenporphyr-Geschieben in weichsel- und saalezeitlichen Ablagerungen in brandenburgischen Glazialablagerungen ließen sich durch Zählungen aus Tillablagerungen erheben. Jedoch dürften Rhombenporphyre hier auch bei ausdauernder Suche nur sehr selten anzutreffen sein.

Bemerkenswert ist die hohe Fundanzahl in unmittelbarer Nähe der nordöstlichen Verbreitungsgrenze der Rhombenporphyr-Geschiebe am Nordrand des Oderbruchs (s. SCHULZ 1973). Aus der Grube Hohensaaten (Lokalität 3 in Abb. 22) stammen 9, aus mittlerweile stillgelegten Gruben der unmittelbaren Umgebung zwei weitere Funde.

Der Geschiebesammler W. Bennhold trug im Laufe mehrerer Jahrzehnte mindestens 53 Rhombenporphyr-Geschiebe zusammen. Sie stammen überwiegend aus dem kompliziert gebauten Stauchmoränenkomplex der Rauener Berge im Bereich des Frankfurter Stadiums der Weichsel-Vereisung. Nach ZWENGER 1991 ist der genaue Herkunftshorizont zwar nicht präzisierbar, jedoch dürften die RP-Geschiebe überwiegend saalezeitlichen Bildungen entstammen, weil die weichselkaltzeitlichen Ablagerungen hier nur geringmächtig ausgebildet sind. Bennholds Funde werden in der Geschiebesammlung im Museum Fürstenwalde aufbewahrt.

Als Ursache für Fundhäufungen von Rhombenporphyren außerhalb ihres Hauptverbreitungsgebietes nennt SCHULZ 1973 einen wechselnden Einfluss des norwegischen Gletscherstroms. Rhombenporphyre wurden während des Drenthe-Stadiums der Saale-Vereisung und während des Brandenburgischen Stadiums der Weichsel-Vereisung weit nach Osten transportiert. Auch EIßMANN 1967 (in EHLERS 2011: 47) nimmt an, dass ein norwegisch-westschwedischer Eisstrom, dessen östlichste Ausdehnung etwa bis in den Raum Bornholm reichte, zu verschiedenen Zeiten durch einen nordschwedisch-finnischen Eisstrom abgelenkt wurde. Rhombenporphyr-Geschiebe von relativ weit östlich gelegenen Fundlokalitäten dürften daher nicht etwa aus aufgearbeiteten Ablagerungen der Elster-Vereisung stammen, zumal ihre Verbreitungsgrenze zumindest in Sachsen weit westlich der Maximalausdehnung elsterzeitlicher Sedimente liegt (etwa im Raum Grimma, SCHULZ 1973).

Geschiebefunde anderer Gesteine des Oslo-Grabens scheinen trotz intensiver Suche in Brandenburg nur sehr spärlich vorzukommen. MEYER AP 1964 berichtet von Fundhäufungen in der Kiesgrube am Stener Berg (Berlin). Aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam stammt ein Larvikit-Geschiebe. Ein weiterer Fund durch W. Bennhold aus den Rauener Bergen wird im Museum Fürstenwalde aufbewahrt. Herr D. Schmälzle (†) (Berlin) berichtet von einem Larvikit-Geschiebe aus dem nördlichen Brandenburg (mündl. Mitteilung). Erwähnenswert sind in diesem Zusammenhang vereinzelte Funde südwestschwedischer Leitgeschiebe wie Schonengranulit und „Flammenpegmatit“ (Slg. Torbohm: 7 Funde), die bisher offenbar nur wenig Beachtung fanden und ebenfalls durch einen norwegisch-westschwedischen Eisstrom nach Brandenburg gelangt sein dürften.

