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.
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).
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.
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.
Leitgeschiebe aus Dalarna (Abb. 28-31) sowie Gesteine aus Småland (Abb. 32) und Östergötland treten ebenfalls eher vereinzelt auf.
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.
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.
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.
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).
Zum Schluss noch einige Funde von Sedimentgesteinen.
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).
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]3
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.
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.
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.
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.
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.
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.
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.
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
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
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