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). Die 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.
Abb. 1: Grobkörniger Skarn aus weißem Kalkspat, transparentem Quarz, grünem Ca-Pyroxen (Diopsid bis Hedenbergit) und hellgrünem Epidot. Anstehendprobe von Sunnerskog in Smaland. Abb. 2: Nahaufnahme des Gefüges.
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.
Abb. 3: Geschiebefund eines Pyroxen-Skarns. Das Gestein besteht fast ausschließlich aus grünem Pyroxen sowie etwas Calcit. Der rote Pfeil verweist auf ein nicht identifiziertes Mineralkorn (Fundort: Berlin-Buch, H. Müller leg. am 12.09.1935. Geschiebesammlung der FU Berlin Lankwitz).
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. 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“).
Entstehung von Skarnen
Kalksteine, Dolomite oder
karbonathaltige Sedimentgesteine können durch Subduktion unter eine
kontinentale Kruste in die Nähe von Intrusivkörpern gelangen. Das
Karbonatgestein wird durch einen aufsteigenden Pluton, z. B. einen Granit-Pluton,
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 Plutonit
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.
Das 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.
Abb. 4: 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 einer Granitintrusion. Auf den Halden
und an der Grube lassen sich Gesteinsproben mit unterschiedlichen Graden von 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 bereits angeführte Zonierung von Mineralgesellschaften, abhängig vom Abstand zum Intrusivkontakt, spiegelt sich an den Haldenfunden wieder. Manche Gesteine 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. 5: 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. 6: Feinkörniges, dem Augenschein nach kaum verändertes Nebengestein (Meta-Tuffit oder Meta-Grauwacke) von der Halde am Schacht. Lediglich eine leichte Grünfärbung weist auf eine niedrig metamorphe oder metasomatische Überprägung hin. Verdünnte Salzsäure zeigt keine Reaktion. Abb. 7: 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. 8: Schnittfläche einer ähnlichen Probe (E. Figaj leg.), Aufnahme unter Wasser. Quarzitisches Gestein mit Bändern von Silikatmineralen: roter Granat, schwarzgrüner Pyroxen und hellgrüner Epidot. Abb. 9: Hellgrüner Epidot, dunkelgrüner Pyroxen und etwas roter Granat im Kontakt zu einem feinkörnigen und rötlichen Nebengestein (Metasediment, ähnlich der Grauwacke in Abb. 6). Abb. 10: 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. 11: 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. 12: 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 ein Mineral der Epidotgruppe sein. Abb. 13: Idiomorpher brauner Granat (Grossular) in Calcit. Abb. 14: Skarn aus grün pigmentiertem Calcit und einem Erzmineral mit metallischem Glanz, wahrscheinlich Chalcosin (wichtigstes Kupfermineral in Sunnerskog). Abb. 15: Grobkörniger Skarn aus grünem Pyroxen und rotem Granat sowie etwas Quarz und Epidot. Abb. 16: Pyroxen-Megakristall in einem grobkörnigen Pyroxen-Granat-Skarn. Granat füllt die Zwickel zwischen den großen Pyroxen-Kristallen. Aufnahme unter Wasser. Abb. 17: Bruchstück eines großen Pyroxen-Einkristalls. Gut erkennbar sind die deutliche Spaltbarkeit und die typischen Spaltwinkel von etwa 90º.
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 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.
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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
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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