Abb. 23: Bisher größter Rhombenporphyr-Fund aus Brandenburg (20 x 15 x 10 cm); gut erhaltenes Exemplar mit dunkelgrauer Grundmasse und silbrig glänzenden, transparenten Feldspäten; Kiesgrube Niederlehme bei Berlin; Slg. M. Torbohm.
Abb. 24: Brauner Rhombenporphyr, Aufnahme unter Wasser (Kiesgrube Niederlehme).
Abb. 25: Rhombenporphyr mit eingeregelten Feldspäten (fluidaler Typ, „RP1“); Kiesgrube Niederlehme.
Abb. 26: Rhombenporphyr mit hellen und orangefarbenen Feldspäten, Aufnahme unter Wasser (Kiesgrube Niederlehme).
Abb. 27: Rhombenförmiger Feldspat-Einsprengling mit subparallelen, welligen Entmischungslamellen und randlicher Zonierung. Geschiebe aus der Kiesgrube Damsdorf-Bochow bei Lehnin, Slg. D. Lüttich.
Abb. 28: Glomerophyrisches Gefüge; zu kleinen Kristallhaufen aggregierte Feldspat-Einsprenglinge. Rhombenporphyr aus der Kiesgrube Hoppegarten, leg. St. Schneider.
Abb. 29: Eigens gedrucktes „Festkärtchen“ zum 50. Rhombenporphyr-Fund aus der Umgebung von Fürstenwalde (Sammlung Bennhold, Museum Fürstenwalde).
Abb. 30: Blasige Rhombenporphyr-Lava, einsprenglingsarmer Typ. Kiesgrube Teschendorf, leg. St. Schneider.
Abb. 31: Lapillistein mit Rhombenporphyr- und Mandelstein-Fragmenten, Aufnahme unter Wasser. Kiesgrube Teschendorf, leg. St. Schneider.
Abb. 32: Rhombenporphyr-Lapillistein, polierte Schnittfläche. Kiesgrube Falkenthal, Löwenberger Land.
Abb. 33: Rhombenporphyr aus roten und braunen, fest miteinander verbundenen Pyroklasten (pyroklastische Brekzie). Die Bezeichnung „Agglomeratlava“ ist nach aktueller Nomenklatur Pyroklastiten vorbehalten, die zu mind. 75% aus Bomben (Vulkanoklasten über 63 mm) bestehen. Fundort: Hohensaaten an der Oder, Slg. St. Schneider.
Abb. 34: Rhombenporphyr-Geschiebe aus SE-Brandenburg (Papproth, Tagebau Welzow-Süd, Niederlausitz).
Abb. 35: Rhombenporphyr mit rechteckigen Feldspat-Einsprenglingen (Rektangel-Porphyr); Lesesteinhaufen bei Schlunkendorf, Slg. D. Lüttich.
Abb. 36: Fund aus dem Berliner Stadtgebiet; Kiesgrube Spandau, leg. A.P. Meyer, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 37: Rotgrauer Rhombenporphyr, Kiesgrube Hartmannsdorf bei Berlin.
Abb. 38: Graubrauner, deutlich magnetischer Rhombenporphyr mit dunkelgrauen Feldspäten, die von gelben Säumen umgeben sind (Langtangen-Typ, RP14a); Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg.
Abb. 39: Rhombenporphyr mit körniger Grundmasse. Kiesgrube Oderberg-Bralitz; Slg. St. Schneider.
Abb. 40: Intrusiver Typ mit körniger Grundmasse. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg.
Abb. 41: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.
Abb. 42: Heller Rhombenporphyr. Das Gestein enthält runde und transparente Quarzaggregate, vermutlich eine sekundäre Füllung von Blasenhohlräumen. Kiesgrube Borgsdorf/Velten bei Oranienburg, leg. St. Schneider.

5. Literatur

EHLERS J 1988 Skandinavische Geschiebe in Großbritannien – Der Geschiebesammler 22 (2): 49-64, 5 Abb., Hamburg.

EHLERS J 2011 Das Eiszeitalter – Spektrum Sachbuch: IX+363 S., 347 meist kapitelweise num. Abb. (davon 327 farbig), 12 kapitelweise num. Tab., 32 Text-Kästen, Heidelberg etc. (Spektrum Akademischer Verlag in Springer SBM).

EIßMANN L 1967 Rhombenporphyrgeschiebe in Elster- und Saalemoränen des Leipziger Raumes – Abhandlungen und Berichte des naturkundlichen Museums „Mauritianum” Altenburg 5: 37-46, 2 Abb., 1 Tab., Altenburg.

GÁBA Z 1974 Rhombenporphyr und Prickgranit als Geschiebe im tschechoslowakischen Schlesien – Der Geschiebesammler 9 (1): 29-30, 1 Abb., Hamburg.

GÁBA Z & MATYÁŠEK J 1997 Rhombenporphyr-Geschiebe in der Tschechischen Republik- Geschiebekunde aktuell 13 (4): 123-125, 3 Abb., Hamburg.

GÓRSKA M 2003 Nowe znaleziska narzutniaków porfiru rombowego z Oslo na terenie północno-zachodniej Polski [New finds of erratics of the Oslo rhomb porphyry in North-Western Poland] – Przegląd Geologiczny 51 (7): 580-585, 7 Abb., 1 Tab., Warszawa.

HESEMANN J 1975 Kristalline Geschiebe der nordischen Vereisungen – 267 S., 44 Abb., 8 Taf., 1 Kt., Krefeld (Geologisches Landesamt Nordrhein-Westfalen).

HILLEFORS Å 1968 Fynd av stora block av rombporfyr [Discovery of large boulders of rhombporphyry] – Svensk geografisk Årsbok, 44: 186-188, Lund (Lunds Universitet, Geografiska Institution).

HUISMAN H 1971 Die Verbreitung der Rhombenporphyre – Der Geschiebesammler 6 (2): 47-52, Hamburg.

JENSCH J-F 2013a Bestimmungspraxis Rhombenporphyre – Der Geschiebesammler 46 (2-3): 47-103, 35 Abb.,3 Tab., 18 Taf., 1 Karte, Wankendorf.

JENSCH J-F 2013b Korrekturen zu Bestimmungspraxis Rhombenporphyre – Der Geschiebesammler 46(4): 120, 1 Abb., Wankendorf.

KUMMEROW E 1954 Grundfragen der Geschiebeforschung (Heimat, Transport und Verteilung der Geschiebe) – Geologie 3 (1): 42-54, Berlin.

LAMPE R 2012 Erster Nachweis eines Rhombenporphyr-Geschiebes in Vorpommern!? – Geschiebekunde aktuell 28 (3/4) [Werner-Schulz-Festschrift]: 95-98, 1 Abb., Hamburg/Greifswald.

LÜTTIG G 1997 Beitrag zur Geschiebeforschung in Böhmen und Mähren – Geschiebekunde aktuell 13 (2): 43-46, 2 Abb., Hamburg.

MEYER A P 1964 Über Funde kristalliner Geschiebe aus Berlin – Der Aufschluss, Sonderheft 14: 111-116, Heidelberg.

MEYER A P 1969 Ein Blick nach Norden – Der Geschiebesammler 4 (1): 21-27, 4 (2):58-62, 1 Karte, 4 (3/4): 83-94, 2 Abb., Hamburg.

MEYER K-D 1993 Rhombenporphyre an Englands und Schottlands Ostküste – Der Geschiebesammler 26 (1): 9-17, 6 Abb., Hamburg.

MEYER K-D 2010 200 Jahre Rhombenporphyr – Der Geschiebesammler 43 (3): 97-105, 4 Abb., 1 Karte, Wankendorf.

OFTEDAHL C 1952 Studies on the igneous rock complex of the Oslo region. XII. The Lavas – Skrifter utgitt av Det Norske Videnskaps-Akademi i Oslo (I) Matematisk-Naturvidenskapelig Klasse 3: 64 S., 21 Abb., 6 Tab., Oslo (Universitetsforlag).

OFTEDAHL C 1967 Magmen-Entstehung nach Lava-Stratigraphie im südlichen Oslo-Gebiete – Geologische Rundschau 47: 203-218, 5 Abb., 2 Tab., Stuttgart.

QUENSEL P 1918 Über ein Vorkommen von Rhombenporphyren in dem präkambrischen Grundgebirge des Kebnekaisegebietes. – Bulletin of the Geological Institution of the University of Upsala 16: 1-14, 2 Abb., 1 Taf., 3 Tab.,Uppsala.

SCHULZ W 1973 Rhombenporphyrgeschiebe und deren östliche Verbreitungsgrenze im nordeuropäischen Vereisungsgebiet – Zeitschrift für geologische Wissenschaften 1 (9): 1141-1154, 5 Abb., Berlin.

SCHULZ W 2003 Geologischer Führer für den norddeutschen Geschiebesammler – 508 S., 1 Taf., div. Abb., Schwerin (cw Verlagsgruppe).

SCHULZ W 2012 Stratigraphie und Geschiebeführung am Kliff des Klützer Winkels Nordwest – Mecklenburg) – Geschiebekunde aktuell 28 (1): 13-27, 8 Abb.; Hamburg/Greifswald.

SMED P & EHLERS J 2002 Steine aus dem Norden (2.Aufl.) – 194 S., 34 Taf., 67 Abb., 1 Kte. (rev. 2008), Berlin, Stuttgart (Gebr. Borntraeger).

STACKEBRANDT W & MANHENKE V [Hrsg.] 2002 Atlas zur Geologie von Brandenburg – Landesamt für Geowissenschaften und Rohstoffe Brandenburg, (2. Aufl.): 142 S., 43 Ktn., Kleinmachnow.

TIETZ O 1999b Otoczaki porfiru rombowego z Pogórza Łużyckiego (pd.-wsch. Niemcy) – Przyroda Sudetów Zachodnich t.2: 105-108, 2 Abb., 1 Tab., 1 Kt., Jelenia Gora.

VIŠEK J & NÝVLT D 2006 Leitgeschiebestatistische Untersuchungen im Kontinentalvereisungsgebiet Nordböhmens – Archiv für Geschiebeforschung 5 (1-5) [Festschrift Gerd Lüttig]: 229-236, 2 Abb., 2 Tab., Hamburg/Greifswald.

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).

ZWANZIG M, BÜLTE R, LIEBERMANN S & SCHNEIDER S 1994 Sedimentärgeschiebe in den Kiesgruben Oderberg-Bralitz, Hohensaaten und Althüttendorf – In: Schroeder J H [Hrsg]: Führer zur Geologie von Berlin und Brandenburg, No. 2: Bad Freienwalde-Parsteiner See: 131-141, 7 Abb., Berlin (Geowissenschaftler in Berlin und Brandenburg e.V., Selbstverlag).

ZWENGER W H 1991 Die Geschiebesammlung W. Bennhold im Museum Fürstenwalde (Spree) Teil 1: Kristalline Geschiebe – Archiv für Geschiebekunde 1 (2): 65-78, 2 Taf., 4 Abb., 2 Tab., Hamburg.

Einschlussführende Diabase

1. Allgemeines
2. Geschiebetypen
3. Weitere Anstehendproben
4. Geschiebefunde
5. Lokalitäten
6. Literatur

Ein feinkörniges basaltisches Gestein mit kantigen oder runden Fremdgesteins-Einschlüssen (Xenolithe) wird schlicht als einschlussführender Diabas bezeichnet. Es entsteht, wenn basaltisches Magma bei seinem Aufstieg Quarz- und feldspathaltige Fragmente des Nebengesteins oder auch Einzelkristalle aufnimmt. Durch die hohe Temperatur basaltischer Schmelzen werden diese Fragmente leicht abgerundet, weil sie einen deutlich niedrigeren Schmelzpunkt besitzen, zudem einen chemischen Ausgleich mit der Schmelze anstreben. Die häufig rundlichen Formen von Einschlüssen in basaltischen Gesteinen führten wahrscheinlich zu der etwas unglücklichen Bezeichnung „Gerölldiabas“. Nur in wenigen Fällen dürfte es sich tatsächlich um Geröll-Horizonte handeln, die durch eine basaltische Schmelze aufgearbeitet wurden.

Abb. 1: Einschlussführender Diabas mit feinkörniger Grundmasse. Das Gestein enthält abgerundete Xenolithe von Alkalifeldspat und eckige Quarz-Feldspat-Fragmente. Polierte Schnittfläche eines Geschiebes aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.
Abb. 2: Die runden Feldspäte sind stark alteriert, teilweise auch zoniert durch wechselnde Anteile dunkler Minerale.

Einschlussführende Diabase können monomikt (nur eine Gesteinsart als Fremdeinschluss) oder oligomikt/polymikt (mehrere Gesteinsarten) zusammengesetzt sein. Als Einschluss kommen Plutonite und Gneise aller Art, Sandsteine und Quarzite sowie einzelne Quarze und Feldspäte in Frage. Wesentlich häufiger als einschlussführende Diabase lässt sich übrigens das umgekehrte Phänomen beobachten: Xenolithe basaltischer Gesteine in Plutoniten (Abb. 3).

Abb. 3: Basische Xenolithe (Basaltoide, Gabbro) in einem dioritischen Gestein. Kiesgrube Arendsee/Weggun, Brandenburg.

2. Geschiebetypen

In der Geschiebekunde werden mehrere Typen einschlussführender Diabase unterschieden: Björbo-Diabas, Brevik-Gerölldiabas und Ålsarp-Diabas. Neben diesen Typlokalitäten (s. Abb. 6) sind rund ein Dutzend weitere Vorkommen aus Blekinge, Mittelschweden (Grängesberg), von Bornholm sowie aus Norwegen und Finnland bekannt (Hesemann 1975, Korn 1927, Meyer 1981, Bartolomäus & Herrendorf 2003). Darüber hinaus dürfte es eine Reihe weiterer Lokalitäten mit einschlussführenden Partien innerhalb der schwarmartigen Vorkommen verschiedener Generationen von Diabasgängen geben. Die Gangschwärme nehmen jeweils größere Gebiete ein, von Bornholm bis nach Dalarna. Einschlussführende Partien treten nur lokal begrenzt und ausschließlich in kleinen Vorkommen auf. Es ist kaum möglich, hier spezifische Gesteinstypen mit einem begrenzten Herkunftsgebiet herauszustellen. Dies gilt auch für den Sandstein führenden Brevik-Typ (s. a. Bartolomäus & Herrendorf 2003). Einschlussführende Diabase sind daher nicht als Leitgeschiebe geeignet.

Abb. 4: Übersichtskarte mit einigen postorogenen Diabas-Gangschwärmen und im Text angeführten Lokalitäten.
Abb. 5: Brevik-Gerölldiabas, Foto aus skan-kristallin.de.

Der Brevik-„Gerölldiabas“ enthält eckige bis schwach gerundete Klasten von Sandsteinen aus der Almesåkra-Formation sowie bis zu 10 % Granit- und Porphyrklasten. Im Schwedischen heißt das Gestein diabaskonglomerat. Vorkommen dieses Gesteinstyps sind nicht auf das Gebiet von Brevik beschränkt (Bartolomäus & Herrendorf 2003).

Abb. 6: Björbo-Diabas aus Dalarna (4 km westlich von Björbo, K.-D. Meyer leg.) , Foto aus skan-kristallin.de.

Der Björbo-Diabas aus Dalarna besitzt eine feinkörnige bis dichte Grundmasse und runde, eigentümlich korrodierte Xenolithe aus rotem Feldspat. Quarz fehlt in dieser Probe, kann aber in den Diabasen dieses Typs zusätzlich enthalten sein. Beschreibung des Aufschlusses in Meyer KD 1981.

Abb. 7: Alsarp-Diabas, Anstehendprobe mit polierter Schnittfläche, K.-D. Meyer leg., Foto aus skan-kristallin.de.

Der einschlussführende Alsarp-Diabas besitzt eine ophitische Grundmasse und runde Xenolithe von roten Feldspäten. Foto aus skan-kristallin.de, siehe dort für eine Beschreibung und weitere Anstehendproben; siehe Abb. 14-16 für Bilder von der Lokalität Alsarp.

3. Weitere Anstehendproben

3.1. Södregården: Nördlich von Växjö wurde ein Diabasgang mit einer ungewöhnlichen Kombination von Einschlüssen aus Anorthosit und Sandstein/Quarzit beprobt (Lokalität 1). Nach Wikman 2000 (Kartenblatt Växjö NO, SGU) gibt es in diesem Gebiet weitere Aufschlüsse mit ähnlichen einschlussführenden Diabasen.

Abb. 8: Große Anorthosit-Xenolithe und kleinere quarzitartige Einschlüsse in einem Diabas an der Lokalität Södregården. Bildbreite 30 cm.
Abb. 9: Probe aus dem gleichen Aufschluss; Bruchfläche eines einschlussführenden Diabas mit quarzitähnlichen Einschlüssen, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 10: Die Xenolithe sind Sandsteine der Almesakra-Formation, die bei der Aufnahme in das basaltische Magma aufgeschmolzen wurden. Die Sedimentite der Almesåkra-Formation dürften einst ein wesentlich größeres Gebiet eingenommen haben, da einschlussführende Diabase dieses Typs auch weit außerhalb ihrer heutigen Verbreitung gefunden wurden. Die Lokalität Södregården liegt über 40 km südlich davon.

3.2. Forserum: In der Nähe der Lokalität Brevik fanden sich einschlussführende Partien eines Diabases im Kontakt zu einem Småland-Granit (Lokalität 2). Gerundete Feldspat-Xenolithe im Diabas weisen darauf hin, dass es sich nicht um basaltische Xenolithe im Granit handelt.

Abb. 11: Einschlussführender Diabas in einem Småland-Granit (Lokalität 2).

3.3. Värlebo bei Påskallavik (Lokalität 3): Einige Vorkommen von Gangporphyren im östlichen Småland werden von Diabasen begleitet, die den gleichen Aufstiegsweg nutzten und an den Rändern der Gänge auftreten (bimodaler Magmatismus). Im Kontakt zu einem Påskallavik-Porphyr fand sich in der Nähe der Ortschaft Värlebo ein grüner Diabas, der gerundete Feldspäte und einige Blauquarze als Xenolithe führt.

Abb. 12: Graugrüner Diabas mit runden Einschlüssen von Feldspat und Blauquarz, die aus dem benachbarten Påskallavik-Porphyr stammen. Aufnahme unter Wasser.
Abb. 13: Gleicher Stein, nasse Bruchfläche.

3.4. Alsarp (Lokalität 4): Der Besuch eines Straßenaufschlusses in der Nähe der Typlokalität Alsarp in Ost-Småland war enttäuschend, weil der anstehende Diabasgang keine Einschlüsse von runden Feldspäten enthielt. Lediglich der benachbarte Småland-Granit wies Einschlüsse von Diabas sowie unterschiedliche Stadien einer Vermengung auf. Nach Meyer KD 1981 liegt der Aufschluss mit den einschlussführenden Partien 650 m weiter südwestlich (etwa 57.52943, 16.02641, s. a. Abb. 7).

Abb. 14: Småland-Granit mit Diabas-Einschlüssen vom Straßenaufschluss bei Alsarp. Breite des Abschlags ca. 15 cm.
Abb. 15: Anstehender Småland-Monzogranit mit teilweise assimilierten Diabas-Xenolithen; Aufnahme unter Wasser.
Abb. 16: Nahaufnahme einer weiteren Probe. Insgesamt handelt es sich um ein granitisches Gestein. Die Grundmasse enthält reichlich dunkle Minerale aus dem benachbarten Diabas (magma mingling).

4. Geschiebefunde

Abb. 17: Einschlussführender Diabas vom Brevik-Typ, Geschiebefund mit polierter Schnittfläche. Die feinkörnige, graue und basaltartige Matrix führt eckige bis schwach gerundete Einschlüsse von Sandstein. Die graue Matrix ist leicht magnetisch, der Sandstein nicht. Fundort: Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, leg. G. Engelhardt.
Abb. 18: Gleicher Stein, Nahaufnahme. Auffällig sind die schwarzen Reaktionsränder um die Sandsteinfragmente, die auf eine mineralische Veränderung des basaltischen Gesteins durch Stoffaustausch mittels Fluiden (Wasser) schließen lassen.
Abb. 19: Einschlussführender Diabas („Björbo-Typ“) mit feinkörniger Grundmasse. Geschiebe aus der Kiesgrube Penkun bei Stettin, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 20: Nahaufnahme, runde Einschlüsse mit orangerotem Alkalifeldspat, grauem Quarz und wenigen dunklen Mineralen.
Abb. 21: Grenze eines feinkörnigen basaltischen Gesteins zu einem Rapakiwi-Quarzporphyr. Mitten im Basalt befindet sich ein einzelnes Porphyr-Fragment. Während basische Xenolithe in Rapakiwi-Graniten, z. B. Granitporphyren, regelmäßig zu finden sind, scheinen basaltische Gesteine mit Rapakiwi-Einschlüssen wesentlich seltener zu sein. Strandgeröll von Misdroy in Westpolen, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 22: Basaltisches Gestein mit Einschlüssen granitischer Zusammensetzung; Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg).
Abb. 23: Einschlussführender Diabas aus der Kiesgrube Hohensaaten (Brandenburg), Aufnahme einer frischen Bruchfläche unter Wasser.

Das Gestein enthält runde Feldspat- und Blauquarz-Einschlüsse sowie feinkörnige basaltische Xenolithe. Die Einschlüsse, besonders gut erkennbar an den Quarzen, weisen einen dunklen Reaktionssaum auf. Solche Säume, wie sie auch im Aland-„Ringquarzporphyr“ auftreten, sind ein Hinweis auf unvollständige Mineralumwandlungen. Die Reaktion fand nur an der Grenzfläche zweier Minerale statt, ein chemisches Gleichgewicht konnte sich nicht einstellen, weil die Reaktion vorzeitig zum Stillstand kam.

Abb. 24: Diabas mit Einschlüssen aus rotem Feldspat und runden Ringquarzen. Polierte Schnittfläche eines Geschiebes von Mukran auf Rügen (Slg. D. Lüttich).
Abb. 25: Diabas mit runden und eckigen Feldspäten und bläulichgrauem Quarz als Einschluss. Strandgeröll von Westermarkelsdorf, Fehmarn.
Abb. 26: Einschlussführender Diabas mit großen Alkalifeldspat-Xenokristallen und runden Blauquarzen. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.
Abb. 27: Schweres basaltartiges Gestein mit großen Feldspat-Fragmenten. Breite 16 cm, Kiesgrube Althüttendorf (Brandenburg).
Abb. 28: Einschlussführender Diabas, Großgeschiebe vom Rand des Tagebaus Welzow-Süd in Brandenburg, Höhe 90 cm.
Abb. 29: Das Gestein enthält schwach gerundete Fragmente von Gneisen und granitischen Plutoniten.

5. Lokalitäten

Lokalität 1: Einschlussführender Diabas mit Anorthosit- und quarzitähnlichen Sandstein-Fragmenten; Diabasgang 850 m OSO Södregården, Kartenblatt Växjö NO; WGS84DD 57.20566, 14.73403.

Lokalität 2: Småland-Granit mit Partien einschlussführender Diabase; lose Steine vom Anstehenden am Wegesrand; Waldweg bei Olstorp, SW Forserum; 57.67967, 14.44153.

Lokalität 3: Einschlussführender Diabas im Kontakt zum Påskallavik-Porphyr; Bahnanschnitt 1 km NW des ehemaligen Bahnhofs Värlebo; 57.06050, 16.19424.

Lokalität 4: Diabasgang und Diabas-Xenolithe im Småland-Granit; Aufschluss an der Straße von Alsarp nach Sjunnarp (57.53253, 16.03591), Typlokalität liegt ca. 650 m weiter südwestlich (57.52943, 16.02641).

6. Literatur

Bartholomäus WA & Herrendorf G 2003 Ein großes Gerölldiabas-Geschiebe von Varel in Oldenburg – Geschiebekunde aktuell 19 (1): 1-15, 2 Taf., 6 Abb., 1 Tab., Hamburg / Greifswald.

Hesemann J 1975 Kristalline Geschiebe der nordischen Vereisungen – 267 S., 8 Taf. (1 Taf. im Anh.), 44 Abb., 29 Tab., 1 Kte., Krefeld (Geologisches Landesamt Nordrhein-Westfalen).

Korn J 1927 Die wichtigsten Leitgeschiebe der nordischen kristallinen Gesteine im norddeutschen Flachlande ; Ein Führer für den Sammler kristalliner Geschiebe – VI+64 S., 48 farb. Abb. auf Taf. 1-6, 8 Farb-Ktn. auf Taf. 7-14, 1 Tab., Berlin (Preußische geologische Landesanstalt).

Meyer K-D 1981 Ein Vorkommen einschlußführender Diabase bei Björbo, 60 km WSW Falun, Dalarna / Mittelschweden – Der Geschiebesammler 15 (3): 93-98 (-106), 3 Taf., 3 Abb., Hamburg. Wikman H 2000 Berggrundskartan 5E Växjö NO, skala 1:50 000. Sveriges geologiska undersökning Af 201.

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.